3.2. Изменения климата в позднем кайнозое и связанные с ними ледниковые и ледово-морские явления

Развитие палеоклиматологии во многом связано с работами Л. С. Берга, Брукса, А. Вегенера, А. И. Воейкова, В. Кеппена, Ф. Кернера-Марилауна, М. Ми ланковича, И. В. Мушкетова, С. Н. Никитина, В. А. Обручева, А. П. Павлова, В, Рамзая, Г.Симпсона, В. Н. Сукачева, П. А. Тутковского, И. Д. Черского и многих| других. Наиболее основательная сводка исследований по палеоклиматологии до середины XX века выполнена М. Шварцбахом (1955), который приводит библио-1 графический список из 850 названий. Во второй половике XX века выходят круш" ные работы по палеоклиматологии, а также по палеогеографии, имеющие, однако,| большое палеоклиматологическое значение. Это исследования И. И. Борзенковой Т. Д. Боярской, А. А. Величко, В. П. Гричука, К. К. Маркова, Л. Б. Рухина, В. Синицына, А. А. Свиточа, С. А. Ушакова, Н. А. Ясаманова, В. Л. Яхимович и i бенно, работы М. Ф. Веклича (1987) и В. А. Зубакова (1990).

Опираясь главным образом на работы указанных авторов, попытаемс проанализировать изменения климатических условий в конце неогена и ан« тропогена и развитие связанных с похолоданиями материковых покровных] ледников и морских льдов.

Современные представления о позднекайнозойских климатически* колебаниях. Чтобы иметь представления о масштабах изменения климата : позднем кайнозое приведем основные сведения об особенностях современны} климатических условий Северной и Средней Европы и Западной Сибири.

Климат северной и южной частей Русской равнины резко отличается различий годового радиационного баланса. Он уменьшается с 10 ккал/см² на < вере до 55 ккал/см² на юге. Большое влияние на формирование климата Сев оказывает Атлантика и циклоны, связанные с арктическим и полярным фрон Это обеспечивает большое атмосферное увлажнение северной половины Русск равнины. За год в ее западной части (относительно равномерно по месяцам) :

80

падает 650-750 мм осадков. В направлении к востоку количество осадков умень­шается до 500-550 мм, однако именно здесь за зиму образуется достаточно мощ­ный снежный покров (до 80 см); на западе же из-за частых оттепелей снежный покров маломощен и держится короткое время. На побережье Баренцева моря за год выпадает 300 мм осадков. Однако при сравнительно малых значениях радиа­ционного баланса и характерном для этой зоны малом испарении они создают здесь избыточное увлажнение поверхности в непродолжительный теплый сезон.

Южная половина Русской равнины, особенно ее юго-восточная часть, отли­чается более континентальным климатом. Здесь преобладает антициклональный режим погоды. Осадков выпадает 450 мм на западе и 200 мм на юго-востоке.

Зимние температуры понижаются с юго-запада на северо-восток с -4 до -20°С, а летние, с юга на север, с +24 до +8°С.

Климат Западной Сибири отличается от климата Русской равнины боль­шей континентальностью и суровостью, но основные его особенности имеют определенное сходство. Радиационный баланс и континентальность климата также возрастают с севера на юг; наибольшее количество осадков (500-600 мм) выпадает в средней части лесной зоны. К северу и югу от полосы максимально­го увлажнения количество осадков уменьшаются, сокращаясь до 350 мм на се­вере и до 300-250 мм на юге. Такое их распределение по территории обуслов­лено наличием атмосферных барических полей. Север Западной Сибири, как и Русской равнины, в холодное время года испытывает воздействие северо­атлантической циркуляции воздушных масс, что выражается в расположении барической ложбины над северными островами и Карским морем. Циклоны часто приносят метели и штормы. Над южной частью низменности устанавли­вается отрог сибирского антициклона, с которым связаны низкие температуры и ветры малых скоростей. В летнее время повышенное атмосферное давление устанавливается над арктическими морями, в то время как над прогретым Евра-зиатским континентом давление становится более низким, что вызывает вне­дрение в его пределы арктических масс воздуха. В южной половине Западной Сибири в теплое время года часто проходят теплые и сухие воздушные массы, формирующиеся над пустынями Средней Азии и степями Казахстана.

Атмосферные осадки в Западной Сибири связаны с вхождениями арк­тического и полярного фронтов, а также с внутримассовыми процессами. Несмотря на более восточное положение по сравнению с Русской равниной, Западная Сибирь, тем не менее, выделяется мощным снежным покровом в своей срединной полосе, и особенно на водоразделе Оби и Иртыше, где его мощность достигает 80—90 см. Накопление большой толщи снега здесь связано с более продолжительной (до 6 месяцев) зимой в этих широтах.

Зимние и летние метеорологические характеристики изменяются так же, как и на Русской равнине. Зимние температуры понижаются с юго-запада на северо-восток с —12 до —28°С, а летние температуры изменяются почти строго по широте. На севере проходит изотерма +4°, а на юге +20°С.

81

Общие черты развития климата Евразии во второй половине кайнозоя характеризуются тенденцией к устойчивому похолоданию, начавшемуся, как отмечалось, с середины олигоцена. Оно охватило только северную no-j ловину материка и проявлялось тем сильнее, чем ближе тот или иной уча-] сток располагался к Арктическому бассейну. Похолодание развивалось про-1 грессивно, что устанавливается по появлению все более теплоумеренных типов литогенетических и флористических формаций и по их распростра-i нению с течением времени все дальше на юг.

К концу олигоцена в континентальных районах Сибири зимние темпе-1 ратуры становятся настолько низкими, что становится невозможным произ-| растание вечнозеленой и теплолюбивой широколиственной растительности.

Уже во второй половине олигоцена в арктических районах складывается! умеренный климат, который в миоцене распространяется до Казахстана, Мон-1 голии и Северного Китая, а в плиоцене сфера его влияния достигает даже тер­ритории Средней и Центральной Азии. На больших пространствах умеренной зоны ложится и подолгу сохраняется снежный покров, способствующий ин-1 тенсивному выхолаживанию и иссушению воздуха. С этого времени значи-1 тельно усиливается климатическая роль Сибирского антициклона, выросшего J к середине-концу плиоцена в крупнейший циркуляционный фактор.

Смещение термических границ (изотерм) за период с начала палеоцена I по конец плиоцена определяется исследователями-климатологами в 200 км j с севера на юг.

По мере развития похолодания неуклонно усиливались и черты континен-J тальности климата. С течением времени все более отчетливой становилась ce-j зонность климата, нарастали температурные контрасты лета и зимы, уменьши-j лась относительная влажность воздуха, сокращалось общее количество атмо-] сферных осадков и все более пестрым становилось их распределение.

Развитие в позднем плиоцене формации хвойной тайги, близкой к co-J временному типу, очевидно, отражает появление в Арктическом бассейне льдов, которые становятся важнейшим климатическим фактором. С образо-1 ванием льдов климат северных районов Арктики, до того имевший характер морского, должен был измениться. Он быстро выхолаживается и иссушается. {

В связи с похолоданием зона умеренного климата в неогене, особенно в его конце, постепенно распространяется на всю Сибирь и Среднюю Европу. Bj системе атмосферной циркуляции усиливается характерный для умеренной зо-1 ны западный перенос воздушных масс, увеличивается влагообмен между низ-J кими и высокими широтами. Область тропического минимума отступила югу, соответственно сместились сопряженные с нею субтропические максн мы, теперь сосредоточившиеся в Средиземноморье и Иране. Натерриторн Средней Европы и Сибири, климат которых в палеогене имел ярко выражен средиземноморские черты, устанавливается режим равномерного увлажнения.

82

Постепенное нарастание на протяжении неогена межширотных терми­ческих контрастов способствовало еще большему усилению фронтальной и циклонической деятельности, а рост сезонных различий в нагреве поверх­ностей континента и океанов усилил муссонную циркуляцию.

Радиационные условия, свойственные тропическим широтам и господ­ствовавшие в климате палеозоя, мезозоя и палеогена, отходят на второй план, уступая ведущую роль циркуляционным процессам.

Природная зональность Евразии в антропогене по своему общему пла­ну была подобна палеоген-неогеновой, а также современной; иным было лишь абсолютное значение климатических элементов в каждой зоне.

Усиливается похолодание, резкие неоднократные колебания темпера­туры и влажности привели к чередованию похолоданий (ледниковий) и по­теплений (межледниковий) в высоких широтах и плювиальных и ксеротер-мических климатов в низких широтах. Историческая согласованность этих событий в масштабе всего земного шара свидетельствует о том, что измене­ния климата носили всеобщий (общепланетарный) характер и происходили, как и прежде, на фоне неизменной картины природной зональности и обу­словливающей ее общей системы атмосферной циркуляции.

Сильному охлаждению подверглись только высокие и средние широты. Умеренный и субтропический пояса сузились, в результате чего арктиче­ская зона оказалась в близком соседстве с тропиками.

В эпохи похолоданий (ледниковий) зона западного переноса и цикло­нических осадков пролегала на 15-18° (т.е. на 1700-2000 км) южнее ее со­временного положения; субширотная зона высокого давления была не­сколько сужена и смещена на 6-8° (на 650-900 км) к современной эквато­риальной зоне. Циклоны этих эпох отличались большой интенсивностью, устойчивостью и высокими скоростями ветра.

В эпохи потеплений (межледниковий) зона западного переноса и ци­клонической деятельности снова смещалась в высокие широты, при этом интенсивность ее уменьшилась. Субширотная зона высокого давления и эк­ваториальная зона тропических ливней расширялись, и их границы соответ­ственно продвигались к северу.

Климатические условия эпох похолоданий и ледники. Влияние клима­та на развитие ледников обстоятельно проанализировал известный английский климатолог Г. Г. Лэмб (1968). Он выделяет четыре решающих фактора, от ко­торых в первую очередь зависят изменения ледников: а) температура и про­должительность летнего сезона таяния; б) количество осадков, особенно в ви­де снега, снега с дождем или холодного дождя; в) количество снега, выдувае­мого ветрами; г) потери при отрыве от ледника айсбергов, уплывающих в мо­ре. Процессы аккумуляции льда зависят от таких географических условий, как широтное расположение площади и связанное с ним количество солнечной радиации, тепла и влаги, обычно переносимых ветром, общего распростране-

83

ния суши и моря, величины и рельефа конкретной территории. Г. Лэмб зм ключает, что ни один из этих факторов не является причиной оледенений в ш лом, а длительность оледенений прошлого, по-видимому, не определялаЯ длительностью существования подходящих географических условий.

Пояс снегов шириной около 2500 км и более, образующийся зимой в зоне умеренных и высоких широт, воздействует на атмосферную цирк» ляцию, способствуя своему сохранению и дальнейшему питанию вследсш вие высокого альбедо и большого значения скрытой теплоты плавания. Та* ким образом, в "северном полушарии к северу от широт 40—50 условия блаа гоприятствуют обильной снежной зиме и любая причина, которая задержав ла бы таяние снегов летом, благоприятствовала бы оледенению. НапримеД контрастный рельеф способствует развитию оледенения, подобно тому, как I снег и лед могут накапливаться в горах.

По поводу того, обязательно ли перед оледенением сокращение nocrynJ ления тепла, единого мнения нет. Г. Симпсон, например, придерживается па-| радоксальной точки зрения,, что рост инсоляции тоже может вызвать оледенев ние: при увеличении инсоляции океаны получают больше тепла; возрастает! влажность атмосферы, а это в свою очередь приводит к обильным снегопадам в горах полярных областей. С другой стороны, Е. Краус считает, что никакой возможное возрастание количества осадков при повышении температуры не] может привести к началу формирования материковых ледников, если толькЯ не снизятся преобладающие сейчас температуры лета. Климатические наблюЯ дения за последние столетия позволяют сделать вывод, что, по-видимому, вт время этих оледенений похолодание сказывалось сильнее всего в Северной Атлантике и на примыкающей к ней суше (Лэмб, 1968).

