Зырянское оледенение, отложения которого широко развиты на севере Западной и Средней Сибири, было выделено впервые В.Н. Саксом [1948, 1953] и отнесено к позднему плейстоцену. Новые радиоуглеродные [Кинд, 1967, 1969, 1974; Троицкий, 1967] и геологические данные позволяют пересмотреть вопросы климатостратиграфического деления позднего плейстоцена и выделить внутри него два оледенения: раннее - зырянское, имевшее возраст (70-50 тыс. лет назад) и сартанское (24-10 тыс. л. н.) и разделяющее их каргинское межледниковье. Некоторые исследователи считают эти интервалы двумя стадиями единого оледенения и межстадиалом соответственно [Архипов, 1971]. Время существования зырянского оледенения Западной и Средней Сибири соответствует раннему валдаю, вюрму, или варте Европы или раннему висконсину Северной Америки.

В Западно-Сибирской низменности и Приенисейской Сибири вопрос о границах зырянского оледенения и его соотношении с сартанским также не решен до конца, но в то же время новые материалы аэрофотогеологических съемок в Северо-Сибирской низменности, а также в пределах Среднесибирского плоскогорья дают возможность считать, что зырянский ледник в максимум своего развития занимал гораздо большую территорию, нежели сартанский, морфологически четко выраженные границы максимального распространения зырянского ледника поддаются геологическому картированию и поэтому сейчас возможно реконструировать не только территорию распространения зырянского оледенения, но и его центр.

Граница максимального развития зырянского оледенения на Среднесибирской платформе проходит (рис. 1, а) от р. Енисей по левобережью р. Нижней Тунгуски, пересекая ее в устьях рек Чисковой, Виви и Ямбукана. Далее она следует в северо-восточном направлении, переходит в бассейн р. Котуй, огибая с востока Муруктинскую и Аганылийскую котловины и резко поворачивает на восток, окаймляя с юга Анабарское плоскогорье [Исаева, 1963; Исаева, Андреева, 1970; Андреева, Исаева, 1974]. Эта граница отмечена распространением краевых ледниковых образований, которые представлены скоплениями валунных суглинков, супесей и песчано-галечно-валунных отложений, слагающих формы, характерные для ледниковой аккумуляции грядового и холмисто-западинного рельефа.

По долинам притоков Нижней Тунгуски краевые конечно-моренные образования имеют форму сравнительно узких изогнутых лопастей, перегораживающих днища долин, а затем постепенно поднимающихся вверх по склонам в виде боковых морен.

В отличие от них ледниковые образования, окаймляющие Муруктинскую и Аганылийскую депрессии, образуют сравнительно широкую (до 10 км) полосу холмисто-западинного и грядового рельефа.

В среднем течении Котуя и в бассейнах его притоков Аганыли и Мойеро для этого пояса характерны межлопастные массивы и гряды, в пределах которых развиты плоские камовые плато площадью до 10-20 км², с крутыми склонами ледникового контакта. Камовые плато сложены тонкими песчано-алевритовыми отложениями с единичными включениями крупного обломочного материала; эти отложения переходят вверх по разрезу в песчано-галечные и галечные образования и венчаются галечно-валунной толщей.

В пределах Муруктинской и Аганылийской депрессий краевым ледниковым образованиям зырянского времени отвечает горизонт основной морены, мощность которой достигает 30-35 м. Он прослеживается в разрезах озерных и речных террас по долинам Котуя и его притоков. Эти образования представлены здесь валунными суглинками темно-серого цвета, повсеместно перекрытыми озерной и аллювиальной толщами каргинского горизонта - глинами, алевритами и песками с растительным детритом. Их спорово-пыльцевые спектры, отвечающие межледниковью, содержат главным образом пыльцу древесных пород: Betula sec. Albae, Picea, Pinus silvestris, Betula sec. Nanae, Alnaster и др.

В верхнем течении Котуя с отложениями каргинского горизонта связаны многочисленные находки диатомовых водорослей, свидетельствующие о климате теплее современного. Озерные отложения каргинского горизонта, распространенные и в верхнем течении р. Котуй, в свою очередь перекрываются ледниковыми, водно-ледниковыми и озерно-ледниковыми отложениями сартанского оледенения, краевые образования самой ранней стадии которого сопоставляются с онекской и ньяпанской (оз. Пясино) конечно-моренными грядами и малохетской моренной (низовья Енисея). Малохетская морена подстилается каргинскими отложениями, датированными по радиоуглероду 35-43 тыс. л. н. [Троицкий, 1967; Кинд, 1974]. В свою очередь в краевые ледниковые образования ньяпанской гряды вложены вальковские глины, датируемые 19-20 тыс. л.н. [Кинд, Крюков, 1968].

