К палеогеографической характеристике верхней толщи раннеплейстоценовых отложений стоянки Карама

Раннепалеолитическая стоянка Карама в северо-западной части Алтая в настоящее время является наиболее древним свидетельством проникновения первобытного человека на территорию Северной Азии. Стоянка расположена на левобережном склоне долины Ануя, на отметках 50–60 м над уровнем реки. В строении разреза плейстоценовых отложений стоянки выделены 14 литологических подразделений, выполненных покровными склоновыми и пролювиально-аллювиальными осадками. Покровные субаэральные отложения (слои 1–6 мощностью 2,5 м) представлены толщей лессовидных суглинков с горизонтами погребенных почв, время формирования которой соответствует второй половине среднего – позднему плейстоцену. Ниже по разрезу с отчетливо выраженным седиментационным перерывом залегают отложения пролювиального и аллювиального генезиса (слои 7–14 мощностью 8,5 м), датированные по совокупности признаков ранним плейстоценом [Деревянко и др., 2005]. В границах литологических подразделений 7, 8, 11, 12 обнаружены следы обитания раннепалеолитического человека с доашельской галечной индустрией.

Верхняя часть раннеплейстоценовых отложений (слой 7 мощностью 2,5 м) образована грубообломочной толщей с плохо сортированным силь-нооглиненным суглинисто-песчаным заполнителем характерного красновато-коричневого цвета. Среди грубообломочного материала некоторые глыбы гранита подверглись интенсивному выветриванию. В кровле толщи значительная часть небольших плоских глыб разложилась до дресвы или до состояния серой глины. Особенности гранулометрического состава указывают на пролювиальное происхождение отложений, хотя в нижней части толщи отмечены включения хорошо окатанного сильновыветрелого мелкогалечного и гравийного материала. При детальном литологическом изучении красноцветные осадки слоя 7 можно расчленить на два стратиграфических подразделения.

• 7.1.    Валунно-глыбовый горизонт с суглинистым, сильно одресвянен-ным заполнителем базального типа. Проективная площадь обломков глыбовой фракции составляет около 50 %. Преобладают валуны и глыбы 0,2–0,3 м в поперечнике, редко до 1 м и более, преимущественно крупнозернистые

граниты и сферолитовые эффузивы. Значительная часть крупных валунов и глыб, особенно уплощенных, залегает субгоризонтально, согласно простиранию слоя. Гранитные валуны 1–2-го класса окатанности (сглажены вершины, иногда ребра), единичные мелкие валуны – до 3-го класса (оглажена одна или несколько граней). Большая часть гранитных глыб (до 60 %) подверглась интенсивному физическому выветриванию до состояния сапролита. Эффузивы оглажены хуже, до 1-го класса, при преобладании острогранных, сильно растрескавшихся обломков. В щебнистой фракции возрастает доля эффузивов. Материал щебнистой фракции преимущественно острогранный, ориентирован хаотически. Вероятно, основная часть щебня образована при фрактолитизации крупных глыб. Заполнитель представлен суглинками легкими и средними, красновато-бурых тонов, сильно одресвяненными за счет минеральных агрегатов из разрушившихся гранитов. Нижняя граница условная, маркируется уплощенными субгоризонтально ориентированнымы мелкими глыбами.

• 7.2.    Валунно-глыбовый горизонт с легкосуглинистым заполнителем. Представлен двумя различными по гранулометрическому составу и степени окатанности материала фациями осадка. В верхней части преобладают крупные плохо окатанные обломки гранитов и сферолитовых эффузивов, часто изометричной формы, хаотически ориентированные. Они в меньшей степени, чем материал вышележащего слоя, подверглись физическому выветриванию – проективная площадь сапролитизированных разностей составляет около 30 %. Заполнитель базального типа, представлен суглинками средними, красновато-коричневыми, одресвяненными.

В нижней части слоя резко уменьшается количество валунно-глыбового материала. Преобладает мелкий и средний щебень с включениями крупных обломков и мелких растрескавшихся глыб эффузивов и гранитоидов. Встречаются гранитные валуны 2–3-го класса окатанности. Содержание сапролитизированных гранитоидов составляет около 10 %. Появляются массовые включения ожелезненных эффузивов зеленовато-оливкового и ярко-табачного цветов, в различной степени подвергшихся химическому выветриванию. Отмечена галька 2-го класса окатанности, колотая, сильно-выветрелая, в основном алевролитового и сланцевого состава. Заполнитель порового типа, представлен суглинками легкими, красновато-коричневых и буровато-охристых тонов, с обильным включением гранитной дресвы. Нижняя граница отчетливо выражена резким изменением цвета и гранулометрического состава отложений, местами имеет эрозионный характер – подчеркивается слабо заметной щебнисто-дресвянистой отмосткой.

Слой 7 венчает толщу отложений субаквального генезиса и соответствует, видимо, финальным стадиям одной из фаз стабилизации эрозии в долине пра-Ануя. Следует отметить, что в связи с пролювиальным генезисом этого слоя, решающее значение для формирования вещественного состава, структуры и текстуры осадка имели локальные гидродинамические характеристики палеопотока и петрографические особенности пород в пределах его водосборного бассейна, а влияние климатических условий играло подчиненную роль.

По результатам палинологического исследования установлено, что накопление отложений слоя 7 происходило во время двух различных в климатическом отношении палеогеографических этапов раннего плейстоцена – осадки нижней и средней частей слоя формировались в теплых условиях межледниковья, а образование верхней части – в начальные фазы последующего похолодания ледникового ранга [Болиховская, Шуньков, 2005].