М. Шварцбах на основе палеоклиматических исследований отмечаете что антициклоны в эпохи похолоданий и ледниковий приводили к перемеЯ щению в южном направлении алеутского и исландского минимумов и блузки дающих циклонов. К аналогичным выводам на основе актуалистических на-1 блюдений пришел Г. Лэмб. Летние штормы, пересекающие северную части Атлантического океана в эпоху наступления ледников Исландии, Норвегии ■ Альп, проходили явно южнее трасс, характерных для штормов XX в. Отсюди следует предположение, что различия между ледниковыми и межледникси выми эпохами характеризуются изменениями именно такого рода. Из этого! вероятно, следует, что во время эпох похолоданий и оледенений заметно мЛ нее теплый Гольфстрим значительно отклонялся к югу и двигался почти точ« но на восток к южной Португалии или даже к северу западной Африки.

Это дает нам основание сделать предположение о значительном смея щении центра Скандинавского ледникового покрова в начале в юго! восточном, а затем, по мере углубления похолодания, и в юго-западном нам правлениях. В пользу такого предположения свидетельствуют и рассуждя] ния М. Шварцбаха о том, что понижение температуры во время оледенев

84

прослеживалось на всем земном шаре (то есть, по К. К. Маркову, было по­всеместно синхронно). Он напоминает, что образование ледников есть функции не только холода, но и атмосферных осадков. Так как снеговая ли­ния во время ледниковий в океанических областях опускалась ниже, чем в континентальных, то и уменьшение количества осадков внутри материков должно было быть больше, чем на побережье.

В эпохи оледенений над ледяными щитами, как и теперь, располагались антициклоны, которые, однако, могли временно разрушаться вторжением барических минимумов с Атлантики или в связи с потеплением. Например, наблюдения за историческое время показывают, что на севере Гренландии усиление снегопадов (а значит, и аккумуляции) связано с отчетливо выра­женным развитием здесь в более теплые десятилетия нашей эпохи зон по­ниженного давления, как раз тогда, когда в Южной Гренландии сильнее всего проявлялось отступание льда (Лэмб, 1968).

По гипотезе Г. Симпсона и М. Юинга - В. Донна, для возникновения оле­денения необходим начальный период, когда существует свободный от льда океан в полярных широтах, поставляющий влагу для обильных снегопадов над полярной сушей. Попробуем теперь представить себе, рассуждает Г. Лэмб (1968), последствия начавшегося в такую эпоху похолодания, вызванного, возможно, уменьшением количества солнечной радиации, достигавшей по­верхности Земли. Правомерно считать, что на этом этапе сплошной ледяной покров в Арктике существовал бы лишь в частях океана, удаленных от теплых вод, поступающих из Атлантического океана, т.е. в секторах Аляски и северо­восточной Азии. Позднее этот покров довольно легко мог распространяться на остальную часть Ледовитого океана, в его западный сектор, лежащий за круп­ным подводным хребтом Ломоносова. Это объясняет, почему на севере Аля­ски не сформировался единый ледниковый покров. Мы получаем идеальную обстановку для роста ледников на севере Гренландии и Канадском архипелаге при условии, что на Землю поступает несколько меньше тепла, чем теперь; последнее условие еще более обязательно для Скандинавии.

Теория оптимума или метахронности оледенения. Ледниковая теория формировалась постепенно на основе наблюдений (принцип актуализма). Они были возможны в горах, где легко сопоставима деятельность современных ледников со следами древней ледниковой деятельности. Такого рода сопос­тавления, как отмечалось ранее, были осуществлены в 40-х гг. XIX в. в Аль­пах. Труднее было доказывать наличие собственно древних материковых оле­денений для обширной равнинной суши. Больше всего подходили аналогии с Гренландией и Антарктидой. Бьша установлена эрозионная и аккумулятивная деятельность ледников и отмечено, что современные и древние ледниковые отложения и формы рельефа имеют определенное сходство. Таким образом, развитие наук о Земле в середине XIX в. естественным путем пришло к мате­риковой ледниковой теории. Наблюдения ограничивались вначале окраиной

85

современных ледниковых покровов (Гренландия, Исландия). Однако плаву морские льды и материковые ледники, спускающиеся в океан, были изв науке гораздо раньше. Именно поэтому, прежде чем стала созревать ледк вая теория, возникла теория плавучих льдов, или дрифтовая.

Ч. Лайель считается одним из основателей теории дрифта, но он при знавал и материковое оледенение. А один из создателей ледниковой теорий Дж. Гейки считал, что древние материковые льды Шотландии опускались 1 море, где превращались в айсберги. Из этих примеров видно, что леднике вая морская теория и ледниковая материковая теория не антагонистичны своих истоках. Но более молодая материковая теория вытесняла дрифтов} и в конце XIX в. - в первой половине XX в. стала господствующей, превра^ тившись в ортодоксальное учение.

Согласно этой теории древние..ледники покрывали обширную част^ суши. Например, М. Шварцбах (1955) писал, что в четвертичный период льдом было покрыто до 55 млн. км² суши. Один из самых основательных расчетов опубликован в 1957 г. Р. Флинтом - 45 млн. км². По данным И. А\ Суетовой (1962), льдом покрывалось до 44 млн. км². Однако, скорее всего, | эта оценка является завышенной.

В оценках размеров древнего оледенения нашей страны с самого начал^ возникли большие и принципиальные расхождения. А. И. Воейков и И. Черский предупреждали против увеличений масштабов оледенений, указы-^j вая, что климат Сибири не благоприятен для развития ледников в отличив от климата Европы. Представления о минимальном распространении лед«| никового покрова имеют научное (климатическое) обоснование. Итак, рас пространение ледниковой теории сопровождалось преувеличением разме»| ров древнего оледенения. Ревизия оценки, вполне возможно, приведет к вы­воду о том, что площадь древнего оледенения составляла 40-38 млн. км* (Марков, Лазуков, Николаев, 1965). Добавим, что это только начало nepe-J оценки площади и геологической роли древних покровных оледенений.

Допустимо ли предположение, что все указанное пространство был<| покрыто льдом одновременно? Чтобы ответить на этот вопрос, необходимо! перейти от оценки пространственной к оценке временного аспекта ледникоч, вой теории. Ее основное положение заключается в том, что ледники достиг гали и наибольшего и наименьшего размера на всех материках одновр менно. Синхронность оледенения стала догмой.

Ледники - продукт климата, и чтобы признать изменения ледни* синхронными, необходимо допустить, что климат всех ледниковых районе Земли (например, температура и увлажнение) изменялся одинаково. Слея ет обратить внимание, что пространственные изменения температуры 3eN устанавливаются проще изменений осадков. Среднегодовые "температурь поверхности непрерывно понижаются, а среднегодовые изменения ун лажненности изменяются несколько раз и притом в противоположных на

86

правлениях. Поэтому географические зоны повышенной и пониженной ув­лажненности чередуются. Иначе говоря, изменения температуры по мери­диану однонаправлены, а изменения увлажненности разнонаправлены (Марков, 1965). Это отражает периодический закон географической зональ­ности А. А. Григорьева — М. И. Будыко (1956): повторение однотипных гео­графических зон внутри поясов располагается в порядке изменения соот­ношения величины радиационного баланса (тепла) и осадков (влаги). Нами предложена палеогеографическая трактовка этого закона, носящая более общий характер (Евдокимов, 1991): пространственно-временное развитие структуры геофафических зон осуществляется в результате изменения тер­модинамических условий и соотношения тепла и влаги.

В плейстоцене точно так же, как и теперь, изменения температуры в любой отрезок времени были всюду однонаправлены, а изменения увлаж­ненности в любой отрезок времени были в различных районах разнонаправ­лены. Более короткая формулировка: изменения температуры - повсемест­ны, изменения увлажненности - местны (Марков, Величко, 1967).

Преобладает мнение, что изменение площади и объема ледников следова­ло за изменением температуры. Изменение же количества осадков, протекаю­щее более сложно, считают менее существенным. При этом не учитывается, что осадки - материальная основа льда, а температура - только условие его на­копления. Такая недооценка главного фактора - осадков - станет понятной, ес­ли иметь в виду "европейское происхождение" ледниковой теории, так как Ев­ропа хорошо обеспечена атмосферной влагой, но меньше - теплом. Поэтому для объяснения образования ледникового покрова Европы действительно каза­лось достаточным манипулировать понижением температуры, особенно лет­ней.

Исключением среди теоретиков является Г. Симпсон, сравнивавший климат Британских островов и Антарктиды. Свою теорию он излагает в об­щем виде. Она заключается в том, что не минимальные, не максимальные, а оптимальные промежуточные условия термики - увлажнения, благоприят­ны для оледенения: в очень холодном воздухе слишком мало влаги, в том числе и твердой. В теплом воздухе осадков много, но жидких.

Оптимальные же условия возникают тогда, когда твердых осадков мно­го, а температура не слишком высока. Следовательно, если одинаковое по­холодание происходило в холодном и в теплом районе, то в первом из них оледенение может сократиться, тогда как во втором площадь льдов станет возрастать.

Точно также при одинаковом потеплении климата в первом районе площадь оледенения может возрасти, тогда как во втором она, безусловно, сократится. Г. Симпсон допускает холодные и теплые ледниковые эпохи и холодные и теплые межледниковые эпохи.

87

Теория оптимума, предложенная Г. Симпсоном, имеет несомненное. гическое преимущество перед теорией минимума-максимума, которая _ подствует по инерции. Теория оптимума является, иначе говоря, теори* метахронности оледенения, предложенной К. К. Марковым в 1938 г.

Позднее на базе этих представлений К. К. Марковым (1965) была ра работана концепция закономерности пространственно-временных измен ний природы земной поверхности. Им подмечено, что в практике неред _ допускается независимость (разрыв) временных и пространственных изм« нений. В таких случаях изменения во времени рассматриваются сами по бе, независимо от различия пространственных характеристик сравниваем! объектов. Допускается постулат, что указанные изменения всюду направле ны в одну сторону и протекают с почти одинаковыми скоростями. Палео» географические концепции, основанные на подобных теоретических по«| строениях, нередки и в настоящее время. Например, до сих пор широко рас­пространено представление о том, что с похолоданием климата всюду одно­значно связано наступление покровных ледников. Но это противоречит! многим важнейшим положениям физической географии и климатологии.

Превосходство теории оптимума, или метахронности, оледенения под-1 тверждается не только логически, но и фактически. Оно доказывается раз-1 личным развитием антарктического и североамериканско-европейского] ледниковых покровов. Развитие первого началось раньше и не прерывалось; оледенение увеличивалось, вероятно, во время потеплений, в отличие от оледенений Европы - более молодых по времени проявления, прерывистых, с максимумами в эпохи похолоданий. Логически обосновано также предпо-1 ложение о метахронном развитии и европейского оледенения (Марков и др., ] 1965). Подобные примеры не единичны.

Таким образом, напрашивается вывод, что следует избегать повторяю-1 щегося, но ошибочного слияния двух различных понятий: похолодание и j оледенение.

Материалы, полученные при исследовании развития природы земной поверхности в позднем кайнозое, в настоящее время таковы, что вполне до- j пускают одновременное развитие континентальных оледенений и морских j трансгрессий. Одно нисколько не исключает другое. Однако произошло j столкновение ледниково-морской - дрифтовой и ледниково-материковоЙ концепций — маринизма и ледниковизма.

