Геосистемные аспекты растительного покрова Чукотки

Юрий Павлович Кожевников © 2010

Портрет Ю.П. Кожевникова.

УДК 911.2:581.5(571.651) Кожевников Ю. П. Геосистемные аспекты растительного покрова Чукотки. Владивосток: ДВО АН СССР, 1989. 308 с. В книге охарактеризованы физикогеографические условия Чукотки. Рассмотрены проблемы причинно-следственных отношений в растительном покрове с позиций геосистемного анализа. Приведены примеры сочетаний растительности в геосистемах разного ранга. Доказывается необходимость изучения растительного покрова в его динамике. Книга адресована ботанико-географам, экологам, палеогеографам. Отв. редактор канд. биол. наук А. В. Галанин Рецензенты: докт. биол. наук В. Б. Куваев докт. биол. наук А. П. Хохряков Издано по решению Редакционно-издательского совета Дальневосточного отделения АН СССР     Предисловие редактора интернет издания Прошло немало лет со времени издания этой книги, однако в исследовании растительного покрова Чукотки за это время чего-то существенного не произошло. Сама же эта книга Ю.П. Кожевникова практически неизвестна большинству ботаников даже моего поколения, не говоря о молодежи. Мы были с Юрием Павловичем друзьями, проходили аспирантуру в Ботаническом институте им. В.Л. Комарова АН СССР в одно время, в одной лаборатории и у одного научного руководителя - Б. А. Юрцева , а в 1971-72 гг. даже жили в одной комнате в аспирантском общежитии на ул. Яковской в г. Ленинграде. В 1970 и 1971 г. мы некоторое время вместе изучали флору и растительность Чукотки на Чукотском п-ве в бассейне реки Эргувеем и на Западной Чукотке в бассейне реки Рау-Чуа.

До поступленя в аспирантуру, будучи студентом Ленинградского университета, Юра изучал флору Архангельского севера, в одиночку сплавлялся на резиновой лодке по правым притокам Северной Двины. Он был влюблен в русский Север, любил рассказывать о нем: о деревнях на берегах лесных рек, о красивых, но полуразрушенных церквах. Я же до поступления в аспирантуру бывал в экспедициях Ботанического института на Карельском перешейке и в Центрально-Лесном заповеднике, занимался там фитоценологией. Можно сказать, что я в то время был больше фитоценологом и в меньшей степени ботанико-географом, а Юра больше ботанико-географом и в меньшей фитоценологом.

Юрий Павлович Кожевников был талантливым и увлеченным, я бы сказал, азартным до фанатизма, ботаником. Мы часто и подолгу обсуждали с ним проблемы геоботаники, экологии, рассуждали о смысле жизни, о познаваемости Мира, об ограниченности формальной логики. Я пытался постичь мир растений через логику и математику, Юра больше нажимал на интуицию. С утра и до обеда мы работали в Институте в Гербарии, после обеда шли в библиотеку и набирали массу книг и журналов, которые просматривали в читальном зале, а самые стоящие несли в общежитие и там внимательно изучали до полуночи. Наиболее интересными сведениями и идеями тут же делились друг с другом. Юра лучше меня знал английский и помогал мне найти нужную информацию на английском, я помогал ему разобраться в формулах, которые часто встречались у иностранных ботаников.

Теория ландшафтного экологического фона - это изобретение Юрия Павловича; геосистемный подход к познанию растительного покрова он перенял у В. Б. Сочавы. Я тогда критически отнесся к его теории экологического фона, заявив, что меняя термины, мы ничуть не приближаемся к истине, а в лучшем случае, топчемся на месте. Он пытался доказать мне, что термин "экологический фон ландшафта" - не просто новое название старых сущностей. Его очень занимала проблема тундро-степной растительности, которую разрабатывал в то время наш руководитель Б. А. Юрцев. Юра кое-в-чем был не согласен с шефом и азартно опровергал его. Юрцев понимал вид очень дробно, следуя в этом В.Л. Комарову, а Юра был сторонником широкого понимания вида и мелкие виды считал подвидами а часто и вовсе разновидностями, ратовал за триарную номенклатуру (род - вид - подвид). Я же не считал это очень важным и больше уделял внимания экобиоморфам, считая, что для геоботаника различать их важнее, чем различать виды.

Как-то раз Юра дал Юрцеву для прочтения рукопись своей статьи или главу будущей диссертации. Борис Александрович внимательно ее прочитал (он очень скрупулезно вычитывал рукописи своих аспирантов). Обычно делал это в трамвае, когда ехал домой с работы или на работу, благо жил он тогда от института далеко и в один конец ехать надо было целый час. Разумеется, прочтя Юрину рукопись, Юрцев сделал свою правку в соответствии со своими представлениями о растительности и флоре. Правка была основательная, местами замечания на полях были шуточными и даже язвительными. Собственно, в этом ничего особенного не было, то же самое Борис Александрович делал и с моими рукописями. Но Юра возмутился, страшно расстроился. Я попытался его успокоить, говорил ему, что не стоит обижаться, надо учесть правки полезные и настоять на своем в принципиальных вопросах спокойно и без скандала. Но обида у Юры была "до неба", он взял оттиск журнальной, уже опубликованной статьи Б.А. Юрцева, которую тот подарил ему несколькими днями раньше, и подверг ее жесткой правке с едкими замечаниями в соответствии со своими представлениями о флоре и растительности. Показал статью со своей правкой мне и сказал, что он это отдаст Юрцеву. Я пытался ему объяснить, что этого делать не следует, что эмоции - не лучшее средство убедить кого-то в своей правоте, что Юрцев научный руководитель и ссориться с ним из-за таких вещей просто глупо. Но Юра меня не послушал и сделал по-своему.

Ничего хорошего из этого, разумеется, не вышло, они поссорились, и поссорились навсегда. Никакие мои попытки помирить Юрцева с Кожевниковым не увенчались успехом. Наверное, потому, что они уже не старались переубедить друг друга, они просто не слышали друг друга и не пытались услышать. Хотя тот и другой имели дело с одними и теми же фактами, оба знали, что степные виды в некоторых растительных сообществах на Чукотке встречаются и довольно обильны в этих сообществах. Но Юрцев такие сообщества называл тундростепными, а Кожевников степоидами. Я убеждал Юру, что кое-кто в институте его просто использует в своей борьбе с Юрцевым, что он пешка в чужой игре. Но даже это не убеждало Юру, и ссора разгоралась все ярче и ярче, превращаясь в трагедию для обоих.

Юра рано ушел из жизни, не дожив и до 60-ти (умер от инфаркта), вскоре после его смерти умер и Борис Александрович Юрцев. Думаю, что ссора не добавила здоровья ни тому, ни другому. Оба были на редкость талантливыми исследователями, оба несомнено войдут в число крупных ботаников, чьи труды и идеи надолго переживут их самих. Мне боги дали более продолжительную жизнь, чем Юре. Все время, вплоть до их ухода из жизни, я был в хороших отношениях и с Юрой и с Борисом Александровичем. Надо сказать, что ни тот, ни другой не требовали от меня, чтобы я порвал и не дружил с его супротивником. Мало того, со временем их вражда перешла в вяло текущую фазу и готова была прекратиться, но они так и не простили друг друга, о чем я очень сожалею.

Те годы, когда мы работали на Чукотке в составе Полярной экспедиции Ботанического института АН СССР, были очень яркими для нас, для страны. Тогда нам казалось, что так будет всегда, что жизнь и творчество никогда не кончатся. Помню наши песни у костра в п. Эгвекинот, когда несколько дней ждали рейс Ан-2 на базу Рудэр, что в самом центре Чукотского полуострова, а погода была нелетная. Помню, как мы с Юрой ходили покупать оленьи шкуры, чтобы спать на них в палатках во время экспедиции в тундре. Зав. складом был с глубокого похмелья, и за стакан спирта подарил нам 12 прекрасных шкур, предназначенных для экспорта (в кассу мы заплатили только за 3 неэкспортных). Нас в отряде тогда было ровно 12 человек. Мы шли с Юрой уже ночью по дороге из Эгвекинота в аэропорт в изрядном подпитии с экспортными шкурами, скатанными в 2 больших рулона, и горланили песни. Было звездное небо, звезды отражались в заливе Креста. Был нам выговор от Юрцева за перебор со спиртным, но шкуры использовались нашей экспедицией несколько лет, и сотрудники были нам благодарны. Помню, как в тот год самолет Ан-2 (и мы в нем) падали в залив Креста, так как на высоте 1000 м в кабине у пилота вылетело лобовое стекло, ударило пилота, и он на какой-то момент отключился. Слава богу, пилот оказался крепким мужиком, быстро очухался и посадил самолет туда, откуда взлетел. На Рудер мы улетели на следующий день, когда лобовое стекло вставили на место.

