Получены новые структурно-геологические, палеонтологические и геохронометрические данные, позволяющие расчленить верхне- и средненеоплейстоценовые морские образования, выходящие на земную поверхность в бассейне нижнего Енисея. Дана характеристика составному стратотипу хетского мариния, залегающему между средненеоплейстоценовыми моренами в долинах рек Бол. Хетта и Танама. ОСЛ-возраст хетского мариния 230–190 тыс. лет, что позволяет отнести его к пятой ступени среднего неоплейстоцена и МИС 7. В составе его фауны присутствует характерный вид Cyrtodaria jenisseae Sachs, 1951, вымерший до позднего неоплейстоцена. Хетский мариний перекрыт тазовской мореной, в которую вложены алевриты и пески морской толщи с бореальной фауной моллюсков и ОСЛ-возрастом 130–100 тыс. лет. Этот мариний относится к первой ступени верхнего неоплейстоцена и МИС 5е. В бассейне р. Бол. Хета он перекрыт образованиями ермаковского ледникового комплекса, а севернее, в бассейне р. Танама, слагает регионально выдержанную морскую террасу.

Ключевые слова: средний и  верхний неоплейстоцен, двустворчатые моллюски Cyrtodaria jenisseae, Арктика, Западная Сибирь, стратиграфия, корреляция.

Введение. Одна из ключевых проблем четвертичной геологии арктической части Западной Сибири - ареал распространения морских межледниковых средненеоплейстоценовых отложений, их характеристика и  взаимоотношения с маринием верхнего неоплейстоцена. В  середине прошлого века к  морским отложениям среднего плейстоцена, выходящим на дневную поверхность, относили образования санчуговского горизонта [Сакс, 1953]. Они слагали основания естественных выходов четвертичных пород в низовьях р. Енисей. После того, как было доказано, что санчуговские диамиктоны являются мореной [Каплянская и Тарноградский, 1975], в бассейне нижнего Енисея практически не осталось выходов морских пород, которые можно было бы отнести к среднему плейстоцену. Среди них пупковские слои с Th/U возрастом 233 или 170 тыс. лет [Зубаков, 1972] (рис. 1, А, точка 7), вскрытые в 100 км к югу от Туруханска. С.Л. Троицкий, впрочем, сомневался в валидности даты, полученной В.А. Зубаковым частично по подъемному материалу, и  предполагал для пупковских слоев верхнеплейстоценовый возраст [Троицкий, 1975]. В 2019 г. на основании ИК-ОСЛ-датирования появилась информация об образованиях среднего неоплейстоцена, вскрытых в разрезах вдоль правого берега р. Енисей ниже Никитинского Яра [Гусев и др., 2019]. Однако генезис ряда датированных песчаных толщ остается неясен и требует дальнейших исследований.

На рубеже веков были получены новые данные о возрасте каргинского мариния [Архипов, 1990; Астахов, 2006; Астахов и Мангеруд, 2005; Астахов и Назаров, 2010; Государственная…, 2018; Nazarov & Henriksen, 2010], который соответствует межледниковью позднего неоплейстоцена арктической Сибири и синхронен МИС 5 или МИС 5е. Этот факт позволил вернуться к идее В.А. Зубакова [1986] о том, что нижележащая, по В.Н. Саксу [1953], казанцевская морская толща относится к среднему плейстоцену [Astakhov, 2013].

Однако недавние работы продемонстрировали, что в стратотипической местности, в разрезе на р. Казанка, казанцевский мариний, как и каргинский, обладает верхненеоплейстоценовым возрастом [Гусев и др., 2016], отличаясь лишь возможной корреляцией с подстадиями МИС 5. На р. Казанка ИК-ОСЛи ЭПР-возраст песков с морскими моллюсками большей частью соответствует МИС 5а, а на мысе Каргинский – МИС 5е [Государственная…, 2018; Гусев и др., 2016; Nazarov & Henriksen, 2010].

Одним из признаков морских отложений среднего неоплейстоцена, возможно, является вымерший моллюск Cyrtodaria jenisseae Sachs, 1951 [Сакс, 1951]. Однако сам В.Н. Сакс до того, как выделил этот вид, определял его как современный Cyrtodaria siliqua (Spengler, 1793). Руководствуясь ранними выводами В.Н. Сакса, С.Л. Троицкий принял оба вида за один [Троицкий, 1966], и Cyrtodaria siliqua практически исчезла из последующих определений исследователей енисейского севера. Тем не менее работы последних лет [Крылов и др., 2014], включая настоящую, продемонстрировали, что оба вида самостоятельны и могут встречаться в одних и тех же толщах на севере Сибири. В  результате при изучении материалов предшественников непонятно, какой моллюск был определен на самом деле – современный или вымерший. Это означает, что все разрезы с потенциальным Cyrtodaria jenisseae нуждаются в ревизии, если мы хотим использовать его как руководящий вид для среднего неоплейстоцена (рис. 1).

Прежние представления. Несмотря на разногласия исследователей по поводу возраста и происхождения четвертичных отложений в  пределах региона, принципиальное строение разреза в среднем течении р. Бол. Хета представлялось достаточно однозначно (см. рис. 3, А). Практически на всем протяжении долины реки от устья р. Покойницкая до устья р. Ахиктакаги береговые обрывы сложены песками, алевритами и глинами с обильными остатками морских моллюсков in situ. Вместе с бореально-арктическими и арктическими видами, обитающими в современном Карском море, были определены бореальные виды Limecola balthica (Linnaeus, 1758), Mytilus edulis Linnaeus, 1758, Arctica islandica (Linnaeus, 1767) и Cyrtodaria jenisseae. Последние два вида, по мнению В.Н. Сакса [1953], типичны для казанцевского горизонта, выделенного им в низовьях р. Енисей. По этой причине морские образования в долине р. Бол. Хета относили либо к казанцевскому горизонту [Земцов, 1967; Загорская и др., 1965; Слободин и др., 1967], либо по разнице в составе и структуре расчленяли на санчуговские, казанцевские и хеттские слои [Волкова, 1958]. Так или иначе возраст морских отложений в долине р. Бол. Хета определяли как верхнеплейстоценовый.