Сторонники морской гипотезы, несомненно, накопили известный по-1 тенциал, на который они ссылаются в критике материковой ледниковой I теории. В ряде разрезов они действительно доказали, что отложения, счи- j тавшиеся ледниковыми континентальными, оказались морскими. Однако j некоторые исследователи из того факта, что морские отложения вместо мо-1 ренных найдены в определенных районах, делают вывод о том, что морен- j ные отложения не существуют вообще. И наоборот, сторонники ледниковой j

теории зачастую столь же односторонне делают противоположные выводы, цц По этому поводу К. К. Марков (Марков, Величко, 1967) замечает, что от­сутствие данных вызывает стремление доказать свою точку зрения не пози­тивно — фактами, а негативно — критикой. Критика, как известно, полезна, когда она компетентна. К сожалению, это очень часто бывает не так.

Необходимо отметить, что исследователи, знакомые с современными ледниками, не сомневаются в существовании континентальных морен. В свою очередь исследователи, знакомые с современными ледниково- и ледо­во-морскими процессами, не сомневаются в существовании отложений со­ответствующего генезиса.

Нами не отрицается существование покровных ледников. Мы против значительного, резкого преувеличения площадей их былого распростране­ния, числа оледенений и определения времени их проявления. Обоснование этих положений и составляет содержание следующего раздела.

Нужно различать способы разноса материала — ледниковый (он наблю­дается только для горных ледников) и ледово-морской и распространение ледников и мерзлотных явлений. Растекаться из единого центра ледник мог на сравнительно небольшие расстояния, однако льдом могли быть покрыты в это время значительно большие площади. Причиной этого могло быть смещение центров действия атмосферы и изменение вследствие этого рас­пределения осадков. Дополнительным источником влаги служили области трансгрессий. В результате льды могли накапливаться на больших про­странствах в виде слабо активных массивов. Однако даже такой лед мог в значительной степени повлиять на формирование соответствующих отло­жений, преобразование ледово-морских осадков и рельефа. В таком случае без соответствующих исследований геохимических особенностей и микро­фауны валуносодержащих толщ вполне можно принять преобразованные местными льдами и криогенными процессами ледово-морские и иные осад­ки и рельеф за ледниковые отложения и рельеф.

3.3. Питающие провинции - источник эрратических обломков Понятие эрратического и местного материала, руководящих валу­нов, питающих провинций. Валуносодержащие толщи (ледниковые, ледо­во-морские и др. - диамиктон, миктит) в значительной степени сложены так называемыми эрратическими валунами, коренные выходы на поверхность которых (области питания) зачастую находятся на весьма значительном удалении. Иногда термин "эрратические валуны" употребляется в лите­ратуре в таком смысле, что это только магматические породы из удаленных питающих провинций. Однако это далеко не так. Ведь по определению Л. И. Маруашвили (1985, с. 296), эрратические валуны (блуждающие камни) это "горные породы, перенесенные из таких регионов, откуда их транспор­тировка в настоящее время (при ныне действующих факторах) неосущест-

89

I

вима". Следовательно, это могут быть обломки любых горных пород из лю-| бых питающих провинций.

С изучением геологического строения питающих провинций связано решение многих палеогеографических и стратиграфических задач: опреде-] ление путей движения ледника, познание закономерностей, определяющих¹ состав и свойства валуносодержащих толщ, установление различий и сход-' ства разновозрастных отложений и т.д. На важность изучения питающих провинций при палеогеографических и стратиграфических исследованиях указывал еще П А: Кропоткин (1876).

По определению (Геологический словарь, 1973, с. 143), питающая про-, винция - это "пространственно ограничения площадь, сложенная комплек-' сом пород и связанных с ними минеральных ассоциаций, продукты размыва которых участвуют в формировании осадков терригенно-минералогической провинции". Анализируя теоретические и методологические основы лито-лого-палеогеографических исследований, Н. Г. Судакова (1987) показала большое значение исследования понятия питающих провинций. Она под­черкивала, что основой такого анализа является разработанное В. П. Бату-i риным учение о терригенно-минералогических провинциях осадочных по­род, позволяющее учитывать пространственные закономерности и их связь с питающими провинциями. В традициях этого направления проводятся ли-тологические исследования различных генетических типов четвертичных отложений: аллювиальных (Горецкий, 1964 и др.), ледниковых (Астапова,; 1978, 1983; Шумилова, 1969; Гурский, 1972; Матвеев, 1976 и др.), лессовых^ (Лукашев, 1970), морских (Лисицын, 1978). Дальнейшее развитие это на­правление получило в ряде работ Н. Г. Судаковой (1980, 1982 и др.) как! районирование областей с валуносодержащими толщами по типу питающих провинций.

Для выявления источников сноса обломочного материала и путей дви-1 жения эрратических обломков разработан и четко сформулирован принцип] руководящих валунов. В Геологическом словаре дано их определение: "Ва-1 луны руководящие - валуны и глыбы различного происхождения (леднико­вые, аллювиальные, делювиальные и др.), состоящие из относительно редко встречающихся пород, в том числе и полезных ископаемых (руд, бокситов,] угля) или пород, содержащих характерные палеонтологические остатки, по] которым можно определить направления путей разноса валунов и места ко-] ре иных выходов этих пород"(1973, с. 93). При анализе руководящих разно-] видностей изучаются обломки, имеющие ограниченную и хорошо изучен-! ную область распространения, когда районы их происхождения можно уо] тановить прямым сравнением с коренными породами. Обычно число руко-1 водящих валунов не превышает 5-7. А В. Раукас к руководящим валунам предъявляет следующие требования: а) коренные выходы их должны имет|| небольшие, резко ограниченные площади распространения; б) они дол:

90

быть более или менее одинаково устойчивы против истирания и выветрива­ния; в) должны встречаться в достаточном количестве для построения веера рассеивания. А Гайгалас и В. Гуделис считают, что подобные породы должны: а) иметь ограниченное и неповторяющееся распространение в об­ласти питания; б) обладать хорошо различимыми чертами минералого-петрографического состава, структуры и текстуры; в) иметь одинаковую стойкость против истирания и дробления; г) быть достаточно представи­тельными. На наш взгляд, наибольшее значение имеют первые два требова­ния, а именно: ограниченная площадь коренного залегания и хорошая раз­личимость. Остальные требования при достижении поставленной цели (вы­явление источников сноса обломочного материала и путей движения транс­портирующей среды) имеют хотя и существенное, но все же вспомогатель­ное значение.

Различают удаленные, транзитные и местные питающие провинции. Учитывая тематику исследования, нас больше интересуют удаленные (по отношению к Центральным районам Русской равнины и Среднему Повол­жью) и транзитные питающие провинции. Другим ограничением будет рас­смотрение только валунов магматических и метаморфических пород.

Источники эрратических валунов на Русской равнине. К настояще­му времени в геологии и палеогеографии Русской равнины наиболее широ­ко распространенной является точка зрения о Скандинавском и Скандинав-ско-Урало-Новоземельском источниках эрратических валунов. Впервые наиболее полно она выражена С. А Яковлевым (1956), составившим, опи­раясь на многочисленные литературные источники и собственные исследо­вания, карту разноса руководящих валунов. Позднее эти представления бы­ли развиты в ряде работ, сформулирована гипотеза о Новоземельском и Скандинавском ледниках (Карпухин, Лавров, 1974). Были также составлены различные карты питающих провинций для ряда территорий Русской рав­нины (Разрезы.., 1977 и др.). Делается вывод, что ледниковый покров, зани­мавший значительную часть Русской равнины, не был однородным, а пред­ставлял сложное образование из трех ледниковых покровов: Скандинавско­го, Новоземельского и Новоземельско-Уральского. При этом, как правило, не учитывались такие потенциально возможные источники крупнообломоч­ного материала магматических и метаморфических пород, как районы Ук­раинского щита, Белорусского выступа кристаллического фундамента, Ти-манское поднятие, широко распространенные на Русской равнине верхне­пермские и нижнетриасовые отложения, содержащие крупнообломочный материал Уральских горных пород. При этом необходимо заметить, что петрографический состав всех представленных питающих провинций весь­ма близок.

91

I

3.4. Палеогеография холодных эпох кайнозоя Русской равнины

Нами будет рассмотрен один из возможных вариантов, или палеогев графических сценариев, для позднего кайнозоя преимущественно ЦеМ тральных районов Русской равнины. На основе анализа современных теоре­тических представлений (теории оптимума Г. Симпсона, теории метахронч ности оледенения К. К. Маркова, синхронности морских трансгрессий I оледенений и др.), опубликованных материалов, характеризующих различч ные аспекты палеогеографии этого региона, сопоставления различных точеш зрения на соотношение оледенений и трансгрессий и их относительной ■ абсолютной роли выполнены принципиально новые построения. При этом, как уже говорилось выше, рассматривались главным образом эпохи похоч лоданий, с которыми связано наибольшее количество дискуссионных во»! просов как теоретического, так и практического плана.

Материалы, рассмотренные ранее, свидетельствуют о том, что важней"! шей и определяющей причиной палеогеографических изменений на протян жении позднего кайнозоя явились тектонические (неотектонические) дви»1 жения и обусловленные ими колебания уровня Мирового океана, выражена ные обширнейшими трансгрессиями и регрессиями. Они развивались на протяжении от конца миоцена - начала плиоцена до настоящего времени и охватывали огромные пространства Севера Евразии и Полярного бассейна, сопрягаясь с колебаниями уровня океана Тетис - его окраинных морей -4 Черного и Каспийского.

Эти процессы, а также интенсивное воздымание обширных горных сис« тем Средиземноморского и других альпийских поясов (Лазуков, 1989) на» ряду о астрономическими причинами (Заколдаев, 1992) оказали решающее' влияние на резкие изменения климата (распределение и колебание темпе­ратур, влажности, количества атмосферных осадков, направление воздуш­ных потоков и морских течений и т.д.). Они в свою очередь привели к воз-j никновению, разрастанию и сокращению ледниковых покровов, к развитию и деградации мерзлотных процессов. Динамика ледниковых покровов всту-1 пает в сложное взаимодействие с Мировым океаном, оказывая серьезное] влияние на состав, свойства и уровень его вод.

Изученные материалы показывают, что представления сторонников лед* никовой теории для рассматриваемого региона за последние двадцать пять] лет начинают постепенно изменяться. Под воздействием новых данных, чис« ло которых быстро увеличивается, корректируются ранее существовавшие' взгляды на возрастные соотношения между оледенениями и трансгрессиям^ (межледниковье - трансгрессия, оледенение - регрессия). Даже наиболее noJ следователь ные защитники прежних представлений ныне признают, что по«] добные соотношения по крайней мере не всегда столь однозначны.

Происходит пересмотр оценок режима, характера проявления и абсо-j лютных величин неотектонических движений на территориях, традицион»

92

показываемых как области распространения покровных ледников, а также на их роль в формировании тектонических структур. Все это неизбежно приводит к иной, нежели прежде, корреляции морских и континентальных

отложений.

Однако оценка ареалов распространения плейстоценовых оледенений, интервалов времени их проявления продолжает сохраняться почти неиз­менной. Границы продвижения таких ледников, как днепровский, москов­ский, поздневалдайский (осташковский) в пределах Русской равнины на всех и сейчас публикуемых картах остаются практически такими же, каки­ми они изображались на картах 1950-х годов. Они испытывают лишь не­которые, в основном частные, уточнения. Важнейшие среди них касаются пересмотра возраста и корреляции ледниковых языков - днепровского и донского (Величко и др., 1977), которые оказались разновозрастными, а также очень резкого сокращения контуров распространения ранневалдай-ского (калининского) ледника; граница наибольшего его продвижения пере­местилась ныне из района Валдая в пределы Финляндии. Кроме того, рядом исследователей (Москвитин, 1958; Яхимович, 1990 и др.) время начала рез­ких похолоданий и наиболее мощных оледенений смещается в плиоцен.