В 1972 г., закончив аспирантуру, я уехал из Ленинграда на работу в Калининград, но каждый год приезжал в БИН в командировки. Всякий раз останавливался у Юры. Он в конце концов устроился на работу в БИН, получил комнату в коммунальной квартире. Там, в табачном дыму, среди книг и Юриных картин мы до утра обсуждали проблемы ботаники, рассказывали друг другу о житье-бытье, об экспедициях. Он ездил на Таймыр, я работал в устье Немана, потом на восточном Алтае, а позже в Забайкалье на горе Сохондо. Я занялся мониторингом растительного покрова на постоянных пробных площадях, теорией фитогенного поля и разработкой гипотезы пульсирующей Земли, Юра - теорией Берингии, систематикой и ботанической географией, он обрабатывал гвоздичные для флоры Центральной Азии. В 1985 г. я вернулся работать на Север в г. Магадан, а в 1992 г. вообще переехал в город Анадырь, чтобы в "смутное время" иметь возможность изучать флору и растительность северной Корякии. Помню, как-то приехал в Питер из Магадана, и Юра показал мне рукомись книги о растительности Чукотки. Пожаловался, что опубликовать ее не может. Я посмотрел рукопись, она мне понравилась, решил помочь опубликовать ее от имени Института биологических проблем Севера во Владивостоке. В то время я работал заместителем директора этого института по научной работе. Юрий Павлович согласился, и так я стал ответственным редактором его книги. Книга вышла из типографии в 1991 г., хотя на ней стоит год издания 1989. Типография не справлялась с планом и с такой задержкой выходили многие книги.

Тогда в стране разразился ужасный кризис. Инфляция галопировала, на зарплату зав. лабораторией можно было с трудом не умереть с голоду. На оборудование, экспедиции, командировки деньги институтам не выделяли, а то, что выделялось, съедала инфляция, которая достигала 100% в полгода. Тираж книги Ю.П. очень долго лежал во Владивостоке в кабинете профессора С.С. Харкевича, который согласился "приютить" его до лучших времен. На то, чтобы отправить тираж в Магадан, где тогда работал я, или в Ленинград, где тогда работал Юрий Павлович, денег не было. В 1993 г. удалось за свой счет разослать только около 50 экземпляров книги. Несколько экземпляров я привез Юре, когда в 1994 году смог приехать в г. С.-Петербург в командировку в БИН. До сих пор значительная часть тиража хранится у меня, до широкого круга специалистов книга так и не дошла. А ведь это - одна из наиболее серьезных теоретических работ Юрия Павловича. В основе этй монографии лежит так и не защищенная его кандидатская диссертация, разумеется, дополненная и расширенная, во многом переосмысленная. С ее теоретической основой я познакомился еще тогда, в 1972 г., в общежитии на Яковской.

Далеко не со всеми положениями теории Юрия Павловича я согласен. В частности, не разделяю его мнения насчет гляциоэвстатических движений земной коры, когда под тяжестью ледника земная кора якобы погружается в мантию, а при стаивании ледника воздымается ("всплывает") из мантии. Являюсь сторонником теории пульсирующей Земли и считаю, что при расширении ядра Земного шара земная кора растягивается, растрескивается и наращивается на дне океанов в зонах спрединга. В такие эпохи углубляются и расширяются океанические впадины и осушаются континетнтальные шельфы. При сжатии ядра Земли земная кора скукоживается, сминается, сокращается объем океанических впадин, и воды мирового океана заливают шельфы материков и низменности, - происходят морские трансгрессии. Но в 70-е годы прошлого века в геологии в моду входила теория дрейфа континентов, теория расширяющейся Земли геологами тогда отвергалась, а о теории пульсирующей Земли и заикаться было нельзя.

Симпатичен мне интегральный подход Юрия Павловича к оценке экологической среды, экологических факторов, теория взаимодействия климата, рельефа, литологии. Все теоретические рассуждения хорошо "сдабриваются" фактами и конкретными наблюдениями в "местах отдаленных". Уже нет моста через реку Амгуэму, нет большого поселка городского типа Иультин, совсем захирел порт Эгвекинот. Но сведения, собранные Юрием Павловичем, могут сослужить большую пользу для ландшафтно-ботанического мониторинга в основании Чукотского полуострова. Расширила свои позиции Телекайская роща, открытая Юрой, или она исчезла? Как ведут себя степоиды в верхнем и среднем течении Амгуэмы, где на Юру ночью в палатке напал и сильно покусал медведь? Юра шутил по этому поводу: "Медведь пожевал и выплюнул, невкусный оказался, - долго сплавлялся, курил много". Покусаный медведем, Юрий Павлович более 50 км один добирался до людей, так как сплавлялся по реке в одиночку в нарушение всех правил техники безопасности. После этого 2 месяца лежал в больнице.

Интернет-издание книги Юрия Павловича сделает ее доступной для всх, кто интересуется растительностью Чукотки, теорией растительного покрова и ландшафтоведением. Уверен, что развиваемые в этой книге идеи совсем не устарели, что эта книга может быть хорошим учебным пособием для студентов и аспирантов. Кроме того, в ней содержится огромный фактический материал, который можно использовать и при мониторинге растительного покрова. А я выполню свой долг перед своим другом, а, редактируя текст, подбирая фотографии, смогу активизировать свою память, смогу погрузиться в прошлое, снова пройтись по горам Чукотки, заглянуть в мрачные ущелья, вновь услышать "моих товаришей ушедших голоса", увидеть знакомые виды растений и растительные сообщества, и конечно же пообщаться с моим другом - в чем-то с ним поспорить, а в чем-то согласиться.

 

Предисловие к изданию 1989 г. Растительный покров Чукотки включает в себя огромное разнообразие местных сочетаний растительности и наборов видов. Это разнообразие обусловлено как сложными историческими условиями этой страны, так и чрезвычайно разноликой современной ее природой. Благодаря современной дифференциации условий в региональном и местном масштабах на Чукотке сохраняется множество реликтовых видов и даже элементов растительности разных прошлых эпох. Однако наиболее реалистичное (или наименее противоречивое) суждение о возрасте разных реликтов, повидимому, невозможно без всестороннего познания их существования в современных ландшафтах и без представления об истории этих ландшафтов на основе палеогеографических данных. При этом данные о современном растительном покрове обогащают, или даже направляют, или во всяком случае корректируют интерпретации палеогеографического характера. А палеогеографические построения дают основу для представления об истории растительного покрова. Отсутствие связи между палеогеографией и современной ботанической географией породило уже немало сомнительных картин прошлого. Качество этой связи в немалой степени определяется характером исследования растительного покрова. Наилучший результат следует ожидать в том случае, когда изучаются причинно-следственные отношения в растительном покрове. Это с неизбежностью привлекает холоценотическую концепцию воздействия среды на растения, т. е. признание того, что среда представляет собой интегральную совокупность факторов, хотя среди них и может быть выделен так называемый ведущий фактор. Однако пороговые значения этого фактора в разной обстановке оказываются неоди­ наковыми в силу взаимодействия его с прочим комплексом факторов, т. е. и в этом случае действует интегральный комплекс факторов. Среди первостепенных комплексов факторов особое значение имеет климат. Его влияние на растительный покров Чукотки прекрасно прослеживается визуально даже, когда мы не имеем количественных показателей его составляющих и можем дать лишь семантическую его характеристику.