Таким образом, отложения, перекрывающие каргинский горизонт в долине р. Котуй, имеют сартанский возраст, в то время как основная морена, подстилающая каргинские отложения, вероятней всего относится к зырянскому времени, равно как и краевые образования, сопоставляемые с ней.

Зырянские ледниковые отложения также широко распространены и в пределах Северо-Сибирской низменности, где они перекрыты песчано-галечными и глинисто-алевритовыми осадками каргинской ингрессии, датированными по радиоуглероду в ряде точек в бассейне рек Большой Балахни, Новой, Хеты, Хатанги интервалом времени от 44 до 25 тыс. л.н. [Исаева и др., 1976]. Эти ледниковые отложения слагают как высокие гряды и водораздельные массивы (до 150-200 м), так и образуют погребенный более молодыми осадками горизонт основной морены в гляциодепрессиях. Для юго-восточной части Северо-Сибирской низменности характерны прерывистые гряды и отдельные высокие водораздельные массивы, сложенные с поверхности и по склонам песчаными или песчано-галечными отложениями, в то время как в цоколе этих гряд или в ядре местами вскрываются моренные суглинки зырянского оледенения и более древние мезозойско-кайнозойские отложения.

В пределах гряд и массивов развит холмисто-западинный термокарстовый рельеф, по их склонам - мелкохолмистый или ступенчатый рельеф, при этом холмы и уступы ступеней слагаются валунно-песчано-галечным материалом. Можно предполагать, что рассматриваемые гряды образовались в результате заполнения гигантских трещин в леднике, возникших во время таяния мертвого льда в период деградации оледенения.

Через всю центральную часть Северо-Сибирской низменности с юго-запада на северо-восток протягивается четко выраженная непрерывная массивная гряда, отдельные участки которой дугообразно изогнуты выпуклой частью дуги на юг и юго-восток (рис. 1, а). Высоты гряды колеблются от 150 до 250 м абс. высоты. Эта единая водораздельная гряда состоит из ряда мелких грядок, часто параллельных друг другу, прямолинейных и изогнутых, разделенных заболоченными котловинами, сложенных конусовидными микрокамами. На сочленениях дугообразных участков гряда наиболее массивна и высока, а мезо- и микрорельеф здесь наиболее хаотичен и сложен.

Очевидно, такие участки являются межлопастными и межъязыковыми массивами. Верхняя часть этой массивной гряды представляет собой краевые образования поздней стадии зырянского оледенения и сложена ледниковыми и водно-ледниковыми отложениями, в то время как вся гряда имеет полигенетическое происхождение. В дозырянское время вся гряда или отдельные ее части существовали как водораздельные возвышенности (выступы доледникового рельефа), а на ранней стадии зырянского оледенения были перекрыты камовой толщей, формировавшейся в трещинах мертвого льда. В позднюю стадию зырянского оледенения эта гряда послужила препятствием для продвижения ледникового покрова и явилась зоной аккумуляции мощных краевых ледниковых образований.

В распределении обломочного материала по площади в зырянских ледниковых отложениях наблюдаются определенные закономерности. В восточной части Северо-Сибирской низменности четко выделяются две зоны (рис. 1, б): северная и южная. В северной зоне (I) обломочный материал представлен породами таймырской петрографической провинции. На фоне преобладания обломков пермских песчаников и алевролитов гор Бырранга встречаются каменноугольные серые и черные известняки, долериты верхнепалеозойской трапповой формации, а также синийские известняки и доломиты, гранитоиды, протерозойские зеленокаменные сланцы, коренные выходы которых расположены севернее гор Бырранга. Южная зона (II) характеризуется преобладанием обломков трапповых пород, распространенных на плато Путорана, а также по северному обрамлению Анабарского плоскогорья. Эта зона делится на две подзоны. В восточной подзоне (II^А) повсеместно встречаются обломки кварц-полевошпатовых песчаников мукунской серии, коренные выходы которых расположены на северо-западных склонах Анабарского плоскогорья, а также щелочные базальтоиды интрузивных массивов и гранитоиды анабарского кристаллического массива.