Вместе с тем для обширной зоны арктических и субарктических равнин и акваторий морей севера Евразии в последние десятилетия происходит пе­реход многих исследователей к представлениям гляциомаринизма. Они при­няты ныне, полностью или частично, многими исследователями, ведущими средне- и крупномасштабное геологическое, инженерно-геологическое, гид­рогеологическое, геоморфологическое картирование и поиски полезных ис­копаемых в толще позднего кайнозоя. На всем этом пространстве к началу 1990-х годов выделилась обширная область морских трансгрессий холодных ледовитых морей, а границы распространения ледников, как удалось устано­вить при тщательном прослеживании их краевых образований, не вышла за узкие пределы гор северных регионов (Урал, Пай-Хой).

Детальные стратиграфические схемы, в которых отсутствуют выделяв­шиеся прежде горизонты морен, разработанные для позднего кайнозоя Ев­ропейской зоны трансгрессий Северного бассейна (В. В. Филиппов, В. С. Зархидзе, В. Л. Яхимович, П. П. Генералов и др.), основанные на анализе цикличности, исследовании фауны, микрофауны и микрофлоры, на данных абсолютных датировок и палеомагаитных исследований, рассматривались и получили поддержку на стратиграфическом совещании, проводившемся МСК в г. Свердловске в 1990 году. Они достаточно уверенно коррелируют между собой. Эпохам похолоданий в плиоцене и плейстоцене в этих схемах соответствуют (полностью или частично) обширные транс фессии ледовых морей и разрастание покровных и полупокровных ледников. Созданы ус­ловия для составления единой трансконтинентальной стратифафической схемы позднего кайнозоя Севера Евразии.

93

Наряду с этим группа сторонников гляциальной теории (М. Г. Гроо вальд, В. И. Астахов, С. А Архипов, И. А Волков, В. Д. Тарноградский, <Щ А Каплянская, М. Н. Григорьев) продолжает развивать для всего этого ре<| гиона выдвинутую еще в 1970-х годах гипотезу о существовании на шелм фах морей западного сектора Арктики в среднем и, главным образом, в позднем плейстоцене огромных ледниковых щитов мощностью до 2-2,5 kmJ лед которых, смещаясь на юг до 65-67° с. ш., перекрывал приморские низн менности до района восточнее реки Лены.

Возрождение этой гипотезы (Гросвальд, 1983) было вызвано рядом фактов, не укладывавшихся в представления классической ледниковой теон рии. К числу важнейших среди них относятся:

1. Массовые находки моллюсков, а также микрофауны и микрофлоры, обычно достаточно хорошей сохранности, практически по всему разрезу толщи позднего кайнозоя. Содержание солей в этих осадках и их химиче-j ский состав, позволившие не только дополнительно обосновать морской rel незис основной части разреза, но и выделить ряд трансгрессивных и регрес­ сивных фаз.

2. Нахождение в составе толщи позднего кайнозоя приморских равнии| Севера прослоев, содержащих глауконит.

3. Значительный процент в составе крупнообломочного материала, за­ ключенного в пачках диамиктона ("морен") хорошо окатанных галек и ва­ лунов, а также ряд других литологических и фаунистических особенностей.

Существование огромных шельфовых ледников сторонниками этой ги­потезы обосновывается следующими доказательствами: широким развитием на приморских равнинах Севера холмисто-грядовых форм рельефа и почти повсеместной дислоцированностью разновозрастных осадков, трактуемых ими как результат воздействия надвигавшихся с шельфа масс льда. Сторон­ники этих представлений считают, что фауна, микрофауна и микрофлора, присутствующие в позднекайнозойской толще, полностью переотложены, а солевой состав и нахождение зерен глауконита являются результатом захвата их ледником из осадков, лежавших на дне моря, по которому двигался лед­ник. Наличие крупнообломочного материала и высокая степень окатанности значительной части обломков слагающих горизонты "морен" трактуются ими как следствие многократного переотложения и переноса его вначале из об­ластей, сложенных магматическими или древними осадочными и метамор­фическими породами Скандинавского и Кольского полуостровов, Тимана, Урала, Пай-Хоя, Новоземельского и других архипелагов Северного океана на современный шельф еще до начала формирования здесь ледниковых щитов и затем перемещения его льдом на приморские равнины Севера. »-

Представленная гипотеза интересна, однако даже поверхностный кри-j тический анализ ее основных положений показывает ряд слабых сторон. Например, не представлены энергетические возможности продвижения)

94

ледника с шельфа на материк, нет расчета времени, необходимого для про­движения ледника с шельфа вглубь континента на расстояние около 1,5 тыс. км. Нет также климатического обоснования возможности накопления столь мощных и активных ледниковых масс в глубине континента в условиях рез­ко континентального экстрааридного климата. Не получают объяснения и основные особенности позднекайнозойских толщ Севера. Это касается и ор­ганических остатков, находимых в них, степени их сохранности, а главное -достаточно четких различий комплексов, устанавливаемых палеонтологами в горизонтах и свитах разного возраста, их тесной связи с определенными литолого-фациальными условиями накопления осадка - глубинами, темпе­ратурами вод, их соленостью, скоростями течений и т.д.

Не подтверждаются и представления о ледниковом генезисе холмисто-грядовых форм и о гляциальной природе дислокаций, ныне изученных весьма детально (Крапивнер, 1986) и прослеженных сейсмикой на глубину более 2 км, а также о массовом распространении гигантских отторженцев.

Противоречит всем рассматриваемым построениям и существование имеющего широчайшее развитие комплекса морских террас, охватывающе­го возрастной интервал от плиоцена до голоцена, который не мог бы сохра­ниться при надвигании шельфовых ледников на прибрежные равнины.

Только за последние тридцать лет описанию палеогеографии указанного региона было посвящено множество работ. Важнейшими среди них, обоб­щающими материалы десятков и сотен исследователей явились: трехтомная монография "Геохронология СССР". Т. 3. Новейший этап, 1974; монография А А Асеева "Древние материковые оледенения Европы", 1974; четырехтом­ная "Палеогеография СССР". Т. 4, 1975, являющийся объяснительной запис­кой к фундаментальному атласу палеогеографических карт СССР; моногра­фия А И. Москвитина "Опорные разрезы плейстоцена Русской равнины", 1976; коллективная монография под ред. К К. Маркова "Разрезы отложений ледниковых районов Центра Русской равнины", 1977; атлас-монография "Па­леогеография Европы в позднем плейстоцене и голоцене", 1978; монография Г. И. Лазукова, М Д. Гвоздовера, Я. Я. Рогинского и др. "Природа и древний человек", 1981; атлас-монография "Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет", 1982; монография А А Свиточа "Палеогеография плейстоцена", 1987; учебник Г. И. Лазукова "Плейстоцен территории СССР", 1989; моногра­фия В. А Зубакова "Глобальные климатические события неогена", 1990, а также ряд карт и публикаций по отдельным территориям.

Анализ этих материалов позволяет выделить несколько наиболее ха­рактерных этапов усиления дифференцированных тектонических движений, обусловленных ими значительных трансгрессий и регрессий Черного и Каспийского морей и сопряженных с ними колебаний уровня Арктического бассейна, приводящих к резким климатическим и палеогеофафическим из­менениям (Чочиа, Евдокимов, 1993).

95

Конец миоцена - начала позднего плиоцена (акчагыла) - это врой максимума регрессии Мирового океана.

В центральных районах Русской равнины, в бассейнах Верхней Вол(Л Оки установлено существование расчлененного рельефа, прослежена 01~ тема переуглубленных долин, открывающихся на север и северо-запад! Молого-Шекснинскому понижению, в сторону Ладоги и Онеги (МосквитиЦ 1976; Разрезы отложений..., 1977; Лазуков, 1989 и др.).

О возрасте нижних горизонтов аллювия, залегающих на дне эрозионщ долин, дают возможность судить пока лишь немногочисленные нахол флоры, определенные П. А Никитиным, иПЕ Дорофеевым. Так, в рай©| городов Муром - Арзамас, в среднем течении реки Оки, как указывает A. j Сиднев (1985), П. И. Дорофеевым были определены флористические ко плексы, позволяющие отнести содержащие их осадки к позднему миоцену 4 интервалу от сармата до понта, что определяет время формирования гидр§Л графической сети и палеорельефа. Возраст верхних его горизонтов остался не установленным; не исключено отнесение их к нижнему плиоцену.

Южнее, в районе Калачской возвышенности и Окско-Донской низмен ности, в бассейне среднего и верхнего течения реки Дон, по данным Ю. Nil Иосифовой (1971), отложения среднего - верхнего миоцена и нижнвИ плиоцена (усманские и кривоборские слои) представляют собой закономор»! ное сочетание лиманно-морских ингрессионных, озерно-аллювиальных, аЛ«| лювиальных и болотных отложений, образующих комплекс ряда приело*] не иных погребенных террас.

Как отмечается в ряде работ В. Л. Яхимович и ее соавторов (1970, 197 Д 1973, 1981, 1985, 1988 и др.) ив работе А В. Сиднева (1985), всятерриторв востока Русской равнины испытала несколько волн поднятий. Происходи!! глубокое врезание речной сети и мощное расчленение рельефа. Этому спо»] собствует резкое (до -50 м) падение уровня Каспия, а также понижении уровня Полярного бассейна до отметок -250 - -300 м. Поверхность водорам делов возвышается над днищами переуглубленных долин на 300-500 м. См ми эти палеодолины по своему положению, за некоторыми исключениями (река Волга ниже Жигулей), наследуют современные долины Волги, КамьД их крупнейших притоков. Как указывает В. Л. Яхимович, плановое распо»! ложение ряда речных долин, в частности палео-Белой, имеет несомненнукр тектоническую природу.

Возраст нижних горизонтов, аллювия, залегающего у дна эрозионные врезов в долинах палео-Волги, определяется находками теплолюбивой фло» ры, близкой, по П. А. Никитину и П. И. Дорофееву, к мэотической или ИЯ вестной из пограничных слоев сармата и понта, что позволяет установив время формирования переуглубленных долин. Помимо аллювия, эти осадки представлены озерными, а также лиманными пресноводными и солоноватя водными фациями. Отложение их началось, видимо, в конце понта и прЯ

96

должалось вплоть до позднего плиоцена — акчагыла. Накопление осадков происходило в несколько фаз, разделенных перерывами, отмеченными ба-чальными горизонтами, наиболее четкий из которых расположен на фанице миоцена и плиоцена.

Отмечается постепенное иссушение и похолодание климата. Максимум тгого достаточно длительного (интервал от 5,4 до 5,3 млн. лет) похолодания но времени соответствует середине раннего киммерия — концу образования II чебеньковского горизонта. Ему соответствует, по К. В. Немковой, формиро­вание на территории Южного и Среднего Предуралья березового редколесья.

Поздний плиоцен - акчагыл. Вторая половина плиоцена — акчагыл — нремя двух транс фессий, максимумы которых совпадали с концом раннего и с концом среднего акчагыла, разделенных глубокой (кумурлинской, по В. Л. Яхимович и др., 1985) рефессией.