Климат определяет многие стороны природы. Его влияние на рельеф настолько велико, что возникла особая наука — климатическая геоморфология, в основе которой лежит дедуктивный метод (Loyda, 1980). Это означает, что основные принципы этой науки сформулированы при общем взгляде на природу, а не исходя из частных наблюдений. Поэтому основополагающие понятия и выводы климатической геоморфологии содержат логические ошибки (Loyda, I . с.), что, однако, не мешает ее совершенствованию и стремлению избавиться от них. Исходное положение климатической геоморфологии заключается в признании того, что элементы климата существенно постоянны в течение достаточно длительного интервала времени для определенного региона; они управляют ходом геоморфологических процессов и в конечном итоге приводят к определенному спектру (набору) форм рельефа (Douglas, 1980). Автор, однако, справедливо указал на значение экстремальных метеорологических явлений, которые способны произвести в сотни раз большие изменения в рельефе, чем денудация средней скорости. Поэтому климатическая геоморфология должна учитывать катастрофические изменения.

Динамика рельефа связана прежде всего с температурой и осадками (Seuffert, I 981), т. е. с теми же факторами, что и растительность. Естественно, что экстремальные метеорологические условия оказывают влияние и на растительный покров. Они дают «стригущий эффект». Взаимодействие макроклимата и рельефа определяет множество подразделений климата разного масштаба, которые, в свою очередь, оказывают влияние на растительный покров. В частности, в полосах контакта различных в макроклиматическом отношении территорий приходится сталкиваться не только с макроклиматическими параметрами, промежуточными по отношению к таковым смежных территорий, но и с особым значением мозаичной дифференциации климата по элементам рельефа (мезоклиматы, микроклиматы). Элементы такого мозаичного макроклимата одного района могут сближаться с макроклиматом любой из смежных территорий. Эта мозаика позволяет сосуществовать в пределах небольшой территории видам, имеющим в целом взаимоисключающие ареалы.

Это обстоятельство в значительной мере стимулировало нашу работу в экологическом направлении. Потребовалось не только более углубленное изучение распределения видов по элементарным ландшафтам на изученных территориях, но и систематизация и обобщение отдельных, с первого взгляда не связанных между собой наблюдений в отношении характеристик распределения видов по местообитаниям и особенностей самих местообитаний.

Экология ландшафтов представляла для нас предмет столь же пристального внимания, как и география флор, т. е. была предпринята попытка совмещения экологических и географических подходов к изучению территории. Подчеркнем особо, что этот путь был выбран не преднамеренно, из методологических соображений, а сообразно тем связям в природе, с которыми мы столкнулись и которые осмыслили. Особенности физико-географической среды в переходных полосах способствуют пониманию необходимости синтеза экологических и географических приемов исследования. Нельзя не согласиться с В. Б. Сочавой (1971) в том, что: «Для географии экологизация — это проникновение в глубь своего объекта, которое проявляется на всех уровнях, а на топологическом — в особенности».

А. Кюхлер (Kuchler, 1951) справедливо отметил, что физиономическая характеристика, во-первых, важна сама по себе, а во-вторых, предшествует более углубленному исследованию растительности. Исследователю тундровой растительности хорошо известно значение физиономической характеристики растительности, поскольку, поднявшись на возвышение, он охватывает одним взглядом разноцветный ковер растительного покрова. Он сразу может вынести заключение, какие растительные формации доминируют в поле зрения. По размерным отношениям и общей площади отдельных контуров делается заключение о зональной принадлежности района, хотя каких-либо количественных критериев зональных типов растительного покрова до сих пор не существует. Связь между рельефом и растительностью прослеживается в тундрах очень четко. В связи с этим отметим, что между формами рельефа существуют определенные размер­ные отношения, которые только теперь начинают познаваться (Church, Mark, I 980). Не исключено, что установление количественных закономерностей в строении рельефа будет способствовать более конкретным характеристикам растительности и определениям тенденций ее развития. К анализу рельефа можно подходить с таких системных концепций, как равновесие, нестационарность, неопределенность, прерывистость, устойчивость, время релаксации (Slaymaker, 1982). Эти концепции следует использовать и при изучении растительного покрова.

Причинная обусловленность между рельефом, климатом и растительным покровом логически приводит к необходимости использования концепции геосистем при изучении динамики растительного покрова. Геосистема это — экосистема, связанная с земной поверхностью. Само понятие соответственно является безразмерным, что способствует необходимой формализации рангов геосистем в зависимости от целей и объектов исследования. Отмечалось, что прогресс в понимании природных процессов изменения среды невозможен без установления рациональных способов формализации результатов исследований (Church, Mark, 1980). Именно результаты исследований, точнее попытка их обобщения привели нас к выводу, что в исследованиях растительного покрова с учетом его динамики целесообразно оперировать геосистемами 5 рангов: зонально-подзонального и высотно-поясного, орографического (например, горный кряж или широкая долина), геоморфологического (отдельный холм, или мыс, или долина речки), субстратного (делювиальный, торфяный, гумусный и т. д.) и элементарная геосистема — биогеоценоз. Эти ранги являются естественными образованиями, в большинстве случаев легко идентифицируемыми в природе и входящими друг в Друга по принципу русских матрешек.

В развитии природных систем четко проявляется закономерность, состоящая в том, что взаимодействие составляющих их элементов спонтанно направлено на достижение состояния динамического равновесия, когда такие выходные показатели, как баланс массы, энергии и морфологическое выражение системы, остаются близ оси постоянных значений (Поздняков, 1979). Отсюда автор выводит основное требование к изучению природных систем: определение баланса массы или энергии. Этот баланс связан с характером геосистемы и в первом приближении определяется ее фитомассой. Две межгорные котловины, из которых одна вмещает большое озеро, а другая — массив леса, могут не различаться по балансу энергии, но в первом случае энергия расходуется в значительной степени на абиотический процесс (таяние льда на озере, испарение с его поверхности), а во втором — на увеличение фитомассы. Даже качественные характеристики фитомассы в разных геосистемах дают основание сравнивать однотипные геосистемы одного ранга и прослеживать структуру геосистем более высокого ранга по растительности геосистем более низкого ранга, а также соотносить результаты с наблюдениями за абиотическими процессами, отражающими характер физико-географической среды (нивация, солифлюкция и т. п.).

Геосистемный подход к исследованию растительного покрова позволяет более достоверно судить о динамике отдельных эле ментов растительности и о динамике популяций видов, что в сочетании определяет современную направленность изменении растительного покрова. Некоторые авторы приложили немало усилий, стараясь доказать, что миграций растений и животных в прошлом практи­ чески не происходило. Согласно этой точке зрения некогда обширные ареалы изменялись при вымирании соответствующих таксонов или их трансформации в иные таксоны, когда изменялись условия существования. В наше время, когда факт миграций установлен непоколебимо, поскольку многие из них документиро­ ваны, казалось бы, не имеет смысла отрицание миграций в прошлом, но, тем не менее, эта точка зрения продолжает существовать, а иногда даже воинственно отстаивается, как например, L. Croizat (1962). Между тем, уже элементарное заселение растениями или животными соседних местообитаний, на которых их прежде не было, свидетельствует о реальности миграции, поскольку каждое путешествие начинается с первых шагов. Наличие у семян растений приспособлений для дальнего переноса невозможно истолковать иначе как для заселения новых территорий, т. е. для миграций. Наконец, возникает вопрос: как могли изначально образоваться огромные ареалы видов без миграций из центров их происхождения?

Долгое время в фитогеографии пользовалась популярностью концепция единства среды и организма, согласно которой растения способны существовать лишь в определенной среде обитания. Они как бы прилажены к ней. Поэтому, скажем, степные виды одним своим присутствием указывают на степные условия, тундровые — на тундровые условия и т. д. Однако между живыми существами и средой нет и не может быть полной прилаженности - писал еще Б. А. Келлер (1938). И действительно, простые наблюдения убеждают в том, что любой вид способен существовать в разных средах. Если мы находим лесной вид в тундровом сообществе, то нет смысла утверждать, что его присутствие свидетельствует о лесных условиях в данном месте. Тем не менее нахождение степных видов в тундровой зоне до сих пор расценивается во всех случаях как свидетельство степных условий.