В западной подзоне (II^Б) встречаются обломки верхнепалеозойских таймырских песчаников, каменноугольных известняков, гранитоидов. На основании этих данных можно сделать вывод о том, что Северо-Сибирская низменность перекрывалась огромным ледниковым щитом, двигавшимся с севера и северо-запада, центр растекания которого находился севернее гор Бырранга, по-видимому, на Карском шельфе, так как только в этом случае в ее пределы могли попасть обломки гранитоидов, зеленокаменных сланцев, известняков и доломитов протерозоя северотаймырской петрографической провинции. Анализ обломочного материала в зырянских ледниковых отложениях позволяет предполагать границу максимального продвижения Карского ледникового щита по левобережью р. Хатанги и р. Хеты до впадения в нее р. Маймечи, затем граница переходит на правобережье р. Хеты и доходит практически до уступа плато Путорана.

Граница максимального продвижения ледника анабарского центра фиксируется преобладанием в обломочном материале долеритов, а также распространением красных кварц-полевошпатовых песчаников мукунской серии. Эта граница проходит по водоразделу рек Большой Балахни, Новой и Хатанги.

Следовательно, существует зона, в которой встречаются обломки пород, распространенные как на Северном Таймыре, так и на Анабаре. Это говорит о том, что на ранних этапах оледенения анабарский и возможно путоранский ледники распространялись дальше на север. С дальнейшим развитием оледенения происходит смыкание ледниковых покровов, анабарский ледник сокращается, в то время как карский продвигается к югу. Вывод о смыкании ледниковых покровов различных центров оледенения можно сделать и на основании анализа замеров ориентировки длинных осей галек в зырянской морене. На севере восточной части Северо-Сибирской низменности преобладает южное и юго-восточное направление, в юго-восточной части, в бассейнах рек Хатанга и Малая Балахня, оно меняется на широтное. Такое изменение направления движения, очевидно, могло происходить при смыкании северного и южного покровов, что повлекло за собой разгрузку льдов в сторону Хатангского и Анабарского заливов.

Интересные результаты дает анализ обломочного материала краевых ледниковых образований южного обрамления Анабарского кристаллического массива. На фоне преобладания в обломках карбонатных пород кембрия и нижнего палеозоя в морене присутствует большое количество обломков кварц-полевошпатовых песчаников мукунской серии, выходы которых приурочены к северо-западным склонам Анабарского плоскогорья. По-видимому, ледораздел Анабарского ледникового щита находился не в области современного водораздела, а значительно северо-западнее. В противном случае привнос обломков кварц-полевошпатовых песчаников на южные склоны Анабарского кристаллического массива с его северо-западных склонов был бы невозможен.

В ледниковых отложениях Аганылийской и Муруктинской котловин в морене преобладают известняки нижнего палеозоя, в меньшей степени - породы трапповой провинции. В бассейне Нижней Тунгуски и ее притоков руководящую роль в обломочном материале играют траппы.

Не менее показателен минералогический анализ фракции 0,25-0,1 мм, выделенной из мелкозема ледниковых отложений зырянского возраста (рис. 1, в). Легкая фракция из ледниковых отложений бассейна Нижней Тунгуски и ее притоков, а также среднего течения р. Котуй и ее притоков Сиды и Еромо-Хон характеризуется преобладанием обломков трапповых пород (тонкое прорастание плагиоклаза в пироксене пойкилофитовой структуры) до 75-80% с примесью кварца, карбонатов, полевых шпатов основного и кислого состава. Этот минеральный состав свидетельствует о сносе обломочного материала из трапповой провинции плато Путорана.

Для ледниковых отложений бассейна р. Кукусунды характерно преобладание в легкой фракции кварца (до 55-60%), полевого шпата кислого состава (до 35%) с примесью карбонатов (5-10%)), что подтверждает привнос обломочного материала анабарской гранитоидной провинции.

В Северо-Сибирской низменности, в бассейне рек Большой Балахни, Новой и ее притоков, Маймечи в легкой фракции преобладают кварц (50-60%), в меньшей степени полевой шпат кислого состава (25-40%), присутствует небольшая примесь вторичных минералов. Видимо, здесь большое влияние на состав легкой фракции оказывают меловые породы.