Вторая из этих транс фессий (среднеакчагыльская, колвинская) являет­ся максимальной, самой обширной по площади распространения из всех, проявлявшихся на протяжении позднего кайнозоя в фанииах рассматри­ваемого региона. Воды ее, надвигавшиеся с юга, из Каспия, и с севера, из Полярного бассейна, распространялись на офомной территории.

Время распространения этих трансфессий, их заключительные фазы, совпали со значительными похолоданиями климата, отразившимися и в из­менении растительных сообществ и комплексов наземной, пресноводно-лагунной и морской фауны. Эти похолодания привели к возникновению оле­денения в ряде горных районов и к распространению ледниково- и ледово-морских условий осадконакопления в северных и умеренных широтах. Та­ким образом, создались благоприятные условия для широкого разноса эрра­тических валунов из различных питающих провинций. Кровля этих осадков в Среднем Поволжье, по Н. М Милюковой (1969), отмечается на высоте до + 148 м. А В. Сиднев (1985) считает, что средняя абсолютная отметка уровня вод этой транс фессий во время ее максимума составляла +140 - +180 м, так как выше эти осадки, а также фрагменты эрозионных долин не встречаются.

Большая фуппа исследователей допускает значительные колебания уровня океана в новейшее геологическое время, в том числе в пределах ан-тропогена. К ним относятся Г. У. Линдберг, В. А Зубаков, Ф. П Шепард, Т. Шопф и многие другие. Наиболее основательно эта проблема рассмотрена в монофафии Линдберга (1972), выдвинувшего гипотезу о быстрых по време­ни, крупных по масштабу недавних колебаниях уровня океана и предполо­жившего возможные возражения против нее. Такая постановка вопроса представляется весьма убедительной, а результаты исследования - заслужи­вающими самого пристального внимания.

Кратко рассмотрев историю колебания уровня Мирового океана начиная с середины миоцена, В. А Зубаков (1975) вслед за Ф. Цейнером, К. К. Марко­вым, Н. И. Николаевым делает вывод, что колебания уровня океана в плио-

97

S ИЗМШ

плейстоцене являются направленными и тектонически обусловленными. Онщ должны рассматриваться в рамках одного крупного тектонического мегацик») ла, состоящего из глубокой позднемиоценовой (мессинской) регрессии и плиоценовой трансгрессии, максимум которой достигнут 4,5 — 2,0 млн. лет] назад. Последующее время является постепенным переходом от трансгрессий к новой регрессии. Началом последней является плейстоценовый этап геоло* гической истории.

Позднеплиоценовая трансгрессия (2,5 - 2,2 млн. лет назад) вызвали подъем уровня океана на 180-220 м. В соответствии с ледниковой теорией она должна была совпадать со временем резкого потепления, вызвавшего! таяние и сокращение ледников, сброс образовавшейся вследствие их тая» ния воды в океан. Однако новейшие-данные палеоботаники и других мето¹ дов определения температур в период формирования осадков позволяют утверждать, что на протяжении всего рассматриваемого интервала, осо-бенно в среднеакчагыльское время и далее вплоть до конца эоплейстоцена, преобладали условия достаточно отчетливого и длительного похолодани^ или умеренного климата, прерывавшегося лишь несколькими эпохами по­тепления. Эти похолодания отражались формированием в высоких широ«| тах тундрового и северо-таежного фитоценозов, а южнее, в средних ши«| ротах, - таежно-лесостепных растительных ассоциаций. Таким образом, и эта великая трансгрессия может быть объяснена только тектоническим Я причинами - сокращением объема впадин и глубоководных желобов на дне океанов, воздыманием срединно-океанических хребтов.

Существование огромного холодноводного Полярного бассейна, дос! тигавшего в фазу максимума трансгрессии (видимо, в конце плиоцена! отметок 180 - 220 м, вновь привлекает внимание к проблеме, уже разра4 батывавшейся в ряде работ В. Л. Яхимович, Д. В. Сиднева и других, о ве<1 роятном соединении через систему подтопленных речных долин Понточ Каспийского позднеплиоценового (раннеакчагыльского, карламанского1 бассейна с Полярным (колвинское время).

Вторая половина плиоцена - акчагыл (абс. даты от 3,9 до 1,8 млн. лет! - время двух обширнейших трансгрессий Мирового океана, максимума которых совпадали с концом раннего и среднего акчагыла, разделенньи глубокой (кумурлинской, по В. Л. Яхимович и др.) регрессией.

Вторая из этих трансгрессий (среднеакчагыльская, колвинская), охва> тывающая возрастной интервал от 2,9 до 2,6 млн. лет, является макса мальной, самой обширной по площади распространения из всех, прояЯ лявшихся на протяжении позднего кайнозоя в границах рассматриваемой региона. Воды ее, надвигавшиеся с юга из Каспия и с севера из Полярной бассейна, распространялись на огромной территории.

Время распространения этих трансгрессий, их заключительные совпали со значительными похолоданиями климата, отразившимися и в изм

98

нении растительных сообществ и комплексов наземной, пресноводно-лагунной и морской фауны. Эти похолодания привели к возникновению оле­денения в ряде горных районов и к распространению ледниково- и ледово-морских условий осадконакопления в северных и умеренных широтах.

Итак, в верхнем плиоцене Русская равнина испытала опускания и зна­чительная часть Поволжья подверглась акчагыльской трансгрессии (ин-грессии). В этот период сформировалась позднеплиоценовая поверхность выравнивания. Вполне обоснованным является предположение о соедине­нии в это время вод Полярного бассейна и Каспия. А так как это время сов­падало со значительным похолоданием, то создавались благоприятные ус­ловия для разноса эрратических валунов плавающим льдом.

Например, в Ульяновском Предволжье чистопольские отложения пред­ставлены континентальными и морскими фациями. О присутствии послед­них свидетельствует наличие раковин Cardium в Сызранско-Усолъской по­гребенной долине и обломков тех же раковин в отложениях Бектяшской по­гребенной долины. Мощность морских отложений в долине р. Сызранки незначительна и составляет около 10 м. В образцах из обнажений в районе г. Ульяновска в погребенном врезе Палео-Свияги Т. А. Коростелевой были определены остракоды: Loxoconcha varia Sur., Cyprideis torosa (Jon). Обе формы являются солоноватоводными. Палеомагнитные исследования чис­топольского горизонта, выполненные И. В. Глейзером, показали, что про­исходит смена прямой намагниченности эпохи Гаусс на обратную эпохи Матуяма. В. Л. Яхимович связывает это с началом второй, максимальной фазы акчагыльской трансгрессии (зилим-васильевский горизонт, соответст­вующий чистопольскому горизонту Поволжья).

По мнению Б. М. Селивановского (1952), Кама в то время текла на се­вер через Вятку и Молому. Препятствием к соединению с Волгой являлся Вятский Увал. На линии выше Казани простиралась возвышенность, кото­рая мешала водам Верхней Волги с притоками соединяться со Средней Волгой (в сегодняшнем понимании) ниже Казани. Основной сток Верхней Волги с ее северными притоками мог осуществляться только через систе­мы Оки и Суры, из которых первая, по мнению А. И. Душина (1978), была соединена с Доном, а Сура в акчагыльское время - с Каспием. Верхнее те­чение Суры, по-видимому, проходило по долине р. Ветлуги и могло быть независимым от Верхней Волги. А как известно, р. Ветлуга пересекает области распространения верхне пермских и нижнетриасовых отложений, содержащих крупнообломочный материал - грубообломочный красно-цветный материал и моласса.

В пользу такого предположения говорят и материалы по истории их­тиофауны р. Суры. Наибольший интерес представляет белорыбица -Stenodus leucichthys (guld). "По нашему мнению, - пишет А И. Душин, -следует скорее говорить о двух независимых путях нерестового хода из

99

Каспия, исторически возникших в разное время; миграционный путь Кае» пий - Кама более молодой; Каспий - Сура - Верхняя Волга более старый, изживающий себя". Из этого следует, что Сура соединялась с Каспием не* однократно и в течение продолжительного времени, ранее и независимо от древней Камы - Волги. "Зарегистрированный в XIX и XX веках миграци­онный путь белорыбицы по Волге до г. Углича составлял 3000 км, до Шексны - 3148 км, по Волге - Оке до с. Константинове - 3370 км, по Суре до Пензы - 2827 км. Путь по Каме был значительно ближе, и тем не менее белорыбица проделывала верхневолжский, что является прямым доказа­тельством его древнейшего и, вероятно, геологически самостоятельного, независимого от камского миграционного пути. Мы склонны предполо­жить, что камский путь более поздний, чем верхневолжский, поскольку формировалась эта водная система значительно позднее, чем путь через Суру и Оку на соединение с Каспием" (Душин, 1978, с. 20-21).

Позднее, в эоплейстоцене, диамиктон, отложенный во время акча-' гыльской трансгрессии, был переработан криогенными процессами дон-, ского и окского похолоданий (оледенений). Возможность распространения 180-метровой транс грессии на большей части Русской равнины хорошо иллюстрируется орографической и геоморфологической схемами дочет вертичного рельефа. Приледниковый сток осуществлялся по Окско-Донской равнине. Мы не исключаем также накопление в западной част территории маломощного ледникового покрова, что связано со смещением в эпохи похолоданий арктического и полярного фронтов и изменением ц» клонической циркуляции.

Эоплейстоцен (апшерон). По своей продолжительности он не уступа­ет акчагылу. Это время проявления трех крупных колебаний уровня Кас­пийского моря и морей западного сектора советской Арктики. Наиболее значительная трансфессия Каспия совпадает с серединой этого возрастного интервала — уровень бассейна достигает отметок +60 - +80 м.

Как в апшеронской толще бассейна Каспия, так и в разрезах эоплейсто-цена Полярного бассейна получают отражение несколько сопряженных волн похолоданий и разделяющих их значительных потеплений, приводя­щих в средне-позднеапшеронское время к возникновению в пределах Скан­динавии покровного оледенения и распространению его на равнинах При­балтики, Белоруссии и северо-западных областей России.

На месте акчагыльского пра-Дона продолжает сохраняться широчай­шая долина (аллювиальная или озерно-аллювиальная долина) уникальной Ергень-реки — апшеронского Дона.

Г. Ф. Холмовым отмечается (Генезис и возраст..., 1984), что в раннеМ| апшероне гидрологический режим пра-Дона приближается к лювиогляци-альному и, возможно, по мнению этого исследователя, обусловлен леднико­вым питанием. Здесь, однако, не отмечаются следы наиболее резких и про«|

100

На месте акчагыльского пра-Дона продолжает сохраняться широчай­шая долина (аллювиальная или озерно-аллювиальная долина) уникальной Ергень-реки - апшеронского Дона.

Г. Ф. Холмовым отмечается (Генезис и возраст..., 1984), что в раннем апшероне гидрологический режим пра-Дона приближается к лювиогляци-альному и, возможно, по мнению этого исследователя, обусловлен леднико­вым питанием. Здесь, однако, не отмечаются следы наиболее резких и про­должительных похолоданий позднего апшерона, отчетливо устанавливаемых в разрезах более восточных и северных регионов Приуралья, Прикамья и Пе­чоры. Не является ли отражением этих позднеапшеронских похолоданий толща морены (или включающие крупнообломочный материал, флювиогля-циальные отложения), протягивающаяся в виде постепенно сужающегося к югу языка, вытянутого вдоль долины реки Дон, обломочный материал в ко­тором, как показали новейшие исследования (Глушков, 1989), состоит из кристаллических пород, слагающих южные районы Карелии и северные бе­рега Ладожского и Онежского озер? Эта толща, получившая название дон­ской (мичуринской, по В. П. Ударцеву, 1982) морены, сопоставлялась преж­де, до конца 1970-х годов с днепровской мареной, до середины 1980-х годов - с окской мореной, а затем с оледенением более древним, чем окское, и от­деленным от него эпохой потепления (межледниковья). Она сопоставляется ныне с дзукийским горизонтом Прибалтики и, как и последний, условно от­носится к нижнему плейстоцену. Точный ее возраст с привязкой к палеомаг-нитной шкале, пока не определен. Вполне вероятно, что после проведения палеомагнитных исследований вся эта толща, включающая два горизонта,, содержащих крупнообломочный материал, окажется принадлежащей к за­ключительной фазе эпохи Матуяма (выше эпизода Харамильо), т.е. будет пе­ремещена в эоплейстоцен. При этом, как представляется нам, нижний из го­ризонтов с крупнообломочным материалом, вероятно, сохранит наименова­ние донского (мичуринского), а верхний придется сопоставить с окским.