 

Физико-географическая дифференциация Чукотки

Геологические и географические черты

Современная природа Чукотки чрезвычайно разнообразна, что обусловлено ее гористым рельефом и различным влиянием моря, определяющими климат. В физико-географическом отношении Чукотка восточнее Чаунской губы наделена рангом ландшафтной области (также как лесные территории рек Анадыря и Пенжины и Корякское нагорье). Все три области отнесены к Северо-Притихоокеанской стране, тектоническое развитие которой продолжается до сих пор (Гвоздецкий, Михайлов, 1970). Авторы считают, что климат этой страны имеет характер морского и отчасти муссонообразного. Часть Чукотки, расположенную к западу от Чаунской губы, авторы относят к Северо-Восточной Сибири. Ранее западная граница Чукотки также проводилась от Чаунской губы, оставляя к востоку верхнюю часть р. Анадырь (Михайлов, 1956).

Чукотский полуостров, залив Креста, бухта Эгвекинот. Акварель Ю.П. Кожевникова.

В тектоническом отношении Чукотка разделена на две складчатые области: Чукотскую (северная часть Чукотки) и Охотскую (Охотско-Чукотский вулканогенный пояс). Характерной особенностью Чукотской складчатой области является близкое к поверхности залегание фундамента, сложенного породами палеозоя, и, возможно, докембрия, которые на Чукотском полуострове выходят на поверхность (Аникеев и др., 1970). Геологическое строение арктических островов является продолжением материковых структур. В тектонике всех островов, относимых к Верхоянско-Чукотской мезозойской складчатой области, велика роль разломов; имеются сбросы с амплитудой более 100 м (Горбацкий, 1970). Разломы очень характерны и для материковой Чукотки. По ним заложены долины многих рек. Характерно, что многие поверхностные разломы имеют голоценовый возраст. Они представляют собой каньоны, не несущие следов ледниковой обработки, хотя такие следы имеются над каньонами.

Горные системы севера Дальнего Востока нередко имеют своим продолжением горные цепи северо-западной Америки (Шило, 1970).

Палеозойские отложения в проливе Сенявина, зал. Св. Лаврентия и между мысами Литке и Дежнева представлены кристаллическими известняками, известковистыми сланцами, глинисто-тальковыми и глинисто-слюдистыми сланцами, которые еще К. И. Богданович (1901) считал аналогами номской серии на п-ове Сьюард. Сходство пород столь велико,—писал он,— что образцы из Нома и с Чукотского п-ова невозможно различить.

Карта Восточной Чукотки.

Карта Западной Чукотки.

Восточно-Чукотский массив характеризуется неоднородностью, наличием крупных поднятых или опущенных блоков, ограниченных разломами, и включает три поднятия: Вельмайское, Уэленское и Сенявинское, а также два прогиба: Мечигменский и Колючинский. На всех трех поднятиях имеются выходы известняков, но особенно обширные их площади приходятся на Уэленское и Сенявинское поднятия на востоке Чукотского полуострова. Лаврентьевская синклиналь, тянущаяся от зал. Св. Лаврентия, имеет 50 км в длину и 10 км в ширину. Она образована мраморизированными известняками протерозоя (Аникеев и др., 1970). К Уэленскому поднятию относится Велькильский блок, расположенный в бассейне р. Чегитунь, который также сложен известняками разного возраста, за исключением центральной части, где имеются интрузии нижнемеловых гранитов (Аникеев и др., 1970).

Сенявинское поднятие сложено теми же древними породами, что и Уэленское. В нем выделяется Этляпетльская антиклиналь 50 км длиной и около 30 км шириной, тянущаяся от бухты Пенкигней до лагуны Гетлянен. В этой антиклинали участвуют известняки и сланцы. На междуречье Амгуэма-Ванкарем (Вельмай) встречаются небольшие горсты с выходами протерозойских (гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты) и палеозойских пород (слюдистые и мраморизированные сланцы, кристаллические известняки, кварциты) (Аникеев и др., 1970). В Анадырской низменности имеется несколько останцов базальтового плато. На левобережье р. Танюрер выделяется базальтовый останец Карганай (404 м), а недалеко от г. Анадырь находится Раненейский останец с высшей точкой — гора Дионисия (572 м) (Васьковский, 1970), которая образована андезитом (Полевой, 1915) и др. В верховьях рек Канчалан, Танюрер и в отрогах Ушканьих гор (сами эти горы представляют гранитоидный плутон) значительные покровы образованы андезито-липаритовой формацией (Аникеев и др., 1970).

Щелочные базальты широко развиты в Русских горах, вдоль Парапольского дола, в верховьях бассейнов рек Майн и Хатырка, в среднем течении р. Великой, в бассейне р. Ламутской и низовьях р. Тывгеувеем (Белый, Сперанская, 1970). Андезиты и андезито-базальты составляют многие горы Анадырского плоскогорья, где поверхностно залегают также различные туфы: пепловые, вулканические, липаритовые и простые (Некрасов, Саяпин, 1957). Формирование столовых гор на Анадырском плоскогорье связано с интенсивным четвертичным вулканизмом (Гвоздецкий, Михайлов, 1970).

Озеро Эльгыгытгын. Вид из космоса.

Гипотеза о происхождении впадины оз. Эльгыгытгын в результате падения метеорита не поддерживается геологами, считающими, что это структура новейшего этапа развития Чукотки, а появление в террасах обломков импактных пород, повидимому, связано с кратковременным проявлением газового вулканизма (Белый, 1982). Таким образом, геологическое строение Чукотки очень сложное. Во многих районах существует пестрая мозаика поверхностно залегающих пород кислого, основного и щелочного соста­ ва. Так, хр. Искатень слагают преимущественно кислые породы (Геологическая карта, 1967), но, как показывают крупномасштабные геологические карты, породы основного состава здесь редкости не представляют. В пределах этого хребта нам многократно приходилось отмечать точечное вскипание соляной кислоты на образцах горных пород. На обширных выходах известняков на востоке Чукотского полуострова флора содержит много реликтов, хотя особым разнообразием не отличается. Более богатыми оказываются флоры тех районов, где выходы известняков чередуются с выходами кислых и основных пород. Хорошим примером такого района является северное побережье бухты Пенкигней. В некоторых районах основные и щелочные породы отсутствуют или крайне редки, например, в центре Амгуэмо-Куветского массива, на Анюйском нагорье и в горных поднятиях восточнее Чаунской губы.

Обилие разломов, обусловленных неотектоническими движениями, а также скалистых останцев, возникших в результате поднятий суши, привело к обнажению более древних пород, иногда основного состава. Таким образом, в районах сплошного распространения пород кислого состава породы основного состава выходят по бортам долин или среди останцов на склонах гор. Выходы известняков имеются и на западной Чукотке (в низовьях рек Пегтымель, Кувет, в Иультинском поднятии). В ботаническом отношении они изучены еще недостаточно.

Наиболее высокогорной частью Чукотки является Амгуэмо-Куветский массив, в котором высота многих гор превышает 1000 м (самая высокая гора Дальняя 1843 м). Он включает несколько хребтов: Экитыкский, Чантальский, Экиатапский, Пегтымельский, которые, в свою очередь, распадаются на цепи гор: Туманные, Скалистые и т. д. Амгуэмо-Куветский массив является наиболее возвышенной частью Чукотки к северо-востоку от Чаунско-Анадырского водораздела; днища межгорных долин подняты до 400 м над ур. моря. Восточная часть этого массива относится к области мезозойской складчатости с поверхностно залегающими породами фундамента и с ядром метаморфических пород докембрия и нижнего палеозоя (Гвоздецкий и Михайлов, 1970; Гельман, 1970). Западная его часть образована формациями Охотско-Чукотского вулканического пояса. Граница этих структурно-генетических различий проходит по наиболее возвышенной серединной части Амгуэмо-Куветского массива. По этой же схеме вся северная часть Чукотки от Чаунской губы до Берингова пролива входит в Чукотскую мезозойскую складчатую область, граничащую на юге с Охотско-Чукотским вулканогенным поясом. Граница между этими образованиями «более или менее условна и проводится по границе сплошного развития эффузивов», характеризующих вулканогенный пояс (Гельман, 1970).

Река Энмынваам, вытекающая из оз. Эльгыгытгын, в своем верхнем течении несет свои воды по дну молодого тектонического разлома.