Подошва морской формации практически повсеместно находится ниже уреза реки. Лишь на двух участках долины в среднем течении вскрываются подстилающие образования. На первом, близ устья р. Покойницкая, основание разреза сложено оскольчатым темно-серым и бурым суглинком с редкой галькой и обломками раковин морских моллюсков – среднеплейстоценовой бахтинской мореной, по мнению В.В. Комарова (В.А. Калинин и др., 1980). Наличие обломков морской фауны позволило некоторым исследователям рассматривать эти образования как ледниково-морские фации санчуговской свиты [Волкова, 1958; Земцов, 1967].

Второй участок расположен близ устья р. Солёная. В основании берегового обрыва здесь выходят пески с косыми сериями, торфом и остатками стволов ели. Эти пески относились сначала к верхнеплейстоценовым аллювиальным мессовским слоям [Волкова, 1958; Сакс, 1953], а позднее – к среднеплейстоценовому аллювию (А.С. Лавров и др., 1983). По А.С. Лаврову, пески перекрыты слоем плотного валунного суглинка, который он отнес к среднеплейстоценовой основной морене. Непосредственно выше залегают глинистые отложения с фауной морских моллюсков и фораминифер казанцевского возраста.

С поверхности морские пески, алевриты и глины долины р. Бол. Хета на всем протяжении рассматриваемого участка перекрыты образованиями верхнеплейстоценового ледникового комплекса – основной мореной, водно- и озерноледниковыми отложениями – зырянскими [Волкова, 1958; Земцов, 1967] или ермаковскими (В.А. Калинин и др., 1980). На 11 км выше по течению от устья р. Ахиктакаги подошва морены, залегающая на морских отложениях, круто падая в  северном направлении, уходит под урез реки.

Полевые работы 2016 и 2017 гг., которые проводились в рамках государственного геологического картирования ВСЕГЕИ, позволили получить новые данные о геологическом строении бассейнов рек Бол. Хета и Танама (рис. 1, А, 2 и см. 8).

Методом оптически стимулированной люминесценции (ОСЛ) получены возрасты для морских толщ среднего и верхнего неоплейстоцена, даны их детальная фациальная и  палеонтологическая характеристики, уточнен характер взаимоотношений морских толщ с образованиями ледниковых комплексов среднего и верхнего неоплейстоцена. Описанию этих результатов и посвящена статья.

Материалы и методы исследований. По материалам дистанционного зондирования были составлены предварительные схемы дешифрирования, отображающие предполагаемые границы геологических тел, которые позднее проверялись на местности. В  поле изучались естественные выходы пород по берегам рек, которые вручную расчищались лопатами на максимально возможных площадях стенки обнажения. Каждая расчистка выравнивалась кельмами для создания плоской поверхности и получения непротиворечивой информации об облике контактов между толщами и отдельными фациями в пределах толщи, непрерывного прослеживания контактов по простиранию, документации структурнотекстурных особенностей, полной фациальной характеристики, фотодокументации и  послойного опробования. При описании осадочных текстур используется терминология из книги Г.-Э. Рейнека и И.Б. Сингха [1981]. Точная географическая привязка и  абсолютные высоты точек наблюдения определялись при помощи приемника ГЛОНАСС/GPS и специального альтиметра, позволяющего измерять относительную высоту с точностью до 0,5 м.

Корреляция изученных толщ проводится со стратотипами местных подразделений и  сопоставляется с МИС. Горизонты региональной стратиграфической схемы Западной Сибири [Архипов, 1990] не используются, так как требуют ревизии [Астахов, 2006; Астахов и Назаров, 2010] и могут ввести в заблуждение.

Палеонтологический анализ. Для остатков фауны, залегающих in situ, отбирались представительные объемы (2–10 ведер) грунта из зачищенных стенок обнажений, вручную промывались в ситах с размером ячеек 1–4 мм, а отмытые раковины морских моллюсков предоставлялись для анализа. Кроме того, осуществлялся ручной сбор раковин с бечевника реки у подножия обнажения или из осыпи на склоне обрыва. В  приведенных ниже результатах анализа указан источник поступления материала – in situ или подъемный. Определения собранной фауны проводилось в Зоологическом институте РАН (Санкт-Петербург).

ОСЛ-датирование. На данный момент получено 14 ОСЛ-возрастов из разрезов на рассматриваемой территории (табл. 1), анализ образцов выполнен в лаборатории ОСЛ ВСЕГЕИ. Пробоподготовка производилась стандартным способом [Wintle, 1997] – с выделением зерен кварца и калиевых полевых шпатов фракций 180–250 и 90–180 мкм. Измерения эквивалентной дозы выполнялись на анализаторе ТЛ и ОСЛ Risø TL/OSL Reader DA-20 C/D. С этой целью для кварца использовался SAR-протокол [Murray & Wintle, 2003], а для калиевых полевых шпатов – протокол post-IR IRSL (pIRIR₂₉₀) [Thiel et al., 2011]. В последних была измерена величина остаточной дозы после облучения солнечным светом в течение ~ 170 ч. Активности радия, тория и калия определялись на сверхнизкофоновом гамма-спектрометре с детектором на основе особо чистого германия Canberra BE3825 после герметизации образца воском и выдержки в течение 20 дней. Предполагалась полная водонасыщенность опробованных пород на протяжении всего времени после их отложения.

Для расчета исходного сигнала в кварце использовались первые 0,32 с кривой затухания ОСЛ, а для фона – последующие 0,8 с. Эквивалентные дозы в зернах кварца лежат выше предела, определяемого значением 2D₀ [Wintle & Murray, 2006], и измерены с использованием суммы экспоненциальной и линейной функций для построения кривой доза-эффект. Достоверность полученных таким способом дат продемонстрирована Э. Мюррэем [Murray et al., 2008] при определении возраста среднеплейстоценовых отложений в долине р. Сейда (Печорская низменность). Эквивалентные дозы pIRIR₂₉₀ и IR₅₀ получены при использовании первых 1,6 с для расчета исходного сигнала и последних 20 с – фона. В последнем столбце табл. 1 приведены даты, вычисленные при использовании интервала 128–136 с для расчета исходного сигнала. Выбор этого интервала обусловлен уменьшением величины аномального падения при смещении пределов интегрирования вправо по оси времени [29] и результатами собственных исследований. Указанные возрасты хорошо согласуются с датами, полученными по кварцу (полужирный шрифт в табл. 1). Погрешности измеренных величин соответствуют доверительному интервалу 1σ.