Нами всесторонне анализировались два возможных варианта формиро­вания "донской морены" в бассейне пра-Дона, Среднего и Верхнего Повол­жья (Чочиа, Евдокимов, 1993).

В соответствии с первым из вариантом "донская морена" (оба слагаю­щих ее горизонта) рассматривалась как толща флювиогляциального, поло-водно-речного и частично селевого генезиса, доставленного на вершины Белорусской гряды, Валдайской и Смоленско-Московской возвышенностей плавающим льдом в эпоху великой среднеакчагыльской трансгрессии, так как именно здесь берут начало эоплейстоценовые пра-Волга, пра-Дон и пра-Днепр, по долинам которых он и перемещался.

Однако просмотр имеющихся материалов показал, что это предполо­жение не может быть принято по следующим причинам:

IIIIIIIIIIIIIIIIIIIIIHIIIIIIIIIIIII пиши

101

1. На всем пространстве бассейна Балтики, западнее и севернее линии, протягивающейся от Онежского озера, через оз. Белое и Рыбинское водо* хранилище до истоков реки Оки, включая все перечисленные выше возвы­ шенности, несмотря на детальные исследования нижней части разрезо! позднекайнозойской толщи, пока нигде не встречены морская и солонови товодная фауна, микрофауна и микрофлора; не дают указания на наличи# морских или солоноватоводных условий осадконакопления и материалы им следований ионно-солевого состава осадков.

2. В отличие от восточной половины Русской плиты, испытавшей на при тяжении позднего плиоцена, в акчагыльское время, значительные опусканиЯ| что и привело к воздыманию уровня этого бассейна до отметок 150-180 м (я на участках крупных плейстоценовых поднятий до 280-320 м и несколько бо« лее), западная ее половина медленно поднималась. Уровень позднеплиоцено»' вого бассейна в пределах Балтики, по-видимому, не поднимался выше совре­ менной нулевой отметки или лишь незначительно ее превосходил. Поэтому связать нахождение на Валдайской, Минской и Латвийской возвышенностях на отметках от 310 до 345 м валунов и глыб кристаллических пород с плаЧ вающими льдами акчагыльского бассейна не удается. Обломки магматических и метаморфических пород из Южной Карелии, с берегов Ладожского и Онеж­ ского озер должны были переместиться на расстояние от 600 до 700 км.

В бассейне Верхней и Средней Волги в начале эоплейстоцена, в преде­лах великой волжской аллювиальной равнины, протянувшейся от ее истоков и Рыбинского водохранилища на северо-западе до устья реки Камы на восто­ке, между Валдайской, Клинско-Дмитровской, Юрьев-Польской и Приволж­ской возвышенностями на западе и юге, Грязовецко-Галичской и Унжа-Ветлужской возвышенностями на севере и достигающей в ширину 160—200 км, накапливается толща аллювиальных и озерных осадков (Возраст и гене­зис ... , 1984). Они образовались, учитывая их состав, за счет, главным обра­зом, размыва верхнепермских и нижнетриасовых красноцветов.

В конце среднего и в позднем апшероне здесь также формируется гори»! зонт, содержащий крупнообломочный материал. Он залегает на небольшой по мощности (10-15 м) аллювиальной толще, слагающей основание разреза) покровных отложений, и относится к окской морене. Мы считаем возмож-¹ ным рассматривать его генезис как флювиогляциальный и относить - как Ц в бассейне верхнего Дона - к среднему - позднему эоплейстоцену. Выска-' занные предположения требуют для своего подтверждения детальных ком«1 плексных исследований с использованием палеомагнитного метода.

Анализ строения толщи эоплейстоцена, содержащихся в ней органиче»] ских остатков, материалов палеомагнитных исследований детально изучен» I ных разрезов Приуралья и Тимано-Печорской низменности позволил про­вести их корреляцию с разрезами южных, центральных и западных районов! Русской равнины, Прибалтики, Белоруссии и Украины.

102

При этом с эоплейстоценом (апшероном) здесь может быть сопоставлен (и это частично подтверждают палеонтологические данные) только ком­плекс осадков, относимых и до настоящего времени к нижнему плейстоцену - интервалу от первого нижнеплейстоценового горизонта до березинского (окского) включительно. Или, по крайней мере, для некоторых регионов, с двумя нижними из них, включая дзукийокий.

Ранний плейстоцен. В пределах Понто-Каспия ранний плейстоцен -эпоха проявления двух значительных трансгрессий, разделявшихся и завер­шавшихся регрессиями. На Русской равнине трансгрессиям соответствовали эпохи потепления, регрессиям — похолодания. В Среднем Поволжье и Прика­мье времени бакинских трансгрессий и разделяющей их регрессии здесь соот­ветствует формирование толщи аллювия, залегающего в переуглубленной до­лине р. Волги. В составе этого аллювия Г. И. Горецким (1964) были выделены лежащие с размывом на подстилающих отложениях Соликамская, а также ве-недская свиты. Каждая из них, сложенная песками, алевритами и глинами, со­держит относительно теплолюбивый комплекс растительных остатков.

Характеризуя палеогеографические условия, существовавшие в бассейне Верхней Волги на протяжении эоплейстоцена, мы уже отметили, что выде­ляемые здесь повсеместно развитые отложения окской морены и подсти­лающая их толща аллювиальных и бассейновых осадков условно, до получе­ния палеомагнитных датировок, сопоставляется нами со средним и верхним эоплейстоценом, временем наиболее глубокого похолодания и обширного оледенения. Например, в стратотипическом разрезе у г. Чекалина на р. Оке в основании речной долины, вырезанной в толще глин и известняков верхнего девона, по Н. Г. Судаковой (Разрезы отложений, 1977), залегает толща аллю­вия и бассейновых отложений мощностью до 14 м, перекрытая прерывистым горизонтом морены мощностью от 0 до 10-12 м, считаемой окской. На море­не, с перерывом и хорошо выраженным базальным горизонтом в основании, залегают детально изученные среднеплейстоценовые лихвинские осадки.

Таким образом, если принять предлагаемые нами возрастные датировки нижней части позднекайнозойского разреза, то можно сделать вывод, что в бассейнах Верхней Волги и Оки на раннеплейстоценовую эпоху приходится перерыв в осадконакоплении. Отложения этого возраста, вероятно, сохра­нились только в переуглубленных долинах рек, где, по-видимому, будут представлены маломощной, не повсеместно развитой толщей аллювия — возрастного аналога Соликамской и венедской свит. Палеомагнитные дати­ровки этой толщи должны располагаться непосредственно выше границы эпохи Матуяма, в низах эпохи Брюнес.

Средний плейстоцен. Днепровское похолодание и оледенение. Большинством исследователей антропогена днепровское оледенение счита­ется максимальным из проявлявшихся в позднем кайнозое. Граница распро­странения его льдов и транспортировавшихся ими эрратических валунов

103

показана ныне на всех существующих обзорных геологических и геоморфо» логических картах. Она проходит в северной половине Русской равнины щ образует два обширных "языка", спускающихся по Днепру и Дону далеко К югу, соответственно до Днепропетровска и Калача. Восточнее она пересвч кает Урал несколько севернее р. Чусовой и протягивается далее на восток Щ широтном направлении через низовья Иртыша и Бол. Югана.

С конца 1970-х годов возраст валуносодержащей толщи - морены доИч ского языка - был пересмотрен. Ныне он сопоставляется с нижнеплейстоцв»] новым окским или залегающим ниже дзукийским (донским) горизонтом»] Нами на основании корреляции этой толщи со строго датированными разре»] зами Тимано-Печорского региона для нее принят эоплейстоценовый возраст, |

Появление материалов палеомагнитных исследований, подтвердило выво­ды, сделанные еще в 1950-х годах палеонтологами, изучавшими фауну и мик«| рофлору из позднекайнозойской толщи в пределах всей зоны трансгрессий По-1 лярного бассейна. Установлен плиоценовый и эоплейстоценовый возраст оСч новной части разреза и в том числе горизонтов содержащих крупнообломоч»] ный материал и сопоставлявшихся с мореной днепровского ледника. Это резко] сократило ареал распространения оледенения на севере и северо-востоке.

Отсутствие днепровской морены было установлено и в результате де--' тального изучения разрезов Самарского и Казанского Поволжья, Прикамья, 1 а также Среднего Предуралья (Геологические события.., 1985). Повсюду времени днепровского похолодания здесь соответствуют аллювиальные, озерные и делювиальные отложения, содержащие комплекс растений пе-ригляциального типа.

Принципиально важные результаты были получены и для ареала рас- ] пространения так называемого днепровского ледникового языка украин-j скими исследователями Ю. А. Кошиком, В. М. Тимофеевым, А. А. Комле» j вым и др. (1987). Ими был установлен аллювиальный генезис валуносодер­жащей толщи, сопоставляющейся с днепровской мореной, ее формирование в долинах множества рек, спускавшихся с возвышенностей Украинского кристаллического массива, выносивших и разносивших крупнообломочный материал до современной долины р. Припяти и севернее ее.

Ныне контуры площади, в пределах которой пока нет или еще недоста­точно материалов для обоснованного пересмотра генезиса и стратиграфиче­ского положения днепровской морены, тяготеют к южной периферии Бал­тийского щита, где она достаточно полно охарактеризована в многочислен­ных публикациях. В центральных областях России днепровская морена присутствует не повсеместно. Считается, что на значительной площади она была уничтожена в результате воздействия московского и валдайского лед­ников. Мощность ее обычно не превышает 10-20 м, и лишь в некоторых разрезах Смоленской области и Рыбинского Поволжья отмечены мощности днепровских валунных суглинков, достигающие 60 и даже 80 м.

104

Принятое нами с учетом имеющихся материалов предельное сокраще­ние контуров днепровского языка по сравнению с показывавшимися ранее, принятие вместо ледникового водноледникового генезиса валуносодержа-щих толщ, распространяющихся по долинам Днепра на 700 км южнее, а по долине Волги почти на 400 км восточнее проведенных на картосхеме гра­ниц максимального его продвижения, конечно не случайно. Оно связано с учитываемым нами теоретически возможным максимальным расстоянием, на которое мог продвинуться днепровский ледник за время его существова­ния, исчисляемое 50 тысячами лет.

Для того чтобы лед и переносимые им обломки (а они движутся в при­родном слое со скоростью, которая от 2—10 до 100 раз меньше, чем скорость чистого льда) могли преодолеть расстояние от Центральной Швеции и Финляндии до границы в районе Минской возвышенности, в районе Твери и Рыбинска, составляющее 900 км, частице льда необходимо 100 000 лет, а влекомым обломкам, даже если их скорость только в 2-3 раза ниже, чем льда, - 200-300 тыс. лет.