Таким образом, Чукотка делится на северную и южную части геологически, включая тектонику, петрографию и формационный состав. Это же подразделение отражено на схеме геоморфологического деления А. П. Васьковского (1970) всего Северо- Востока. Альпийский рельеф развит на Чукотке в большинстве районов, особенно в материковой ее части. На востоке Чукотского полуострова альпийский рельеф особенно развит в массиве Дежнева и между бухтой Провидения и зал. Св. Лаврентия. На востоке имеются термальные источники, флора окрестностей которых дает богатый материал для реконструкции истории флоры всей Чукотки. Предполагается, что термальные источники связаны с молодыми эффузивными образованиями (Аникеев и др., 1970). Западная часть Чукотского полуострова представляет преимущественно средне- и низкогорья, разделенные обширными увалистыми равнинами с изолированными горными массивами. Лишь хр. Искатень являет собой монолитную горную складку чрезвы­чайно пестрого геологического строения. Хр. Искатень протягивается от Нижне-Анадырской низменности (верховья р. Канчалан) до верхней трети р. Кымынейвеем (междуречье Ванкарем и Кымынейвеем), т. е. в направлении с ЮЗ на СВ.

Он лишь незначительно возвышается на фоне общего горного ландшафта, но выделяется своей монолитностью — это настоящая горная цепь, тогда как окружающие хребет поднятия — отдельные сопочные массивы, часто до основания прорезанные долинами. Монолитность хребта накладывает отпечаток на режим физико-географической среды, отличающейся от режима смежных районов с отдельными сопочными массивами. Это нашло отражение на карте геоморфологического деления Северо-Востока СССР Д. М. Колосова (1947). Хр. Искатень на этой карте отнесен к Анадырской горной системе, восточная граница которой проведена по юговосточному подножию этого хребта, продолжаясь в этом направлении до Колючинской губы. Восточные сопочные массивы, примыкающие к хр. Искатень, отнесены Колосовым к области нагорья. Чукотского полуострова. На западе хр. Искатень имеет низкогорную связь с хр. Пекульней. Южная часть Чукотского нагорья, включающая и хр. Искатень, относится к северо-восточной оконечности Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, возникновение которого относится Н. А. Шило (1970) к аптскому веку (вторая половина нижнего мела). Согласно этому же автору, к северо-западу от хр. Искатень параллельно ему проходит синклиналь, по которой течет Амгуэма; северозападное крыло этой синклинали входит в Амгуэмо-Куветский массив.

Зоны контакта хр. Искатень на юге с Нижне-Анадырской низменностью, а на севере с Ванкаремской представляют, по Валпетеру (карта приведена у Н. А. Шило, 1970), районы распространения реликтовых поверхностей выравнивания, значительно переработанных склоновыми процессами. На обоих оконечностях хребта поверхности выравнивания переходят в соответствующие низменности, выполненные, согласно Валпетеру, антропогеновыми континентальными отложениями.

Некоторые штрихи палеогеографии

Убеждение в континентальном происхождении четвертичных отложений, покрывающих низменные равнины Чукотки, широко распространено среди части геологов, изучавших эту территорию. Это представление отражено на геологических картах (Геология СССР, 30, 1970; Карта четвертичных отложений Арктики и Субарктики, 1964); его по сей день разделяют геологи, исследующие полезные ископаемые на восточной Чукотке. Та же самая точка зрения (водно-ледниковый генезис рыхлых, четвертичных отложений низменностей Чукотки) освещена в монографии Барановой и Бискэ (1964).

Иную точку зрения развивают геологи НИИГА, много лег, проводящие буровые работы вдоль северного побережья Чукотки. По их мнению, поверхностные слои рыхлой толщи, выполняющей низменности северной Чукотки, образованы морскими осадками колючинской трансгрессии, имевшей место в среднем и позднем плейстоцене (Дегтяренко, 1971; Пуминов и др.,1972, 1973). Эта трансгрессия более известна под названием бореальной (Гасанов, 1969, 1970). По мнению упомянутых авторов, колючинская трансгрессия достигала на северной Чукотке подножий гор, т. е. покрывала полностью Ванкаремскую низменность, а по долине Амгуэмы доходила до ее среднего течения. Согласно А. С. Пуминову и др. (1973) «современная речная система заложилась на осадках колючинской трансгрессии с малой степенью унаследованности от речной сети, существовавшей до нее». Один из соавторов Пуминова, Ю. П. Дегтяренко, писал ранее (1971), что вся Ванкаремская низменность выстлана голоценовыми морскими отложениями. В данном случае для нас важно отметить точку зрения геологов о морском генезисе поверхностных рыхлых отложений Ванкаремской низменности. В арктической Канаде многие речные долины также были заложены в голоцене в районах с рыхлыми осадочными породами (Rudberg, 1982).

Возможно, что бореальная трансгрессия распространялась на юге Чукотского полуострова глубже, чем это показано Ш. Ш. Гасановым (1969, 1970). Ее отложения во многих местах находятся на поверхности, а не перекрыты ледниковыми и водно-ледниковыми отложениями позднего плейстоцена, как считает Гасанов (Кожевников, 1976д). На севере Ванкаремской низменности этот автор также Показывает верхние морены значительно севернее конечного пояса морен зырянского оледенения. Поверхностные рыхлые отложения, выстилающие межгорные впадины в верховьях Канчалана, в субмеридиальной части долины Амгуэмы и далее к востоку представляют собой большей частью отложения бореальной трансгрессии.

Некоторые вопросы исторической геоморфологии и стратиграфии нельзя считать разрешенными. Так, А. П. Васьковский (1970в) и Ш. Ш. Гасанов (цит. соч.) считают, что Анадырская низменность полностью, покрывалась в плейстоцене льдами. В монографиях Р. Е. Гитерман и др. (1968) и М. В. Муратовой (1973) утверждается, что эта низменность никогда не покрывалась льдами в плейстоцене. И действительно, следы последних оледенений заметны лишь в предгорьях, окаймляющих Анадырскую низменность. В среднем междуречье Тавайваам и Волчьей нам приходилось видеть в шурфе мощную монотонную толщу, образованную серым илом явно морского, а не водноледникового, тем более, не ледникового происхождения.

По-видимому, воды бореальной трансгрессии заполняли все низменности и межгорные долины Чукотского полуострова, который в это время представлял архипелаг очень сближенных горных островков. В последний вдавалась складка хр. Искатень. Данное представление увязывается не столько с допущением об эвстатическом поднятии уровня моря в период риссвюрмского межледниковья, сколько с принципом гляциоизостазии.

Платформа Чукотского нагорья претерпела погружение под тяжестью льдов в среднеплейстоценовый максимум и в период бореальной трансгрессии еще не успела всплыть (возможно, всплытие произошло к концу трансгрессии). Когда указывается, что в такое-то время уровень моря понижался или повышался относительно современного его уровня, то, вполне возможно, что эти колебания связаны не с поднятием уровня Мирового океана, а с движениями участков земной коры. С проявлением гляциоизостазии связывали в Северной Америке чередование оледенений и трансгрессий Т. Карлстром (1965), Д. Дайсон (1966), Б. Крэг и Дж. Файле (1965), Д. М. Хопкинс (1976), Дж. Андревс (Andrews, 1978), В. Тлущенко и А. Вальтер (Glooschenko et Walter, 1980), А. Орми (Orme, 1980), П. Мартини (Martini, 1981), Л. Харди (Hardy, 1982), Б. Лориол и Дж. Грей (1982), Дж. Ингленд (England, I 983).

Гляциоизостазия — это погружение суши под действием тяжести льда и всплытие ее при стаивании льдов, вследствие стремления земной коры к гидростатическому равновесию по отношению к подстилающей ее астеносфере (верхней части мантии). Гляциоэвстазия — колебание уровня Мирового океана вследствие образования и таяния континентальных ледников.

В результате тектонических процессов образуются разломы в земной коре, вдоль разломов одни блоки воздымаются, другие опускаются. При этом могут возникнуть странные скульптуры вроде этого трона. Акварель Ю.П. Кожевникова.