Радиоуглеродное датирование. В долинах рек Бол. Хета и Танама было получено четыре новых радиоуглеродных возраста (табл. 2). Для радиоуглеродного анализа из зачищенных стенок обнажений с глубины не менее 0,5 м вручную отбирались растительный детрит, остатки древесины и торф. Радиоуглеродное датирование выполнено в лаборатории Геоморфологических и палеогеографических исследований полярных регионов и Мирового океана СПбГУ по стандартной методике. Измерение радиоуглерода в образце бензола проводили на низкофоновом жидкостно-сцинтилляционном спектрометре Quantulus 1220. По результатам измерения скоростей счета образца, фона и стандарта вычислялся радиоуглеродный и календарный возрасты.

Результаты. Новейшие полевые работы и последующий анализ полученных данных позволили установить наличие двух морских разновозрастных толщ, разделенных мореной. Ниже приводится описание опорных разрезов морских формаций, часть из которых предлагается объединить в составной стратотип.

Хетский мариний. Обнажение Холдо (7243 на рис. 2, 3, Б и 4,А) расположено на правом берегу р. Бол. Хета в ее верхнем течении (67°54ʹ55,4ʺ с.ш., 83°27ʹ17,3ʺ в.д., низовой конец), ниже устья руч. Холдо, вытекающего из одноименного озера (рис. 2, 3, Б и 4, А). Обрыв общей протяженностью 1,3 км обращен на юг, а его высота над урезом воды в реке достигает 35 м. Урез реки расположен на 17 м абс. выс. В обнажении вскрывается коренной борт долины с отметками поверхности водораздела 65–70 м абс. выс. Основание разреза расположено на 28 м абс. выс. Здесь вскрыты серо-сизые тонкозернистые пески и алевриты со смещенной восходящей рябью течения и мощностью слойков около 1–2 мм. Через метр, вверх по разрезу, нижняя пачка согласно переходит в желтосерые мелкозернистые пески мощностью 2–2,5 м с редким глиняным гравием и  вилообразной флазерной слоистостью (рис. 4, Б). Из этой пачки с отметки 30,3 м абс. выс. получен ОСЛ-возраст 225 ± 16 тыс. лет. С четким неровным контактом, без следов перерывов в осадконакоплении, пески перекрыты серо-сизыми параллельно-слоистыми глинистыми алевритами и мелкозернистыми песками (рис. 4, Б, В). Мощность отдельных слойков изменяется от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров. Контакты между слойками неровные, в песчаных прослоях изредка встречаются остатки флазерной слоистости, вся пачка сильно биотурбирована с многочисленными следами зарывания моллюсков глубиной до 20 см (рис. 4, В, Г). На фоне параллельной слоистости читаются ритмы мощностью до 50 см, включающие серию из десятков чередующихся глинистых и алевритистых слойков. В одной серии большей мощностью обладают глинистые слойки, в другой – алевритистые. В  пачке содержатся многочисленные створки моллюсков и остатки раковин ракообразных: бореальноарктические виды Macoma calcarea (Gmelin, 1791), Hiatella arctica (Linnaeus, 1767), Balanus sp., Mya sp. (in situ); Ennucula tenuis (Montagu, 1808), Astarte borealis (Schumacher, 1817) (подъемный материал). Местами створки собираются по несколько штук в отдельных «гнездах». В этом же обнажении предшественниками [Волкова, 1958] собраны бореально-арктические виды Astarte montagui (Dillwyn, 1817), Chirona hameri (Ascanius, 1767), Cryptonatica affinis (Gmelin, 1791), Mya truncata Linnaeus, 1758 и арктический вид Serripes groenlandicus (Mohr, 1786), а также характерный Cyrtodaria jenisseae.

Пачка глинистых алевритов с остатками фауны слагает большую часть видимого разреза, достигая мощности 20 м. Из нее с абс. отм. 44,3 м получен ОСЛ-возраст 226 ± 21 тыс. лет. Судя по характерным осадочным текстурам и набору фауны, перечисленные пачки формировались в литоральной зоне при незначительном изменении динамических характеристик приливов и отливов. ОСЛ-возраст морской толщи соответствует пятой ступени среднего неоплейстоцена и МИС 7.

Морскую толщу в  обнажении Холдо перекрывают с угловым несогласием и  эрозионным контактом охристо-серые среднезернистые пески с желобообразной косой слоистостью при глубине промоин до 10 см, с рассеянными и собранными в линзы галькой и гравием, с линзами глинистых алевритов – продуктом периодического заиления. Пески интерпретированы нами как гляциофлювиал второй ступени верхнего неоплейстоцена.

Обнажение Ахиктакаги (7254 на рис. 2 и 3, Б) расположено на правом берегу р. Бол. Хета в низовой части рассматриваемого участка (68°28ʹ15,3ʺ с.ш., 83°06ʹ56,0ʺ в.д., низовой конец) в 11 км выше по течению от устья ее левого притока р. Ахиктакаги. Общая протяженность обнажения юго-западной экспозиции 900 м, относительная высота от 16 до 27 м выше уреза воды в реке, который находится на отметке 6 м абс. выс. В данном месте река прорезает возвышенность с характерным холмисто-западинным рельефом и отметками до 124 м абс. выс.