Продолжительность эпохи днепровского похолодания и оледенения сколько-нибудь значительно (более чем на 10—20 тыс. лет) увеличена быть не может. Какими же могут быть варианты сокращения или снятия указан­ного несоответствия Их несколько.

1. Перемещение центра оледенения из принятого в настоящее время ре­ гиона северной части Ботнического залива в пределы Южной Швеции и Юж­ ной Финляндии - на 200 км к юго-востоку. Это не противоречит установлен­ ному при петрографических исследованиях крупнообломочного материала из днепровской морены местоположению коренных выходов, из пород которых они происходят, а также данным климатологии - смещению центров действия атмосферы и изменению направления несущих влагу воздушных потоков.

2. Принятие для ледника при его движении через прибрежные регионы Финляндии и акваторию современного Балтийского моря, республик При­ балтики режима шельфового ледника, скорость движения которого в 10 раз выше, чем ледника, ползущего по суше. Она составляет до 500 м/год. Если принять ширину этой зоны в 300-350 км, т.е. половину пути, то частице льда, чтобы пройти 350 км по суше и еще 350 км в режиме шельфового лед­ ника, потребуется от 60 до 65 тыс. лет. Что же касается времени, необходи­ мого для перемещения обломочного материала, то оно, по самым оптими­ стическим подсчетам, составит от 130 до 200 тыс. лет. Однако подобное расширение пространства, в пределах которого ледник мог бы перемещать­ ся в режиме шельфового, требует доказательств в виде нахождения в соста­ ве морены в Южной Финляндии, почти по всей Прибалтике и в северо­ западных областях России морской фауны и микрофлоры и установления литологических особенностей и солевого состава осадка, соответствующих морским или лагунным (бассейновым) условиям осадконакопления. Таких

105

данных, кроме тех, что относятся к прибрежным территориям ЭстониИ| Литвы, Латвии и Калининградской области, пока нет.

3. Допущение захвата на всем пересеченном ледником пространстм или по крайней мере, на основной его части обломочного материала из под» стилающей эоплейстоценовой морены. Это, кстати, помогает объяснить как сильную выветрелость значительной части валунов, гальки и гравия, нахо­дящихся в днепровской морене, так и высокую степень их окатанностИ|^г Распространение ледника могло быть значительно более быстрым не вслед«-ствие его растекания из центра, а из-за перемещения самого центра оледе« нения при изменении климатических условий.

Однако даже эти допущения в основной своей части не подтверждают­ся имеющимися материалами, не позвсщяют полностью согласовать пока»! занные на картосхеме контуры распространения днепровского ледника и f время его существования, хотя и позволили свести расхождение их к мини­муму (50 и 65 тыс. лет).

Московское (сожское) похолодание. Граница распространения москов ского ледника, показываемая на современных картах, на значительном протял нии совпадает с грядами холмов, трактуемых как конечноморенный пояс, зона краевых образований, оставленных ледником.

Пересмотр возрастных датировок и генезиса позднекайнозойской толщи во всей зоне трансгрессий Полярного бассейна исключает существование здесь по­кровных ледников. Это позволило пересмотреть прежние представления о па­леогеографии рассматриваемого возрастного интервала, что и получило отобра­жение на картосхеме, Контур распространения московского ледника на ней не выходит за пределы Балтийского щита. Сместить его далее к востоку не позво­ляет ареал распространения рыхлых кор выветривания позднемелового - плей­стоценового возраста и появление вдоль западного побережья Белого моря мор­ских среднеплейстоценовых осадков. Расширению границы ледника к югу на пространства Онежского, Ладожского озер и южного берега Финского залива препятствует непрерывно прослеживающийся здесь 100—120-метровый террасо­вый уровень, сложенный преимущественно песками, в которых найдены еди­ничные моллюски и кости тюленя, возраст которого достаточно уверенно опре­деляется как московский. Еще западнее на территории республик Прибалтики в этой террасе находится морская фауна и микрофауна (портляндиевый комплекс). Как же при подобной рисовке контура ледника объяснить распростране­ние еще на 700 км южнее и восточнее его границ толщи, содержащей крупно­обломочный материал и до настоящего времени принимаемой за морену? Предполагается, что это ледово- и ледниково-морские осадки - диамиктон, имеющий во всей этой зоне широчайшее распространение. Несмотря*на общее сходство их с моренами, они имеют и ряд заметных отличий. Решающим при­знаком является нахождение в толще осадка морской фауны и флоры диато­мовых. И содержание их в отдельных горизонтах, и степень сохранности, и

106

родовой и видовой состав изучены ныне с исключительной детальностью. Они позволили не только выделить разновозрастные комплексы, но и опреде­лить условия осадконакопления. В границах, очерченных береговой линией бассейна, толща валуносодержащих отложений, сопоставляемых с москов­ской мореной по своим литологическим признакам, как показывают деталь­ные ее описания, значительно ближе к диамиктону, нежели к морене.

Проведенные за последние годы исследования солевого состава осадков московского горизонта указывают на наличие в них в этих районах ионов на­трия и хлора (устное сообщение А. Г. Костяева, МГУ, 1990), концентрация ко­торых заметно увеличивается в северном направлении. Это подтверждают и исследования Н. Ф. Астафьева, установившего нормальный морской состав легкорастворимых солей в валуносодержащей московской толще на западном склоне Вепсовской возвышенности. Здесь же им был встречен и комплекс морских диатомовых. Наконец, работами Т. М. Климовой (1970) в районе оз. Лача в толще московской морены установлен достаточно представительный комплекс фораминифер хорошей сохранности. К сожалению, во множестве публикаций, где описывается разрез московских отложений всего региона, от­сутствуют сведения о попытках выделения микрофауны и микрофлоры из осадка; имеются упоминания лишь о проведении палинологических исследо­ваний. Однако, чтобы могла реализоваться подобная картина, необходимо или допустить прогибание земной коры в этом регионе на 120 м за 50-60 тыс. лет, что маловероятно, или предположить повышение уровня Мирового океана, а это вступает в противоречие с современными данными специалистов по плей­стоценовой истории океана (Ю. В. Богданов, П. А. Каплин, О. К. Леонтьев, С. Д. Николаев и др.). Пока не удается удовлетворительно разрешить данное противоречие, и эта проблема требует дальнейшего исследования.

Валдайское время. Ранневалдайское время характеризуется похолода­нием и первым позднеплейстоценовым ледниковьем. Ряд материалов последних лет, собранных геологами северо-западных регионов (Чочиа, 1991), убедительно показывает, что на протяжении раннего валдая, в сравнении с микулинским вре­менем, проявлялось общее пульсирующее похолодание климата, а оледенение ограничивалось только горньми и предгорньми районами Скандинавского по­луострова и не выходило за пределы Южной Финляндии (гряда Сальпауссель-кя). Эта эпоха представлена отложениями Ш надпойменной и морской террас.

Поздневалдайское (осташковское) время (второе позднеплейстоце-новое ледниковье) - похолодание и оледенение. Характеризуется корот­ким, но глубоким похолоданием. Это отложения, слагающие I надпоймен­ную и I морскую террасы.

Один из возможных вариантов, или палеогеографических сценариев, для позднего кайнозоя европейской части России, рассмотрен в данной ра­боте. На основе анализа современных теоретических представлений (теории оптимума Г. Симпсона и теории метахронности оледенения К. К. Маркова,

107

ШШншНППИШШШШПППт liiilillllllilllllfllllli НШНШШШШШШШШНКШШШШНШШШШШШШНШШШП

синхронности морских трансгрессий и оледенений и др.) и опубликованных материалов, характеризующих различные аспекты геологии и палеогеогра­фии этого региона, сопоставления различных точек зрения на соотношение оледенений и трансгрессий и их относительной и абсолютной геологичес­кой и палеогеографической роли, нами выполнены принципиально новые построения (Чочиа, Евдокимов, 1993). При этом, как уже говорилось выше, рассматривались, главным образом, эпохи похолоданий, с которыми связа­но наибольшее количество дискуссионных вопросов как теоретического, так и практического плана.

В общих чертах последовательность палеогеографических событий позднего кайнозоя этого обширного региона можно представить в виде семи пиков значи­тельных похолоданий, разделенных различными по глубине и длительности по­теплениями. Три из похолоданий полностью или частично совпадают с транс­грессиями и обширными приледниковыми водоемами, с которыми и связывается обширный разнос эрратического материала на Русской равнине и в Западной Си­бири. Этим событиям предшествовала великая позднекайнозойская регрессия, от­ражением которой является сеть переуглубленных долин на материке и на шель­фе Северного Ледовитого океана. Вслед за регрессией начиная с конца миоцена отмечается начало прогрессирующего похолодания, приведшего ко времени за­вершения просундуйской трансгрессии Севера, к развитию оледенения на остро­вах Арктики, Северном Урале и Кавказе.

Следующая наиболее крупная среднеакчагыльская трансгрессия Каспия (около 150 м) и колвинская Полярного бассейна (около +180 м) является мак­симальной. Сопровождавшее трансгрессию похолодание привело к оледене-нию Арктических островов, Северного Урала и Кавказа. В это время созда- i лись благоприятные условия и для широкого разноса по огромной акватории северной половины этого бассейна эрратического материала айсбергами, па­ковым, припайным и донным льдом. Источником крупнообломочного мате­риала являлись обширные выходы на доплиоценовую поверхность пород кри­сталлического фундамента, верхнепротерозойских и палеозойских пород, раз­рушавшихся под действием всего комплекса процессов денудации, в том чис­ле и ледниковых процессов, и выносившихся в пределы акватории припайным и паковым льдом, а также сезонными льдами рек. Впоследствии этот материал неоднократно переотлагался в эпохи оледенений материковыми льдами, та­лыми водами, действием криогенных и гравитационных процессов.

Эоплейстоцен и плейстоцен знаменуются серией из шести похолоданий, одной крупной (московской, сожской, тазовской) и двумя менее значительны­ми трансгрессиями. Волны похолоданий сопровождались оледенениями не только в Арктических и горных районах, но и в Фенноскандии njaa Русской равнине. Однако площадь распространения материковых покровных ледников является значительно меньшей, чем ее принято изображать на существующих i палеогеографических схемах сторонников ледниковой теории.

108

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В начальной стадии становления ледниковой гипотезы авторы ее не располагали достаточным количеством фактического материала в силу от­сутствия глубоких исследований, а довольствовались только результатами визуальных наблюдений, которые, естественно, не могли служить серьез­ным основанием для теоретического обоснования геологической роли лед­ников. Не удивительно поэтому, что основоположниками ледниковой гипо­тезы были допущены принципиальные ошибки и недоразумения. К настоя­щему времени уже накоплено огромное количество фактического материала по исследованию современных ледниковых покровов Земли, вполне доста­точное для обоснования их геологической роли. Казалось, что с накоплени­ем фактического материала исследований будут подкреплены теоретиче­ские выводы основоположников этой гипотезы. В действительности же, ка­ждый выявленный факт не только не подкрепил основы ледниковой гипоте­зы, но, наоборот, доказал шаткость и научную необоснованность занявшей господствующее положение в науках о Земле и пребывающей ныне в ранге "теории" ледниковой гипотезы.

Таким образом, под давлением выявленных фактов, противоречащих ос­новам ледниковой гипотезы, углублялся ее кризис, достигший своей кульми­нации в последние десятилетия XX века, когда лабораторными исследования­ми было доказано, что между льдом и горными породами существуют танген­циальные напряжения, превосходящие предел текучести льда в десять раз, ис­ключающие всякое скольжение ледника по ложу. Исследование же ледников и ледниковых покровов путем бурения сотен скважин, глубина которых дос­тигает 2000-2700 м, доказывает, что все ледники и ледниковые покровы у ло­жа имеют отрицательную температуру, намного отличающуюся от точки плавления льда под давлением, характерным для данных глубин.