Согласно обзорным данным (Никонов, 1978), бывшая гляциальная зона Северной Америки характеризуется равномерным куполообразным поднятием со скоростью 3—10 мм/год; в бывшей перигляциальной зоне наблюдается переход от поднятий к слабым опусканиям со скоростями тех и других 1—3 мм/год; в экстрагляциальной зоне крупные участки поднятий (до 5 мм/год) чередуются с участками опускания (до 4 мм/год), причем те и другие связаны с геологическими структурами и рельефом. Наконец, в приатлантической зоне 100— 200 км господствует опускание (от 2 до 6 мм/год). Весьма детально исследована история гляциоизостатического поднятия Скандинавии и Шпицбергена. Явление гляциоизостазии четко прослежено на островах, в том числе в Южном полушарии. Самый древний ледник покрывал целиком о-в Южного Георгия вместе с шельфом до глубин 200 м. Быстрое таяние и сильное сокращение ледника к концу этого периода сопровождались высокими скоростями изостатического поднятия, чем объясняется нахождение сцементированных древних (средний висконсин или сангамон) береговых осадков (пески и галечники мощностью 1,2—4 м) на высотах до 52 м (Clapperton et a!., 1978). Следующее оледенение было меньшим по масштабу, и его деградация привела к меньшему поднятию, в результате которого образовались береговые террасы 7,5 м выс. Сходные процессы происходили, как отметили авторы, на Южных Шетландских островах. В СССР концепцию гляциоизостазии принимали Д. Г. Панов (1946), Е. С. Короткевич (1972), Былинский (1979, 1980, 1983), Никишин (1984), Кошечкин (1979, 1981 и др.) и др. Причинами морских плейстоценовых трансгрессий севера Евразии являлись остаточные гляциоизостатические опускания земной коры в сочетании с запаздыванием компенсационного гляциоизостатического поднятия земной коры после таяния ледников и гляциоэвстатическими колебаниями уровня Мирового океана (Былинский, 1980). По представлениям Б. И. Кошечкина (1981), в конце межледниковой эпохи и начале следующего оледенения происходят исключительно тектонические движения, но по мере накопления льдов вступают в действие гляциоизостатические силы. Он отметил также, что, поскольку межледниковья более длительны, чем ледниковья, в плейстоцене преобладали по времени собственно тектонические движения. Для восточной части Сибирской платформы предполагаются гляциоизостатические короткопериодные высокоамплитудные поднятия и опускания, не оказавшие существенного влияния на формирование рельефа. А для горной восточной Якутии установлены малоамплитудные, но устойчивые по знаку новейшие движения, с которыми связано формирование основных морфоструктур (Бочаров и др., 1982).

Согласно некоторым авторам (Ивашинников, 1979), роль неотектоники в формировании морских террас нередко преувеличена в ущерб значению колебаний уровня Мирового океана, обусловленных планетарными изменениями климата. Названный автор предполагает, что механизм ритмики колебаний уровня Мирового океана «заведен» тектоникой и поддерживается на соответствующем уровне планетарными изменениями климата. Существуют, однако, расчеты, по которым уровень Мирового океана поднимется на 66 м, если растают все льды Земли (Калесник, 1952). Но морские террасы встречаются на более высоких уровнях. Даже на восточной Чукотке, на р. Курупке высота морской террасы 80 м (Диков, Казинская, 1980). На западе Чукотского полуострова высота этой террасы достигает 300 м. На этих высотах морские отложения могли оказаться только в результате поднятия суши.

Существует представление, что изостатическая реакция коры после дегляциации является одним из способов реконструкции ледниковых покровов (Andrews, 1982), но вполне возможно, что сама по себе гляциоизостазия не была фактором вертикальных колебаний земной коры, а только инициировала тектонические движения (Панов, 1946). Под действием давления льдов суша тектонически опускалась, при этом происходило компенсаторное поднятие и осушение материковых шельфов, в результате чего возникала сухопутная связь Чукотки и Аляски. Когда льды стаивали, происходило изостатическое выравнивание. Области, бывшие подо льдом поднимались, а материковые шельфы опускались. На Чукотке поднятия продолжаются поныне. Прослеживается множество их признаков.

Признаки современного поднятия Чукотки

На левобережье р. Амгуэмы имеются обширные сильно расчлененные древние поверхности - террасы, образованные рыхлой толщей. Если соединить верхние точки останцов этой толщи, то получим цельную поверхность, простирающуюся от поворота Амгуэмы на север близ поселка 87 км до ее устья. Поверхность имеет хорошо заметный уклон к Амгуэме, что, согласно Н. А. Шило (1970), является признаком происходящего поднятия внутреннего края долины реки. Поверхность имеет также уклон к северу. Рыхлые галечниковые, отложения поверхности этой толщи тянутся от побережья Чукотского моря близ дельты Амгуэмы до северных склонов хр. Искатень, вдаваясь в долину р. Укоэчхойгуам. По нашему мнению, эта же толща подступает к хр. Искатень и с юга, ее останцы наблюдались нами в верховьях р. Канчалан (с одной стороны зал. Креста) и в нижнем течении р. Янрамавеем, в 20 км к востоку от верховьев зал. Свободного (с другой стороны зал. Креста); ею же образованы предгорные террасы в осушенных частях фьордов зал. Креста. В районе горы Кымыней нами наблюдалось перекрытие этой толщей, по всей вероятности, среднеплеистоценовой (самаровскои); донной морены, здесь же галечниковая толща перекрывается лессовидными суглинками первого верхнечетвертичного (зырянского) оледенения, конечные морены которого вынесены в ванкаремскую низменность в 70—80 км от побережья Чукотского м'оря.

Согласно О. М. Петрову (1965) и П. А. Каплину (1971)1 самаровские конечные морены находятся ниже уровня современного моря. На левобережье Амгуэмы, близ моста, на склоне высокой террасы на глубине 3—4 м обнажается слой древнего ила темносерого цвета, мощностью около 1,5 м, который прослеживается выше по р. Чантальвергын. По-видимому, эта прослойка не водноледникового, а морского происхождения (то, что эта прослойка поднимается по Чантальвеергыну на несколько десятков километров, делает мало вероятным предположение об осаждении этого ила в озере, некогда здесь существовавшем). В пользу морского происхождения рыхлой толщи можно выдвинуть также тот аргумент, что литологически толща везде совершенно однородна, а водно-ледниковые отложения немало связаны литологией с составом горных пород области выноса. Поскольку на исследованной территории существуют два генетически различных геологических комплекса (Искатеньский и Амгуэмо-Куветский), то следовало бы ожидать различия в литологии толщи в соответствующих районах, если принять ее водно-ледниковое образование. Визуально эти различия не обнаруживаются; толща всюду производит впечатление однородности: в Ванкаремской низменности и в долине Укоэчхойгуам, на высоких террасах правого берега Амгуэмы и террасах р. Мараваам, расположенных выше , амгуэмских террас на сотню метров.

Поверхность рыхлой толщи местами поднята до 300 м над уровнем моря и выше. А. П. Никольский отмечал на восточной Чукотке террасы с морскими галечниками на высоте более 200 м (Сакс, 1948). Невероятно допустить, что в квартере море поднималось на такую высоту, но вполне вероятно, что в казанцевское время на еще большую высоту была опущена оконечность крайнего северо-востока Азии под изостатическим давлением полупокровного (Петров, 1965) или покровного самаровского (Hopkins, 1972) оледенения. В это время ледники спуска лись в море по тектоническим впадинам, склоны которых обрабатывались льдом, и которые в настоящее время представляют фьорды, на выходе из которых на морском дне лежат затопленные морены (Каплин, 1959). Всплытие восточной Чукотки после самаровского оледенения не могло произойти быстро, и это привело к трансгрессии, тем более, что уровень Мирового океана повысился за счет стаявших льдов. Постепенное гляциоизостатическое поднятие вновь сменилось опусканием в зырянский период, которое на этот раз было меньшим (поскольку меньшим было и оледенение) и, соответственно, с последовавшей меньшей трансгрессией. Водные потоки при таянии висконсинских льдов сильно размыли отложения бореальной трансгрессии при выходах из долин и местами перекрыли их водноледниковыми отложениями.