Специфичен состав легкой фракции ледниковых отложений долин рек Аганыли, Мойеро и отрезка р. Котуй между ними. В ней преобладают обломки карбонатов (до 80%), в небольшом количестве присутствует кварц, полевой шпат основного и кислого состава. Почти полное отсутствие обломков прорастаний пироксена и плагиоклаза и наличие большого количества карбонатов позволяет предполагать продвижение в Аганылийскую котловину ледникового языка не с плато Путорана, а с северо-запада, из бассейна рек Маймечи и Большой Романихи, через поле развития карбонатной кембро-силурийской провинции. Подтверждением этому служит юго-восточный разворот краевых ледниковых образований, окаймляющих Аганылийскую котловину.

Состав минералов тяжелой фракции в морене зырянского оледенения также отражает различные источники сноса обломочного материала (рис. 1, в). В бассейне Нижней Тунгуски и ее притоков преобладают пироксен и обломки прорастаний пироксена и плагиоклаза (до 80%), присутствует магнетит (до 25%). Такой состав свидетельствует о привносе обломочного материала из трапповой петрографической провинции. В среднем течении р. Котуй и в бассейне рек Сида и Еромо-Хон наряду с магнетитом появляется незначительная примесь граната. В Аганылийской котловине на фоне преобладания пироксена в практически равных количествах присутствуют магнетит, ильменит, гранат, амфибол, но при этом следует отметить, что тяжелая фракция составляет не более 3% от общего количества зерен минералов класса 0,25-0,1 мм. В долине р. Кукусунды преобладает амфибол (до 40-45%), в меньшей степени развит пироксен (до 25%), еще в меньших количествах присутствуют магнетит, ильменит, гранат. Такой состав тяжелой фракции связан с привносом материала из области развития анабарской гранитоидной петрографической провинции. Наблюдается определенная закономерность в распределении минералов тяжелой фракции Хатангской депрессии. В бассейне Большой Балахни преобладает пироксен (50-70%), большую роль играет гранат (20-30%), ильменит (10-20%), в меньшем количестве содержатся магнетит, амфибол, эпидот (до 10%). Практически аналогичный состав минералов тяжелой фракции и в бассейне р. Новой и ее притоков.

В бассейне р. Маймечи появляются обломки трапповых пород (прорастания пироксена и плагиоклаза до 20-40%) при содержании пироксена от 20 до 60%. Резко падает роль граната (до 7-10%), в незначительных количествах встречаются магнетит, ильменит (до 7-10%), эпидот, амфибол (от 3 до 7%).

В зырянское время на севере Средней Сибири существовал сплошной ледниковый покров с тремя центрами растекания льда: путоранским, карским и анабарским.

В максимум развития оледенения лед карского ледникового щита переваливал через горы Бырранга и доходил до северного края плато Путорана в районе рек Малой Романихи и Маймечи, причем движение льда происходило преимущественно в юго-восточном направлении.

Ледяные массы путоранского и анабарского ледниковых покровов, двигаясь в пределах Хатангской депрессии соответственно в северном и северо-западном направлении, создавали препятствие для дальнейшего продвижения ледника Карского шельфа на юг.

Льды всех трех центров оледенения смыкались, в результате чего возникло движение ледяных масс в восточном направлении и разгрузка льда в сторону Хатангского залива.

Специфический состав мелкозема ледниковых отложений нижнего течения рек Мойеро, Аганыли и отрезка р. Котуй ниже устья р. Аганыли, в котором практически отсутствует материал путоранской петрографической провинции, а преобладают карбонаты, позволяет предполагать проникновение ледникового языка, ориентированного на юго-восток, в промежуток между путоранским и анабарским покровами. О существовании ледникового языка юго-восточного направления свидетельствует и конфигурация краевых ледниковых образований, фиксирующих его лопасть.

Таким образом, Северо-Сибирская низменность в максимум зырянского оледенения была вся покрыта мощным ледниковым покровом, причем основная масса льда принадлежала Карскому ледниковому щиту. Фиксированная южная граница продвижения Карского ледникового щита у подножия плато Путорана позволяет предположить его диаметр, равный 1300-1400 км. По эмпирической номограмме П.С. Воронова [1968] ледниковый щит такого диаметра имел мощность до 3000 м. По расчетам Е.В. Артюшкова [1969], ледник такой мощности должен был вызвать гляциоизостатическое прогибание земной коры, равное 500-750 м. После отступания края ледникового щита в не полностью компенсированный гляциоизостатический прогиб проникло каргинское море. Подтверждением этому служат отложения каргинской ингрессии, перекрывающие ледниковые отложения зырянского оледенения, слагающие серию абразионно-аккумулятивных уровней на востоке Северо-Сибирской низменности абсолютной высотой от 120 до 60 м.