В нескольких расчистках здесь вскрыты сизо-серые или серые с охристым оттенком параллельно переслаивающиеся мелкозернистые пески и алевриты видимой мощностью 7 м от основания нижней расчистки на 14 м абс. выс. до кровли на высоте 21 м абс. выс. Мощность каждого прослоя от 1 до 10 см. Контакты между прослоями четкие лишь местами. Тем не менее их выдержанность можно проследить по простиранию минимум на несколько десятков метров. Первичные осадочные текстуры практически полностью уничтожены биотурбациями. Четко различить можно лишь желобообразные врезы глубиной до 5 см в кровле алевритистых прослоев, заполненные светло-серыми песками (рис. 5, А). Эти хаотично располагающиеся по разрезу врезы на фоне выдержанного по простиранию параллельного переслаивания позволяют предположить, что пески и алевриты формировались в приливно-отливной зоне. Отдельно выделяются ходы зарывания моллюсков и бесконечные следы илоедов. По всему разрезу рассеяны створки раковин моллюсков, местоположение которых нередко отмечено сильным ожелезнением. Среди них определены непосредственно из разреза: бореально-арктические Astarte montagui, Astarte elliptica (Brown, 1827), Macoma calcarea (Gmelin, 1791), Mya pseudoarenaria Schlesch, 1931, Amauropsis islandica (Gmelin, 1791), Hiatella arctica, Ciliatocardium ciliatum (Fabricius, 1780), Axinopsida orbiculata (G.O. Sars, 1878), Yoldiella lenticula (Møller, 1842), Solariella obscura (Couthouy, 1838), Boreocingula castanea (Møller, 1842) и арктические Portlandia arctica (Gray, 1824), Serripes groenlandicus, Cylichnoides validus (Leche, 1878) и Laona quadrata (S. Wood, 1839).

На нерасчищенном склоне и бечевнике собраны бореальный вид Cyrtodaria siliqua и бореально-арктические виды Mya truncata, Plicifusus kroeyeri (Møller, 1842), Admete viridula (Fabricius, 1780), Musculus niger (J.E. Gray, 1824), Cryptonatica affinis, Curtitoma tenuicostata (G.O. Sars, 1878), Balanus sp., Solariella obscura, Neptunea sp., Ariadnaria borealis (Broderip & G.B. Sowerby I, 1829), Buccinum terraenovae Mörch, 1869, арктический вид Euspira tenuistriata (Dautzenberg & H. Fischer, 1911), а также Cyrtodaria jenisseae.

Из морских песков получены две ОСЛ-даты 162 ± 23 и 231 ± 17 тыс. лет с отметок 15 и 16,2 м абс. выс. соответственно.

Параллельно переслаивающиеся пески и алевриты на абсолютной высоте 21 м перекрыты сизо-коричневым глинисто-алевритистым диамиктоном с полосчатой, местами массивной, текстурой и рассеянными галькой и щебнем (рис. 5, Б). На контакте песков и диамиктона находится переходный слой мощностью до 0,4 м с тонкими (от миллиметра до 1 см) волнистыми прерывистыми полосами, большим количеством глинистого гравия, кусочками перетертого диамиктона и мелкими обломками раздробленных створок из подстилающих песков (рис. 5, В). Видимая мощность диамиктона около 2 м. Состав, структура, характерный облик подошвы диамиктона и гляциокарстовый рельеф окружающих пространств позволяют утверждать ледниковое происхождение пород верхней части разреза. Переходный слой в подошве диамиктона представляет собой ассимиляционную морену, образовавшуюся в результате интеграции морских песков и ледникового льда.

ОСЛ-возраст морской толщи в обнажении Ахиктакаги, с учетом погрешности измерений, близок к таковому в обнажении Холдо и соответствует пятой ступени среднего неоплейстоцена и МИС 7. По совокупности геологических и геоморфологических признаков перекрывающая морена относится нами к верхнему неоплейстоцену.

Обнажение 8701К. Мариний, аналогичный по своему положению в разрезе и палеонтологической характеристике описанному в обнажениях Холдо и Ахиктакаги, изучен В.В. Комаровым на левом берегу р. Покойницкая, левого притока р. Бол. Хета, чуть выше устья (разрез 8701К на рис. 2 и 3, Б, 67°41ʹ00,4ʺ с.ш., 83°46ʹ59,0ʺ в.д.) (В.А. Калинин и др., 1980).

Основание разреза сложено серым алеврито-песчанистым диамиктоном с галькой и валунами преимущественно траппового состава и видимой мощностью до 12 м. В диамиктоне наблюдаются многочисленные ксенокласты мелкозернистых песков с обломками раковин морских моллюсков. В.В. Комаров называл этот диамиктон среднеплейстоценовой бахтинской мореной, выходящей на поверхность и слагающей холмы и гряды южнее 66° с. ш. А.А. Земцов [1967] такие «суглинистые» отложения с валунно-галечным материалом и фауной морских моллюсков плохой сохранности в основании разрезов рек Русской и Бол. Хеты именовал ледниково-морскими отложениями тазовско-санчуговской свиты. Мы относим эти образования к самаровской морене четвертой ступени среднего неоплейстоцена.

На размытой кровле морены залегает семнадцатиметровая песчано-алевритовая толща. Текстуры представлены параллельной и косой перекрестной слоистостью. Прослои алеврита содержат растительный детрит. В песках встречаются обломки и целые раковины морских моллюсков, среди которых определены бореальные виды Arctica islandica, Mytilus edulis, Limecola balthica, бореально-арктические Ciliatocardium ciliatum, Astarte borealis, Astarte montagui, Mya truncata, Cryptonatica affinis, Euspira pallida (Broderip & Sowerby, 1829), Buccinum hydrophanum Hancock, 1846, а также Cyrtodaria jenisseae [Волкова, 1958]. В.В. Комаров относил эти морские отложения к верхнеплейстоценовой казанцевской свите (В.А. Калинин и др., 1980). Благодаря присутствию Cyrtodaria jenisseae и общему положению в разрезе, мы коррелируем морскую толщу в устье р. Покойницкая с маринием в обнажениях Холдо и Ахиктакаги.

Венчается разрез темно-серым глинистым диамиктоном верхненеоплейстоценовой ермаковской морены с редкой галькой и валунами преимущественно траппового состава мощностью до 4 м.

Каргинский мариний. Обнажения Хикигли (7246, 7248 и 7249 на рис. 2, 3, Б и 6, А) расположены на обоих берегах р. Бол. Хета в 6 км вверх по течению и в 2 и 3 км вниз по течению от устья левого притока р. Хикигли соответственно. Наиболее представительно обнажение 7248 (67°58ʹ22,5ʺ с.ш., 83°06ʹ29,8ʺ в.д., верховой конец), остальные лишь дополняют его в деталях строения отдельных толщ. Обрыв протяженностью 1,3 км обращен на юго-восток и вскрывает возвышенность с отметками до 86 м абс. выс. Высота обрыва над рекой достигает 54 м в его верховой части и опускается до 42 м в низовой. Урез воды в реке находится на высоте 14 м выше уровня моря.