Как можно судить по цокольным террасам, мощность рыхлой галечниковой толщи бывает различной: от нескольких метров к югу от хр. Искатень и до 50 м к северу от этого хребта. Эта неоднородность, в частности, свидетельствует о различном положении районов относительно уровня моря во время бореальной трансгрессии и о различных условиях образования осадков. В настоящее время известно, что поднятие происходит также не синхронно для всей территории; разные участки поднимаются с разной скоростью, что сопровождается глубинными разломами. На схеме тектонического районирования Н. А. Шило (1970) через всю юго-западную оконечность хр. Искатень проходит глубинный разлом; другой разлом идет от Эгвекинотской бухты на север и северо-запад, т. е. вдоль долины Нырвакинотвеем.

На Чукотке почти не встречаются педименты — эрозионные подножия склонов с уклоном не более 13° и с прямым или слегка волнистым продольным профилем, образующиеся при отступании склонов (Whitaker, 1979). Это лишний раз говорит о том, что горные системы на Чукотке испытывают поднятие, в результате чего подножия склонов аккумулятивные, а не эрозионные, так как отступания склонов не происходит.

Каменные глетчеры на берегу бухты Провидения. Фото А.А. Галанина.

О поднятии свидетельствуют также осушенные части фьордов, в верховьях которых имеются высокие террасы; осушенные крупные озера, вследствие увеличившегося стока; гирлянды солифлюкционных террас; огромные конусы выноса; морские отложения на современном уровне до 160 м над ур. моря (Пуминов и др., 1972, 1973). Крупнокаменистые склоны гор имеют выпуклые поверхности, что свидетельствует о перевесе эндогенных (глубинных) сил над экзогенными. Такое соотношение названных сил является признаком поднятия. Многие склоны гор покрыты крупными останцами, образовавшимися в ходе выгибания склона и гравитационного осыпания обломков горных пород, подверженных более быстрому разрушению по сравнению с теми, которые составляют останцы. Это разрушение происходит очень быстрыми темпами. Даже находясь недолгое время на таком склоне, можно постоянно наблюдать спонтанные осыпания и подвижки каменистого субстрата на поверхности склонов. В течение тысячелетий такие осыпания образовали у подножий многих склонов гор гигантские насыпи, которые продолжают нарастать. Шоферы, работающие по трассе Эгвекинот—Иультин сообщают, что за последние 15 лет одна из таких насыпей в районе 160-го км вплотную подступила к трассе, а еще 10 лет назад она была на некотором удалении от дороги. Если смотреть на эти насыпи сверху, то можно заметить каменные волны, которые хорошо видны также на аэрофотоснимках. На Аляске широко распространены каменные глетчеры (Johnson, 1978, 1980), представляющие собой нагромождение обломков горных пород с ледяным ядром. Различают глетчеры: сформированные моренным или склоновым материалом и образованные деятельностью лавин. Наиболее свежие каменные глетчеры относят к максимуму неогляциала, к моренам которого они примыкают.

О течении материала в таких формах свидетельствуют небольшие гряды (до 2 м), осложняющие поверхность, перекрывая обломками растительность, нестабильные фронтальные склоны. Судя по описаниям, такие формы рельефа широко распространены и на Чукотке. По-видимому, некоторые предгорные прилавки-осыпи, о которых упомянуто выше, в действительности являются каменными глетчерами. Начальная стадия образования такого глетчера наблюдалась нами в верховьях Канчалана на высоте 300—400 м. Огромный фирновый снежник здесь был наполовину завален обломками горных пород и в глубине, вероятно, имелся лед.

Судя по различному уклону склонов амгуэмского грабена, а также по ряду других признаков, наибольшее поднятие приходится на Амгуэмо-Куветский массив (поднимающийся, вероятно, как одно целое). На седловинах, разделяющих вершины гор, здесь встречаются мощные коридорообразные трещины, образовавшиеся вследствие вспучивания земной коры. Образование этих трещин аналогично растрескиванию бугорков выдавливаемого на поверхность плывуна.

В верховьях Амгуэмы некоторые горы имеют выше своего шлейфа стеновидные склоны. Они словно вылезли из шлейфа, при этом в силу прочности породы стены до сих пор не засыпаны движением обломочного материала сверху. Местами же огромные каменные осыпи тянутся по склонам гор от самых их вершин. Эти осыпи ограничены скалистыми бортами, обозначающими трещину на склоне горы. Несколько менее Амгуэмо-Куветского массива «всплыл» хр. Искатень, особенно его юго-западная половина. Наименее поднялась Ванкаремская низменность и прилегающие к ней территории. Приведенное представление согласуется с мнением многих геологов и географов (Ионин и др., 1960; Дегтяренко, 1971; Каплин, 1971).

Наиболее соответствующей нашим представлениям о характере и масштабах позднечетвертичных оледенений является точка зрения Д. М. Колосова (1947), согласно которой горные системы Чукотки покрывались льдом полупокровно и разнотипно, а низменности характеризовались эмбриональным типом оледенений, т. е. леднички в низменностях были локальные, большей частью неподвижные, представляющие продукт действия местных физико-географических условий (льды озерного, снегового и наледного происхождения).

Ледниковый рельеф последнего оледенения хорошо развит только в пределах Амгуэмо-Куветского массива. Здесь обычны различные морены, рассеяны эрратические огромные валуны; всюду заметно эрозионное действие ледников (троги, кары, бараньи лбы и т. п.). По нешироким долинам от их выходов в обширное межгорное понижение вглубь часто наблюдаются ряды конечных морен, а основные (донные) морены выстилают днища долин. Оледенение в этом массиве было горно-долинным, хотя цирки (кары) здесь также обычны. В ряде случаев картины последнего оледенения очень хорошо проявляются по его современным следам. Так, в верховьях Телекая видно, что два огромных языка льдов спускались по долинам Левого и Правого Телекаев и сливались в межгорной котловине, где сливаются названные реки, устремляясь далее по долине Телекая, чтобы слиться с языком льда, спускавшимся с верховьев современного Чантальвеергына. Следовательно, самая возвышенная часть Амгуэмо-Куветского массива, откуда берут начало все крупнейшие реки Чукотки, была областью питания ледниковых языков. Снеговая линия находилась, вероятно, много ниже 1000 м. Язык льда по долине Правого Телекая был мощнее, чем язык Левого Телекая, так как произвел более грандиозное воздействие на рельеф. Этот язык льда образовал высокую, идеально ровную террасу на повороте Правого Телекая, оставив эрратические валуны не только на ней, но и на склоне горы на 100 м выше террасы (Кожевников, 1974).

Следы течения субстрата в каменном глетчере. Фото А.А. Галанина.

На этом же повороте ледник содрал местами поверхность склона горы, оставив после себя вертикальные каменные стены, кое-где до сих пор не засыпанные движением камней сверху. На правой стороне поворота Правого Телекая внимание привлекают типичные курчавые скалы. Шлейфы гор, спадающие в долину, образованы боковыми моренами, расчлененными водной эрозией в голоцене. Характерно, что близ выхода Правого Телекая в межгорную котловину, где он сливается с Левым Телекаем, отсутствуют ряды конечных морен. Мощность языка льда по Правому Телекаю была, по-видимому, не менее 300 м. Язык льда, спускавшийся по Левому Телекаю, несколько раз продвигался вниз по долине в ходе общего отступления. Эти продвижения становились все короче, и каждое из них сопровождалось образованием конечной морены. Интенсивная осцилляция языка льда по долине Левого Телекая свидетельствует также о его малой мощности. С небольшим потеплением он успевал значительно подтаять, а при очередном похолодании снова двигался по долине, нагребая новую морену. Ледник на Правом Телекае не успевал отступить при незначительном потеплении, а только истончался. В самой межгорной котловине, где сливаются эти реки, нет конечных морен, но имеются мощные, прерывистые отложения основной морены, а кроме того конусообразные небольшие холмы, напоминающие камы. Русло Левого Телекая до сих пор не врезано до базиса ледниковых отложений. В его пойме преобладают каменистые аллювии (вместо галечников по берегам распространены валунники), тогда как на Правом Телекае берега нередко покрыты толщей песка или ила.