Выявленные факты вынудили горячих приверженцев ледниковой гипотезы отказаться от своих прежних убеждений о наличии глыбового скольжения лед­ника по ложу и эродирующей способности последнего. Все авторитетные спе­циалисты-гляциологи были вынуждены согласиться с тем положением, что Гренландский ледниковый покров и все ледниковые покровы Арктического бассейна приморожены к ложу и не скользят по нему, а значит, не совершают работы эрозионного и транспортного характера, но, отдавая дань идеям ледни­ковой "теории", они не желают полностью порвать со ставшей для них верой -ледниковой гипотезой, делают допущения, что, в отличие от ледников Аркти­ческого бассейна, Антарктический ледниковый покров якобы не полностью приморожен к подстилающим ложе породам. Согласно их мнению, приморо­жена к ложу только периферийная зона покрова шириной 200-300 км, а под центральной частью покрова идёт интенсивное таяние льда.

Некоторыми теоретиками - защитниками ледниковой гипотезы без достаточного научного обоснования бьша предложена концепция о якобы

109

riinmirinTTTTTTmTTTTTTTnTTTmTmiiiriirnTmmTmiimniTHimiTimmmmnimntimtiiiimiiminmnmiHtiit«iiiti!t

существующей критической толщине ледников и подледного таяния Надуманность этой концепции следует из того, что:

а) критическая толщина ледника прямо пропорциональна температур ным условиям местности;

б) обратно пропорциональна толщине льда.

Как известно, климатические условия Антарктиды несравненно cypt» вее, чем в Гренландии. Температура поверхностного слоя Антарктическое! ледникового покрова в среднем в два раза ниже Гренландского (-55 - -60° С против -20 —30° С). Средняя толщина льда Антарктического щита лиШ| немного превышает толщину Гренландского (2100 м против 1515 м).

Если бы существовала так называемая критическая толщина льда в ледниках, то Гренландский ледниковый покров ограничился бы толщиной не более 2000 м. Между тем, там зарегистрирована толщина льда 3440 М₍ ниже которого находятся вечномерзлые породы. Кроме того, в пробуренных скважинах на станции Кемп-Сенчури и Дай-3 глубиной 1387 м и 2083 м с<н| ответственно подо льдом температура равнялась -13°С, а это означает, что если бы существовала критическая толщина в ледниках, то ледники здесь не могли бы иметь толщину в два раза больше критической.

По мнению И. А. Зотикова, критическая толщина Антарктического ледникового покрова должна находиться в пределах 2200-3000 м в цен« тральных областях материка, где температура поверхностного слоя льда -55^j - -62°С. В то время как известно, что на периферии далеко от центра оледе­нения в районе ст. Берд толщина льда достигает 4200 м, температура по­верхностного слоя составляет -28°С, а в точке с координатами 69°С 5 Г ю.ш, и в 135° в.д. толщина льда составляет 4776 м. Из сказанного следует, что | под центральными областями Антарктиды критическая толщина льда могла 1 бы быть примерно в два раза больше, чем в вышеупомянутых точках. К то- 1 му же в этих районах нет данных, доказывающих существование там под- л ледного таяния льда, что в свою очередь свидетельствует о том, что даже в * этих местах толщина льда еще не достигла критической величины.

Авторы гипотезы подледного таяния льда объясняют это наличием гео- \ термического потока тепла, а также теплоты, образуемой от трения льда о ложе. Общеизвестно, что геотермический поток тепла в среднем составляет 40^5 калорий в год на 1 см² площади, что соизмеримо с тем количеством тепла, которое потребуется для расплавления 6 мм слоя льда за год. С этим можно согласиться лишь в том случае, если расплавляемый слой льда (6 мм) был бы идеально теплоизолирован от верхних слоев ледника, т.е. если поступающее за год количество тепла аккумулировалось бы только в этом слое. Но так как лед обладает определенной теплопроводностью^ то за год I он может пропустить в 40-^5 раз больше теплоты, чем тепло, поступающее из недр Земли. Что касается тепла, образуемого якобы вследствие трения j ледника о ложе, то эта точка зрения не выдерживает критики по той причи- I

по

не, что она находится в прямом противоречии с условиями, при которых центральные области Антарктического покрова находятся на подледном пресноводном озере, т.е. на плаву. Если это так, то не может быть и речи о трении ледника с ложем и выделении при этом теплоты даже при условии, если допустить, что между льдом и ложем под давлением лед тает и образо­ванный при этом тонкий слой воды играет роль водяной смазки, уменьшая трение между ними до минимальных значений.

Таким образом, идея о существовании так называемой "критической" толщины ледника и подледного таяния льда является плодом беспочвенной фантазии, противоречащей законам физики и механики, не соответствую­щей климатическим условиям данного региона.

Исследователи ледников и ледниковых покровов последних десятилетий подтверждают наши выводы о неспособности ледников выполнять работы, приписываемые ледниковой теорией. Доказывается, что энергия и мощность ледников ограничена, причем последняя целиком затрачивается на преодо­ление внутреннего трения (вязкости) самого ледника. Своеобразный меха­низм движения льда в ледниках и образование на контактной поверхности лед — горная порода неподвижного тонкого слоя — пограничного слоя - обу­словливает вязкое течение льда, исключающее скольжение льда по ложу, тем самым делая невозможным выполнение работ механического характера.

В изучении геологии и палеогеографии позднего кайнозоя за последние десятилетия достигнуты большие успехи, что позволяет с высокой степенью детальности освещать различные аспекты истории развития крупных естест­венно-исторических областей. Вместе с тем по мере углубления исследова­ний выявляется много дискуссионных проблем, касающихся принципиаль­ных вопросов изучения позднего кайнозоя. К их числу Г. И. Лазуков (1989) относит такие, как корреляция континентальных и морских отложений, гене­зис валуносодержащих толщ, проблема материковых оледенений и великих трансгрессий. В значительной степени эта дискуссионность объясняется также недостаточным вниманием к общим методам, в частности системному подходу, естественноисторическому методу, методу актуализма.

Отражением этого стал кардинальный пересмотр существующих палео­географических представлений и стратиграфических схем ряда регионов нашей страны. Например, в пределах севера Восточной Европы установле­но, что основная часть толщи позднего кайнозоя, считавшаяся ранее четвер­тичной (плейстоценовой), относится к концу миоцена, плиоцену и эоплей-стоцену и лишь верхи ее — к плейстоцену и голоцену. Генезис всего этого мощного (до 400 м) разреза - морской, ледово-морской и озерно-аллювиальный. Ледниковые горизонты обнаружены только у подножий Урала, Пай-Хоя и плато Путорана. Все это решительно изменило и сущест­вовавшие ранее стратиграфические схемы.

111

В центральных районах Русской равнины также пересмотрено боль шинство прежних казавшихся незыблемыми стратиграфических постулате! четвертичной геологии, что выразилось в замене ряда основных стратоти» пов опорных разрезов плейстоцена. Постепенно изменились представлении об ареалах распространения великой акчагыльской трансгрессии и леднико» вых покровов раннего плейстоцена, днепровского и ранневалдайского лед­ников, а также о генезисе переуглубленных долин и возрасте выполняющих их осадков.

Таким образом, можно констатировать, что накопленные за многие го­ды разнообразные' материалы вступают в противоречие с ледниковой теори-ей - монопольно господствующей и принятой большинством исследовате-лей теоретической концепцией. Но это вовсе не означает ее полного отри­цания. Рассмотренные нами материалы свидетельствуют лишь о значитель­ном преувеличении геологической роли материковых покровных ледников и недооценке других факторов — тектонических движений и возможной синхронизации похолоданий (и связанных с ними оледенений) и морских трансгрессий.

Целесообразно упомянуть о том, что в палеогеографической литерату­ре, видимо, не случайно все чаще раздаются призывы проводить дискуссии по спорным вопросам, чтобы использовать в дальнейшей работе сильные стороны различных гипотез. Мы согласны с мнением, что это позволит не противопоставлять друг другу результаты различных специализированных исследований, а, например, объяснить факт одновременного существования, казалось бы, таких малосовместимых явлений, как материковые оледенения и трансгрессии океана и др. Напрашивается вывод, что возможны и необхо­димы выдвижение, обоснование и разработка нескольких теоретических предположений для создания палеогеографических реконструкций как ве­роятностных моделей наших представлений о событиях геологического прошлого.

Один из возможных вариантов, или палеогеографических сценариев, для позднего кайнозоя Восточной Европы рассмотрен в данной работе. На­ми на основе анализа современных теоретических представлений (теории оптимума Г. Симпсона и теории метахронности оледенения К. К. Маркова, синхронности морских трансгрессий и оледенений и др.) и опубликованных материалов, характеризующих различные аспекты геологии и палеогеогра­фии этого региона, а также сопоставления различных точек зрения на соот­ношение оледенений и трансгрессий и их относительной и абсолютной гео­логической и палеогеографической роли выполнены принципиально новые построения. При этом, как уже говорилось выше, рассматривались главным образом эпохи похолоданий, с которыми связано наибольшее* количество дискуссионных вопросов как теоретического, так и практического плана.

Мы, как и некоторые из сторонников классической ледниковой теории, признаем ведущее место тектонических движений в палеогеографических изменениях, которые привели во второй половине кайнозоя - конце миоце­на - начале плиоцена к значительному расширению площади и средней вы­соты суши, к сокращению площади океана и увеличению его глубины. Эти тектонические движения проявились в колебаниях уровня Мирового океана, в обширных трансгрессиях и регрессиях, роль которых в построениях ис-следователей-гляциалистов не получила адекватного отражения. Таким об­разом, нами признается ведущая роль теократической, а не гляциоизостати-ческой и гляциоэветатической природы трансгрессий и регрессий, отразив­шихся и на изменениях климата, и на связанных с ним процессах. Кроме то­го, на колебания климата повлияли астрономические причины и некоторые особенности саморазвития природы земной поверхности, подробно рас­смотренные в ряде работ (Синицын, 1980; Веклич, 1987; Зубаков, 1990 и

ДР-)- , _л

Из всего изложенного можно сделать несколько выводов обобщающего

характера.

Дискуссия между сторонниками и противниками ледниковой и ледово-морской концепций не стала плодотворной из-за неприятия ее участниками противоположной точки зрения.

Теоретической основой палеогеографических реконструкций и страти­графических построений для позднего кайнозоя должны служить методоло­гические принципы метахронного развития природы земной поверхности и создание на этой базе концепции, вбирающей в себя наиболее обоснован­ные положения ледниковой и ледово-морской гипотез.

Анализ имеющихся материалов показал ведущую роль тектонического и климатического факторов в развитии природы земной поверхности, воз­можности пространственно-временной синхронизации похолоданий и трансгрессий, ледниковых и ледово-морских процессов.

Важнейшие палеогеографические события, приписывавшиеся исклю­чительно плейстоцену, начались гораздо раньше, близ границы миоцена и плиоцена, что влечет за собой значительный пересмотр существующих стратиграфо-палеогеографических схем - удревнение возраста основной части разреза позднего кайнозоя и времени возникновения таких форм рельефа, как погребенные долины, пояса гряд и холмов, относившихся к конечно-моренным образованиям позднеплейстоценовых ледников. Изме­нятся представления о масштабах проявления неотектонических поднятий и опусканий и, конечно, о генезисе основной массы валуносодержащих отло­жений. Все это, несомненно, приведет к расширению базы для научного обоснования поисковых и разведочных работ на россыпи, строительные ма­териалы и другие полезные ископаемые.

112

113