В основании разреза в интервале от 17 до 18 м абс. выс. вскрыты охристо-серые тонкозернистые пески без видимых водно-осадочных текстур. В них присутствуют редкие тонкие (первые миллиметры) изогнутые и прерывистые (2–20 см) слойки серых мелкозернистых песков, местами разорванных миллиметровыми сбросами. Верхний контакт песков четкий с карманом глубиной 20 см, в который проваливаются алевритистые глины вышележащей морской толщи. Из-за небольшого по площади выхода песков, вскрытых в шурфе, их генезис установить проблематично. Быть может, это субаэральные образования, нарушенные криогенными процессами, или песчаная часть нижележащей морены. Так или иначе эти пески залегают в основании разреза у р. Хикигли и не относятся к морским образованиям.

Перекрываются пески сизо-коричневыми плотными алевритистыми глинами с прослоями (до 6 см) серых мелкозернистых тонко-параллельно-слоистых песков (рис. 6, Б). Прослои не выдержаны по простиранию, их длина не превышает нескольких метров. В глинах рассеяны многочисленные створки моллюсков. Контакты песчаных слойков с вмещающими алевроглинами нарушены биотурбациями. Мощность алевроглин около 4 м.

На 22 м абс. выс. алевритистые глины переходят в мелкозернистые пески с прослоями алевритистых глин и алевритов от нескольких миллиметров до 20 см мощностью. Переход от нижней пачки алевроглин к песчаной пачке постепенный. Песчаные прослои вверх по разрезу становятся более мощными и вместо подчиненного значения приобретают доминирующее. Цвет у песков серый и светло-серый, а у тонкозернистых прослоев – сизо-коричневый или серо-сизый. Слоистость параллельная, волнистая, флазерная и мелкомасштабная косая желобообразная (рис. 6, В, Г). Глубина желобов редко превышает несколько сантиметров, а поперечник – первые десятки сантиметров. Многие крупные флазеры сложены мелким растительным детритом. Многочисленны рассеянные створки моллюсков. Изредка в разрезе встречаются прослои в несколько сантиметров мощностью с пологонаклонной параллельной слоистостью и глиняным гравием из подстилающих или уже размытых прослоев.

Вся песчаная пачка испещрена следами жизнедеятельности морских организмов – следами зарывания, ходами и т.п. Их глубина, поперечное сечение, форма и положение в пространстве очень разнообразны, а размеры редко превышают первые сантиметры. Нам удалось запечатлеть уникальный объект – отпрепарированные ветром ихнофоссилии в рыхлых мелко- и тонкозернистых осадках (рис. 6, Д, Е). По заключению П.А. Безносова (ИГ Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар), комплекс ихнофоссилий содержит Psilonichnus isp., Skolithos isp., Arenicolites isp., cf. Spirophyton (Zoophycos) isp., cf. Thalassinoides isp. и в целом характеризует псилоихновую и сколитовую ихнофации.

Непосредственно из разреза среди моллюсков определены бореальный Limecola balthica, бореально-арктические Astarte montagui, Astarte arctica (Gray, 1824), Astarte Crenata (Gray, 1824), Hiatella arctica, Macoma calcarea, Lyonsia arenosa (Møller, 1842), Musculus discors (Linnaeus, 1767), Amauropsis islandica, Ennucula tenuis, Axinopsida orbiculata, Frigidoalvania cruenta (Odhner, 1915), арктические Portlandia arctica, Colus sabini (Gray, 1824), Obesotoma starobogatovi Bogdanov, 1990, Cylichnoides scalptus (Reeve, 1855), Cylichnoides densistriatus (Leche, 1878), Bathyarca glacialis (Gray, 1824).

Из подъемного материала – бореальный вид Cyrtodaria siliqua, арктические виды Colus sabini, Cyrtodaria kurriana Dunker, 1861.

Характер осадочных текстур, их сочетаний и пространственных взаимоотношений свидетельствует о приливно-отливных условиях формирования песчаной пачки. Любопытно, что аналогичные выводы об обстановке осадконакопления следуют и из анализа комплекса ихнофоссилий. Глинистая фация в основании разреза, вероятно, более глубоководная, а вскрытая последовательность отражает регрессивный характер видимой части морской толщи.

Из песчаной пачки получены две ОСЛ-даты 127 ± 20 и 110 ± 16 тыс. лет, что, учитывая характер взаимоотношений всей морской толщи с подстилающими и перекрывающими образованиями вместе с палеонтологической характеристикой, позволяет отнести ее к первой ступени верхнего звена неоплейстоцена и коррелировать с межледниковым каргинским маринием. Ранее, в стратотипе у мыса Каргинский в низовьях Енисея, было получено шесть ОСЛ-возрастов от 117 до 97 тыс. лет [Государственная…, 2018; Nazarov & Henriksen, 2010], четыре ИК-ОСЛ-возраста в интервале 119,7–93,5 тыс. лет и одна ЭПР-дата 94,2 ± 7,8 тыс. лет [Гусев и др., 2016].

На абсолютной высоте 31 м морская толща с резким угловым несогласием перекрыта сизо-коричневым песчано-алевритистым диамиктоном мощностью до 0,8 м. В подошве диамиктона многочисленны текстуры захвата подстилающих песков в виде внедряющихся в вышележащую толщу опрокинутых и лежачих складок волочения, диапиров и пламевидных текстур (рис. 6, Ж, З). Внутри диамиктона текстуры захвата распадаются на отдельные ксенокласты-отторженцы песков во вмещающей породе, развальцовываются на линзы и прерывистые полосы, растаскиваются с образованием будин. В песчаных ксенокластах и вдоль всего контакта в зоне тектонического меланжа наблюдаются многочисленные надвиги (рис. 6, И), раздробленные кусочки глин и створок моллюсков (рис. 6, З), смятые в мелкие складки рыхлые породы.