ЛИТЕРАТУРА

Андреева С.М., Исаева Л.Л. Взаимоотношения ледниковых покровов путоранского и анабарского центров в самаровскую и тазовскую эпохи оледенения. - Бюл. комис. по изуч. четвертичного периода, № 41, 1974.

Андреева С.М., Кинд Н.В., Никольская М.В., Сулержицкий Л.Д. Четвертичные отложения долины р. Б. Балахни. - В кн.: Актуальные вопросы современной геохронологии. М., «Наука», 1976.

Артюшков Е.В. Четвертичные оледенения и трансгрессии Западной Сибири. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1969, № 7.

Архипов С.А. Четвертичный период в Западной Сибири. Новосибирск, «Наука», 1971.

Бреслав С.Л., Заррина Е.П., Краснов И.И. Периодизация и геохронология позднего плейстоцена северо-запада Европейской части СССР - В кн.: Проблемы периодизации плейстоцена. Л., 1971.

Вигдорчик М.З., Ауслендер В.Г., Долуханова П.М., Знаменская О.М. Геохронология и периодизация плейстоцена северо-запада Русской равнины. - В кн.: Проблемы периодизации плейстоцена. Л., 1971.

Воронов П.С. Очерки о закономерностях морфометрии глобального рельефа Земли. Л., «Наука», 1968.

Исаева Л.Л. Следы четвертичного оледенения в северо-западной части Средне-Сибирского плоскогорья. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1963, № 2.

Исаева Л.Л., Андреева С.М. Предварительные данные о стратиграфии четвертичных отложений бассейна среднего течения реки Котуй. - В сб.: Корреляция новейших отложений севера Евразии. Л., 1970.

Исаева Л.Л., Кинд Н.В., Крауш М.А., Сулержицкий Л.Д. О возрасте и строении краевых образований у северного подножия плато Путорана. - Бюл. комис. по изуч. четвертичного периода. № 45. М., «Наука», 1976.

Котляков В.М. (редактор). Программа и методические указания по составлению атласа снежно-ледовых ресурсов мира. - В сб.: Материалы гляциологических исследований. Хроника. Обсуждения, вып. 29. М., 1977.

Кинд Н.В. Врезы и осадконакопление в долине Енисея (абсолютная хронология событий по данным С¹⁴). - Бюл. комис. по изуч. четвертичного периода АН СССР, № 34, 1967.

Кинд Н.В. Поздне- и послеледниковье Сибири (новые материалы по абсолютной хронологии). - В кн.: Голоцен (к VIII конгрессу ИНКВА). М., «Наука», 1969.

Кинд Н.В. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М., «Наука», 1974.

Кинд Н.В., Крюков В.Д. О стратиграфическом положении вальковской свиты в Норильском районе по данным абсолютной хронологии. - В кн. Материалы конференции по геологии Норильского района. Тез. докл. Норильск, 1968.

Раукас А.В., Серебряный Л.Р. Периодизация истории развития отложений на территории Восточно-Европейской равнины и сопредельных областей в верхнем плейстоцене. - В кн.: Периодизация и геохронология плейстоцена. Л., 1970.

Раукас А.В., Серебряный Л.Р. Актуальные проблемы геохронологических исследований позднего плейстоцена Русской равнины. - В кн.: Проблемы периодизации плейстоцена. Л., 1971.

Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике. М.-Л., Главсевморпуть, т. 201, 1948.

Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике. - Тр. НИИГА, 1953, т. 47.

Москвитин А.И. Вюрмская эпоха (неоплейстоцен) в Европейской части СССР. М., Изд-во АН СССР, 1950.

Троицкий С.Л. Новые данные о последнем покровном оледенении Сибири. - Докл. АН СССР, 1967, т. 174, № 6.

Чеботарева Н.С., Макарычева И.А. Последнее оледенение Европы и его геохронология. М., «Наука», 1974.

Ссылка на статью:

Андреева С.М. Зырянское оледенение на севере средней Сибири // Известия АН СССР. Серия географическая. 1978. № 5. С. 72-79.