Судя по строению разреза плейстоценовых отложений Карамы и характеру реконструированных сукцессий растительности и климата, несовпадение литостратиграфических и климатостратиграфических границ обусловлено неполнотой имеющейся геологической летописи, связанной с длительными перерывами в осадконакоплении.

Состав палиноспектров и динамика участия в них пыльцы и спор термофильных, бореальных, аркто-альпийских и других таксонов свидетельствуют, что отложения нижней и средней части слоя 7 формировались в условиях развития межледниковых лесостепей термогигротической стадии. На протяжении этого теплого и более влажного, чем предшествовавший, периода (палинозоны 3.4 – 3.6) происходили неоднократные изменения в структуре доминировавших формаций.

В начальную фазу термогигротической стадии (палинозона 3.4) в растительном покрове преобладали грабовые леса из граба обыкновенного Carpinus betulus , граба сердцелистного C. cordata и грабинника C. orientalis. В их древостое участвовали также дуб, вяз мелколистный Ulmus pumila и ольха Alnus glutinos , а в кустарниковом ярусе – калина, бузина и лианы хмеля Humulus . Встречались березовые колки. На участках лугово-степной растительности доминировали злаково-разнотравные группировки.

В следующую фазу развития растительного покрова (палинозона 3.5) в лесостепных ландшафтах господствовали широколиственные леса, в которых значительно сократилась доля граба обыкновенного. Наряду с грабом сердцелистным превалировали липа сердцелистная Tilia cordata и липа маньчжурская T. Mandshurica . Произрастание граба в качестве соэдифика-тора свидетельствует об умерено теплом и относительно влажном климате во время формирования вмещающих отложений, со среднегодовой температурой не ниже 3 – 5°C и количеством осадков от 600 до 950 мм в год.

Отметим, что эти две фазы термогигротической стадии межледниковья отличаются от всех других интервалов, реконструированных для длительного периода формирования рыхлых отложений разреза Карамы, наибольшим участием в составе лесной растительности термофильных элементов дендрофлоры. Содержание их пыльцы в спектрах составляет 27 – 33 %.

В последнюю фазу развития межледниковой растительности (палино-зона 3.6) продолжали доминировать лесостепные ландшафты. Однако в структуре лесных ценозов произошли значительные изменения. Начавше- 118

еся похолодание климата повлекло заметное сокращение площади широколиственных лесов – доля пыльцы широколиственных деревьев в спектрах уменьшилась до 4 %. Из состава неморальной дендрофлоры исчезли граб и некоторые виды липы. В число доминантов лесных биотопов вошли пихта и ель, в том числе Picea sect. Omorica . Вместе с тем среди термофильных деревьев появился хмелеграб Ostrya sp. В это время преобладали смешанные широколиственно-пихтово-еловые леса с участием Tilia mandshurica и Ostrya sp . В качестве примеси в них произрастали ольха и разные виды берез – Betula pendula , B. Pubescens , а также виды из секции Costatae . На участках, занятых лугово-степной растительностью, доминировали разнотравно-злаковые сообщества. Заметно возросла роль маревых, что, возможно, указывает на увеличение площади эродированных и слабо задернованных местообитаний. В составе этого семейства определена пыльца Chenopodium album, Ch. Aristatum – видов, имеющих ныне обширные ареалы. Первый из них произрастает на слегка влажных, суглинистых и глинистых почвах, а вместе с Chenopodium aristatum встречается на каменистых и песчаных почвах степных участков, на обнажениях и береговых галечниках, или по окраинам боров [Моносзон, 1973].

Отложения верхней части слоя 7 (палинозона 4), согласно палинологическим данным, формировались в начальные фазы наступившего похолодания климата, которое сопровождалось усилением роли бореальных и пустынно-степных элементов флоры и исчезновением теплолюбивых видов деревьев. Основные площади занимали перигляциальные ландшафты, представленные, главным образом, степными и лугово-степными ассоциациями. Среди травяно-кустарничковой растительности преобладали злаковые, разнотравно-злаковые, марево-полынные и папоротниковые сообщества. В луговых папоротниковых группировках доминировали гроз-довники – про стой Botrychium simple , ланцетный B. lanceolatum и др. Небольшие участки лесов представляли редколесья, состоящие в основном из лиственницы, видимо, Larix sibirica , кедровидной сосны Pinus sibirica и ели. В качестве примеси в них произрастали пихта, сосна обыкновенная и береза.

Результаты климатостратиграфического расчленения слоя 7 и полученные палеоклиматические реконструкции до статочно хорошо согласуются с литостратиграфическими особенностями этих отложений. Литологическое изучение разреза показало, что от нижней к верхней границе этого слоя заметно возрастает степень выветрелости валунно-глыбового материала. Относительно большое количество сапролитизированных (выветрелых до состояния дресвы) гранитных валунов в верхней части слоя свидетельствует о возросшей роли физического, а именно морозного выветривания (расширения трещин под действием замерзающей воды) во время его формирования. Установлено, что при морозном выветривании решающее значение имеет не столько абсолютный минимум температур, сколько содержание влаги в породе и частота переходов через порог замерзания, который для капиллярных и поровых вод в породе близок к 0°С [Ершов, 1990]. Таким образом, сапролитизация гранитов в верней части слоя 7 происходила в условиях, скорее всего, умеренно холодных зим при не глубоком промерзании грунта.