Перечисленные детали свидетельствуют о гляциотектонической природе контакта, а маломощный диамиктон – не что иное, как верхненеоплейстоценовая основная морена. Важно, что все пликативные и дизъюнктивные нарушения, а также иные дирекционные структуры вдоль подошвы имеют одинаковую ориентировку. Они расположены в субгоризонтальной зоне перпендикулярно к склону обрыва и направлены с востока-северо-востока на запад-юго-запад. Свой экзарационный характер и геометрию деформаций подошва морены сохраняет во всех трех обнажениях 7246, 7248 и 7249 (рис. 2, 3, Б и 6, А) на протяжении более 7 км вдоль реки, примерно на одной абсолютной высоте около 30 м и вне зависимости от экспозиции склонов. На диамиктоне основной морены закономерно располагаются ленточные глины и алевро-глинистые ритмиты приледникового водоема видимой мощностью до 8 м (рис. 6, З). Они согласно перекрывают диамиктон, а масштабные деформации вдоль экзарационной подошвы древнего ледника менее чем в метре под ними никак не отражаются на нормальном залегании гляциолимния.

Обнажение у р. Солёная (7251 на рис. 2, 3, Б и 7, А) расположено на правом берегу р. Бол. Хета, в 4 км ниже по течению от устья правого притока р. Солёная (68°11ʹ37,2ʺ с.ш., 83°13ʹ56,8ʺ в.д., низовой конец). Обрыв протяженностью 1,2 км обращен практически целиком на юг и вскрывает толщи, которые слагают окружающую равнину с отметками от 60 до 80 м абс. выс. Высота обрыва над рекой 32–35 м. Урез воды в реке находится на высоте 12 м выше уровня моря.

В основании разреза залегают среднезернистые светло-серые и белесые пески с крупномасштабной плоскостной и желобообразной косой слоистостью. Мощность отдельных серий варьирует от 0,1 до 0,5 м. Местами в основании той или иной серии встречаются желобообразные промоины второго порядка глубиной в первые сантиметры. В основании толщи вдоль всего обнажения встречаются крупные остатки стволов ели и куски торфа, который был практически полностью размыт при формировании песков. Автохтонная часть торфяника сохранилась в 650 м выше по течению от низового конца обнажения. Здесь был расчищен блок до 3 м в поперечнике и 0,6 м мощностью (рис. 7, Б). Торф переуплотненный с тонкими (до 1 см) прослоями сизого алеврита. Кровля торфа находится на 16 м абс. выс. Под торфом вскрыто несколько десятков сантиметров сизо-серых алевритов, которые являются нижним элементом разреза. Общая мощность косослоистых песков достигает 8 м. Сочетания осадочных текстур позволяют предполагать, что пески – стрежневая фация русловой аллювия. Радиоуглеродный возраст торфа ожидаемо оказался запредельным и составил ≥ 56 640 тыс. лет. Это единственный известный выход средненеоплейстоценового торфяника в арктической части Западной Сибири.

На абсолютной высоте 24 м с резким угловым несогласием аллювиальные пески перекрыты охристо- и сизо-коричневым песчано-алевритистым диамиктоном с рассеянными галькой, валунами и песчаными ксенокластами (рис. 7, В). В подошве диамиктона – выраженная ассимиляционная зона гляциодинамического контакта (рис. 7, Г) мощностью 0,4 м. Эта зона с текстурами захвата и складками волочения в основании насыщена подстилающими песками, разбитыми и развальцованными на прерывистые параллельные полосы – результат послойно-пластичного движения мореносодержащего льда. В центральной части диамиктовой толщи вскрыт крупный песчаный ксенокласт размером более 3 м по длинной оси. Этот отторженец сфероидальной формы состоит из разбитых на блоки и смятых в складки песков с остатками первичных осадочных текстур. Примечательно, что на контакте с ксенокластом во вмещающем диамиктоне видны «складки по квадрантам» (quarter folds) (рис. 7, Д), аналогичные таковым в динамометаморфических милонитах [Trouw et al., 2010]. Эти складки располагаются на противоположных сторонах ксенокласта и образовались при вращении блока песков в теле ледника в зоне больших давлений из-за разницы скоростей послойно-пластического течения. Нижние слои, испытывающие большее трение, двигались медленнее, чем верхние. Все вышеуказанное не оставляет сомнений в ледниковой природе диамиктона.

Диамиктон мощностью до 5 м на 29 м абс. выс. с угловым несогласием перекрыт сизо-серо-коричневыми глинистыми алевритами с большим количеством рассеянных створок моллюсков. На фоне массивного оскольчатого алеврита по всему разрезу прослеживаются прерывистые прослои серого мелкозернистого песка мощностью в первые миллиметры с тонкой параллельной слоистостью и ходами зарывания, протыкающими вмещающий алеврит (рис. 7, Е). Вверх по разрезу алевриты постепенно, за счет увеличения мощности песчаных прослоев, переходят в сизо-серые пески с лингоидной и параллельной слоистостью, с прослоями серо-сизых алевритов мощностью первые сантиметры. Из песков получен ОСЛ-возраст 124 ± 31 тыс. лет. В низовой части обнажения алевриты с внутриформационным несогласием переходят в параллельно переслаивающиеся пески и алевриты с желобообразной косой слоистостью в основании.

Непосредственно из разреза алевритистой фации морской толщи определены бореально-арктические виды Macoma calcarea, Hiatella arctica, Lyonsia arenosa, Astarte montagui, Axinopsida orbiculata и арктические виды Portlandia arctica, Cylichnoides densistriatus, Obesotoma starobogatovi.

Танама. В расположенной к северу долине р. Танама наблюдается ситуация, аналогичная той, что описана для р. Бол. Хета. Основание видимого разреза сложено глинистыми алевритами и песками морской толщи с остатками Cyrtodaria jenisseae и ОСЛ-возрастом 189 ± 17, 182 ± 44 и 167 ± 22 тыс. лет (рис. 8, обн. 7220). В районе ур. Оленьи рога, где р. Танама делает поворот и меняет направление своего течения с северного на южное, на морские пески надвинут блок верхнемеловых алевритов и глин мощностью не менее 60 м и площадью более 100 км² [Государственная…, 2018].

В остальных обнажениях морская толща среднего неоплейстоцена перекрыта диамиктоном основной морены тазовского оледенения.