Ширина межгорных долин в Амгуэмо-Куветском массиве различна; многие долины достигают 3—4 км и более. Горные ручьи текут по каньонам. При этом, если крупные долины несут следы ледниковой экзарации, то стены каньонов лишены этих следов, хотя в надканьонной части долины часто насыпаны морены. В каньоне Левого Телекая, например, происходит местами осыпание моренных валунников и перекрывание стен каньона. На основании этих наблюдений ранее (Кожевников, 1974а) было сделано предположение, что каньоны представляют собой послеледниковые (голоценовые) разломы, образовавшиеся в результате гляциоизостатического поднятия Амгуэмо-Куветского массива.

По направлению на восток, ближе к р. Амгуэме, массив очень понижается. Долина р. Чантальвеергын уже в 50 км от устья расширяется до 10 км. Снижается высота днища долины над уровнем моря и течение в реке становится спокойным. Одновременно появляются протяженные скалистые выходы коренных пород по бортам разных долин, которые обычно покрывает сверху рыхлая толща водно-ледниковых отложений. Долина Чантальвеергына проходит по крупному разлому, который продолжает нижняя часть долины Амгуэмы (схема тектоники — приложение к «Геологии СССР», 30, 1970). По-видимому, к разломам же приурочены долины р. Мараваам и других рек, среднее течение Амгуэмы, так как по боковым краям этих долин нередки мощные скалистые выходы коренных пород; кроме того, отсутствуют следы блуждания русел.

В хр. Искатень следы последнего оледенения заметны только в виде каров и трогов в верхнем поясе гор. Троги сильно врезанных долин, как правило, полуразрушены склоновыми процессами, что наряду с отсутствием сухопутных морен говорит о том, что троги в хр. Искатень более древние, чем в Амгуэмо-Куветском массиве. С этим согласуется и то, что на выходе Эгвекинотской бухты имеются подводные возвышенности, выходящие на поверхность бухты и на берега и которые считаются конечными моренами ванкаремского (зырянского) горно-долинного ледника (Голоудин, 1981). Формы ледниковой эрозии зависят от структурных особенностей горных пород, к которым относятся трещиноватость и разный механический состав (Addison, 1981). От этого же зависит и искажение этих форм в послеледниковое время. Поэтому при равном развитии оледенений в разных горных системах их сохранившиеся следы могут быть различными.

По мнению некоторых авторов, последнее (сартанское) оледенение было самым мощным, но эта точка зрения не подтверждается при анализе ледниковых форм рельефа. В хр. Черского при анализе площадей залегания ледниковых отложений и высотного их расположения выяснено, что молодые оледенения (сартанское, зырянское, тазовское) на территории Северо-Востока СССР имели горно-долинный характер, снеговые линии этих оледенений лежали высоко в горах соответственно на высотах 1600—1850, 1400— 1600, 1350—1450 м. Древние оледенения (самаровское и раннеплейстоценовое) были покровными, их снеговые линии находились соответственно на высотах 1100—1400 и 850—950 м (Чанышева и др., 1981). Мощность сартанских ледников на Северо-Востоке оценена в 220—350 м (до 400—540 м), среднеплейстоценовых - 800—900 м, а раннеплейстоценовых — более 1000 м (Воскресенский и др., 1980). По другим данным, достоверные следы раннеплейстоценовых оледенений на Северо-Востоке СССР до сих пор не установлены (Цхурбаев, 1981). Однако, судя по тому, что такие следы существуют на Аляске и в Сибири, а процессы похолодания, приводившие к оледенениям, имели планетарный характер, надо полагать, что оледенение на Северо-Востоке в раннем плейстоцене имело место, тем более, что мамонтовый комплекс животных (олерская свита) там уже существовал (Шер, 1971).

Среднеплейстоценовые (первой половины) ледники производили огромную экзарационную работу. При слиянии нескольких ледников вырабатывались крупные чашеобразные понижения площадью до 3 км 2, ниже которых часто фиксируются участки интенсивного выпахивания глубиной 70—100 м. Длина таких экзарационных участков различна и зависит в каждом конкретном случае от мощности ледника (Воскресенский и др., 1980). Авторы считают, что максимальная длина ледников в это время была 15 км. Однако на Чукотке она составляла многие десятки километров. Например, ледник пересекал с юга на север всю Ванкаремскую низменность и выносил морены на шельф.

По некоторым данным (Шило, Томирдиаро, 1981), плейстоценовые оледенения на Северо-Востоке проявлялись гораздо слабее, чем в Западной Евразии, носили в основном горнодолинный характер и никогда не охватывали низменностей, простирающихся даже в пределах наиболее сурового Арктического пояса Земли. Поэтому здесь, как и на других огромных внеледниковых территориях Сибири, господствовали особые, безлесные сухие и холодные ландшафты, которые получили-название перигляциальных. Эта точка зрения справедлива лишь для поздне-плейстоценового периода, а в среднем плейстоцене оледенение Чукотки носило покровный или полупокровный характер (Петров, 1965, 1976; Hopkins, 1972). На востоке Чукотки в сартанский период развивались мощные местные очаги оледенения. Такой очаг существовал, например, в горах юго-восточной оконечности Чукотского полуострова. Ледник отсюда выходил на осушенный шельф и достигал о-ва Св. Лаврентия (Hopkins, 1972). На западной Чукотке существовали ледниковые покровы, приуроченные к наиболее высоким горным массивам, а также долинные ледники и малые формы оледенения. Дегляциация происходила преимущественно путем отмирания лед­ ников и превращения их в поля мертвого льда, в связи с чем большая часть аккумулятивных образований представлена флювиогляциальными отложениями (Заморуев, 1982). В течение предпоследнего и особенно последнего оледенений, когда обширные участки оставались свободными ото льда, происходило интенсивное морозное выветривание горных пород с образованием огромного количества пылеватых частиц, легко переносимых ветрами. Как известно, в южных районах эти частицы образовали мощные лессовые толщи.

Наиболее широко распространены именно горные лессы, являющиеся продуктом морозного выветривания, но имеются также лессы, возникшие в результате ледникового растирания и перемалывания горных пород (I. J. Smalley, V. Smalley, 1983). Одним из аргументов в пользу эолового происхождения мелкозернистых поверхностных отложений Северо-Востока является залегание одновозрастных едомных отложений на разновозрастных и разноуровенных речных террасах в пределах горных стран на уровнях от 20 до 80 м включительно; монотонность и выдержанность гранулометрического и минералогическо­го состава; фациальное единство всех отложений в разрезах, т. е. отсутствие неизбежной в аллювиальных и озерно-аллювиальных отложениях смены фаций (Томирдиаро, 1976). Названный автор с давних пор развивает концепцию о лессово-ледниковых толщах, которые накапливались в холодные ледниковые периоды, а в голоцене образование едом прекращалось или очень ослабевало, сменяясь накоплением почвенных и торфяных горизонтов (Шило, Томирдиаро, 1981). По его мнению, Берингия представляла собой не что иное, как лессово-ледовую толщу, на которой процветали тундро-степи.

Эоловое происхождение современных мелкозернистых субстратов, занимающих разные уровни, сомнения не вызывает, однако, преобразуясь в иных климатических условиях по сравнению с классическими лессами, эти субстраты отличаются от последних и обычно именуются лессовидными суглинками. В большинстве мест эти суглинки к тому же были переотложены водными потоками при стаивании льдов. Гипотеза о лессово-ледовой конструкции Берингии, а также Арктиды, является, повидимому, несостоятельной, так как она противоречит четко установленному факту морских регрессий. Зафиксировано 3 регрессии восточно-арктических морей (Пуминов, 1983). Завершение каждого оледенения было связано с началом затопления шельфов. Четырнадцать тыс. лет назад уровень Чукотского моря прослеживается на глубине 42—44 м. Это наиболее древний уровень. Следующий повсеместно выраженный уровень находится на глубине 30— 35 м и датирован 12 тыс. лет. Береговые линии отмечены также на глубинах 38—40, 25—27, 18—22, 15'м. Кроме того, после достижения современного уровня море вторгалось на сушу, достигая отметок 8; 4,5; 2,5 м (Морозова и др., 1979). Эти данные свидетельствуют и о том, что прежнее представление о Берингии, как о мосте суши, ограниченном современными изобатами 200 м, оказалось гипертрофированным.