В породы среднеплейстоценового ледникового комплекса вложены морские пески и алевриты с многочисленными остатками Arctica islandica – характерного тепловодного моллюска, с ОСЛ-возрастом 129 ± 12, 107 ± 8 и 98 ± 17 тыс. лет и запредельной ¹⁴С датой ≥ 45,53 тыс. лет (рис. 8, обн. 7214 и 7219). Пески и алевриты слагают выдержанную в рельефе террасу с отметками 60–70 м абс. выс. и коррелируются с паютинским маринием, стратотип которого расположен южнее, на побережье Тазовской губы [Назаров, 2007]. В паютинский мариний бас. р. Танама вложены озерно-ледниковые ритмиты и ленточные глины с ОСЛ-возрастом 71 ± 15 тыс. лет, а в них аллювий второй надпойменной террасы с радиоуглеродным возрастом 31,0 ± 0,4 и 27,7 ± 0,4 тыс. лет.

Обсуждение результатов. Представленные данные позволяют констатировать наличие двух разновозрастных морских толщ в обнажениях долин рек Бол. Хета и Танама (рис. 3, Б и 8). Нижняя из них названа хетским маринием вслед за хетскими слоями В.С. Волковой [1958] без изменения объема выделяемого подразделения с составным стратотипом в обнажениях Ахиктакаги, Холдо и 8701К (рис. 2). Подошва хетского мариния большей частью скрывается ниже уреза воды в реке, но в южной части района, у устья р. Покойницкая, она поднимается до отметок около 35 м абс. выс. Кровля везде размыта либо эродирована ледником, и самая верхняя часть разреза сохранилась в обн. Холдо на абсолютной высоте чуть менее 50 м. Здесь можно наблюдать фациальные изменения, свидетельствующие о регрессивном характере разреза. Большая его часть сложена песчаными образованиями литорали, которые удивительно выдержаны и сохраняют основные структурно-текстурные признаки как минимум на расстоянии в 65 км между обн. Холдо и Ахиктакаги. При этом пески хетского мариния разительно отличаются от песков в серии обнажений у р. Хикигли, где вскрыта вышележащая морская толща. Характерной чертой хетского мариния является присутствие в нем бореальных видов моллюсков и вымершего вида Cyrtodaria jenisseae (рис. 1, Б), который не встречается в каргинских и паютинских отложениях.

Четыре из шести ОСЛ-возрастов, полученных из песков и алевритов хетского мариния по зернам кварца, соответствуют МИС 7. Достоверность этих дат подтверждается сходством с результатами по зернам полевых шпатов протокола IR₅₀ (табл. 1). Опираясь на это, можно предполагать, что возрасты 167 ± 22 и 162 ± 23 тыс. лет несколько омоложены и календарный возраст образцов, по которым они получены, близок к 196 ± 16 и 210 ± 23 тыс. лет соответственно (возраст по IR₅₀ в табл. 1). Таким образом, полученные геохронометрические данные подтверждают формирование хетского мариния во время средненеоплейстоценовой бореальной трансгрессии.

Каргинский мариний обладает локальным распространением в бас. р. Бол. Хета и формировался здесь, вероятно, в заливе, вдающемся глубоко в сушу с северо-востока (рис. 2). Подошва мариния и мелководные фации отмечены на 30 м абс. выс. в обнажении у р. Солёная (рис. 3, Б и 7, А). К югу основание толщи опускается ниже уреза воды в реке, но, вероятно, не сильно, так как в районе устья р. Хикигли видимый разрез начинается все с той же глинисто-алевритистой фации, что и над подошвой у р. Солёная. Кровля каргинского мариния в долине р. Бол. Хета эродирована, и видимая мощность толщи составляет чуть более 20 м. В противовес этому в бас. р. Танама одновозрастный паютинский мариний формирует ярко выраженную в рельефе террасу, высота которой выдержана и прослеживается без изменений от Тазовской губы [Назаров, 2007] до бас. р. Агапа на западе Таймырской низменности, составляя 60–70 м абс. выс.

Разброс значений ОСЛ-возраста по зернам кварца из песков каргинского и паютинского мариния на реках Бол. Хета и Танама относительно велик – от 129 ± 12 до 98 ± 17 тыс. лет. Одна из возможных причин – недостаточное количество навесок (аликвот) по отдельным образцам и слабая статистика в пределах конкретных разрезов. Тем не менее сходимость ОСЛ-возрастов по кварцу и полевым шпатам (протоколы SAR и IR₅₀ в табл. 1) образцов из разных разрезов (7246-115, 7248-139 и 7251-554) позволяет уверенно сопоставлять возраст каргинского и паютинского мариния с МИС 5е и первой ступенью верхнего неоплейстоцена.

Выводы. В бассейнах рек Бол. Хета и Танама в основании естественных выходов плейстоценовых пород вскрываются морские пески с прослоями алевритов и бореальной малакофауной, названные хетским маринием (рис. 2, 3, 8). Его возраст соответствует пятой ступени среднего неоплейстоцена и МИС 7. Характерным видом для данной толщи является вымерший моллюск Cyrtodaria jenisseae, который не встречается в верхнеплейстоценовых образованиях региона. Хетский мариний повсюду перекрыт породами ледникового комплекса среднего или верхнего неоплейстоцена либо вышележащим верхненеоплейстоценовым маринием.

Примерно на одних и тех же гипсометрических отметках вместе с хетским маринием вскрывается морская толща первой ступени верхнего неоплейстоцена, коррелируемая с каргинским маринием в бас. р. Бол. Хета и паютинским маринием в бас. р. Танама (рис. 2, 3, 8). ОСЛ-возраст каргинского и паютинского мариния соответствует МИС 5е. Характерным видом для этих толщ служит Arctica islandica – тепловодный моллюск, вопреки ожиданиям редко встречающийся в разрезах арктической части Западной Сибири. В бас. р. Бол. Хета каргинский мариний перекрыт верхненеоплейстоценовой мореной ермаковского оледенения.

В бас. р. Танама паютинский мариний формирует террасу 60–70 м абс. выс., которая вложена в породы средненеоплейстоценового ледникового комплекса и обрамляет их с запада. В мариний в свою очередь вложены озерно-ледниковые отложения верхнего неоплейстоцена, слагающие террасу на отметках около 40 м абс. выс. Все вместе они перекрыты плащом гляциофлювиала, который спускается с Гыданской гряды на юго-восток и протягивается сплошным шлейфом от Тазовской губы до Енисея. Перечисленные обстоятельства позволяют сделать вывод о том, что бас. р. Танама оставался свободным от ледникового покрова на протяжении всего позднего неоплейстоцена.

Необходимо отметить, что все рассмотренные морские образования содержат признаки седиментации в водной среде, как бы они ни были изменены биотурбациями или иными постседиментационными процессами. Иными словами, в них всегда можно найти более или менее выраженные водноосадочные текстуры, которых лишены морены. Опираясь на более чем двадцатилетний опыт работы в арктической Сибири, это наблюдение можно распространить на все разрезы и признать главным критерием отличия морских плейстоценовых отложений от ледниковых.

Авторы благодарны Х.А. Арсланову, Ф.Е. Максимову и А.Ю. Петрову (СПбГУ) за радиоуглеродное датирование, И.В. Тимофеевой за помощь в ОСЛ-датировании, Д.В. Пушке, Д.А. Михайлову, В.М. Николаенко, А.В. Воробьевой, Т.Э. Багдасарян и К.С. Якимовой за помощь в полевых работах, Е.М. Чабан за определение моллюсков подкласса Heterobranchia. Изучение фауны в Зоологическом институте РАН производилось в рамках гос. задания № АААА-А19-119020690072-9.

ЛИТЕРАТУРА

1. Аpxипов C.А. Объяcнительная запиcка к pегиональной cтpатигpафичеcкой cxеме Западно-Cибиpcкой pавнины. – Новоcибиpcк: ИГиГ CО АН CCCP, 1990. 95 c.

2. Астахов В.И. О хроностратиграфических подразделениях верхнего плейстоцена Сибири // Геология и геофизика. 2006. Т. 47, № 11. С. 1207–1220.

3. Астахов В.И., Мангеруд Я. О возрасте каргинских межледниковых слоев на Нижнем Енисее // Докл. РАН. 2005. Т. 403, № 1. С. 63–66.

4. Астахов В.И., Назаров Д.В. Стратиграфия верхнего неоплейстоцена севера Западной Сибири и ее геохронометрическое обоснование // Региональная геология и металлогения. 2010. № 43. С. 36–47.

5. Волкова В.С. Отложения бореальной трансгрессии района рек Большой и Малой Хеты (левые притоки Енисея) // Доклады первичной организации научно-технического Горного об-ва. Вып. 1. Л.: ВСЕГЕИ, 1958. С. 43–49.

6. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (третье поколение). Серия Западно-Сибирская. Карта четвертичных образований. Лист R-44 – Гыданский п-ов / авт.: Д.В. Назаров, Д.В. Пушка, О.А. Никольская, А.В. Герасичева. – СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2018.

7. Гусев Е.А., Молодьков А.Н., Стрелецкая И.Д., Васильев А.А., Аникина Н.Ю., Бондаренко С.А., Деревянко Л.Г., Куприянова Н.В., Максимов Ф.Е., Полякова Е.И., Пушина З.В., Степанова Г.В., Облогов Г.Е. Отложения казанцевской трансгрессии (Мис 5) Енисейского севера // Геология и геофизика. 2016. Т. 57, № 4. С. 743–757.

8. Гусев Е.А., Крылов А.В., Воронков А.Ю., Никитин М.Ю. Неоплейстоцен-голоценовые моллюски Енисейского севера // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. 2012. Вып. 8. С. 75–85 (Тр. ВНИИОкеангеология, Т. 223).

9. Гусев Е.А., Молодьков А.Н., Кузнецов А.Б., Новихина Е.С., Аникина Н.Ю., Деревянко Л.Г., Четверова В.А., Крылов А.В. Опорные разрезы второй половины среднего неоплейстоцена енисейского севера // Арктика и Антарктика. 2019. № 2. С. 112–125.

10. Земцов А.А. Морские и ледниково-морские отложения Таз-Енисейского междуречья // Ученые записки Томского государственного университета. 1967. № 63. С. 65–77.

11. Зубаков В.А. Глобальные климатические события плейстоцена. Л.: Гидрометеоиздат, 1986. 288 с.

12. Зубаков В.А. Новейшие отложения Западно-Сибирской низменности. Л.: Недра, 1972. 312 с.

13. Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Происхождение санчуговской толщи и проблема соотношения оледенений и морских трансгрессий на севере Западной Сибири // Колебания уровня мирового океана в плейстоцене. Л.: ВГО, 1975. С. 53–95.

14. Крылов А.В., Гусев Е.А., Кузнецов А.Б., Зархидзе Д.В. Значение моллюсков рода Cyrtodaria для стратиграфии кайнозойских отложений Арктики // Проблемы Арктики и Антарктики. 2014. № 4 (102). С. 5–23.

15. Лаврушин Ю.А. Стратиграфия четвертичных отложений долины среднего течения р. Турухан // Стратиграфическая шкала четвертичных отложений СССР и принципы их корреляции с зарубежными: Материалы к проблеме. М.: Изд-во АН СССР, 1959. С. 122–137 (Тр. ГИН АН СССР; вып. 32).

16. Морские неоген (?)-четвертичные отложения нижнего течения реки Енисей / Н.Г. Загорская, З.И. Яшина, В.Я. Слободин и др. М.: Недра, 1965. 92 с. (Тр. НИИГА; т. 144).

17. Назаров Д.В. Новое о четвертичных отложениях центральной части западносибирской Арктики // Региональная геология и металлогения. 2007. № 30–31. С. 213–221.

18. Рейнек Г.-Э., Сингх И.Б. Обстановки терригенного осадконакопления (с рассмотрением терригенных кластических осадков): пер. с англ. М.: Недра, 1981. 439 с.

19. Сакc В.Н. Четвеpтичный пеpиод в Cоветcкой Аpктике. Л.; М.: Водтраниздат, 1953. 627 c. (Тp. НИИГА; т. 77).

20. Сакс В.Н. Четвертичные двустворчатые моллюски Полярного бассейна // Сборник статей по геологии Арктики. Вып. 2. Л., 1951. С. 121–139. (Тр. НИИГА; т. XIX).

21. Слободин В.Я., Суздальский О.В., Левина Ф.М., Лев О.М. Опорный разрез плиоцен-плейстоцена Усть-Енисейской впадины // Геология позднего кайнозоя Западной Сибири и прилегающих территорий. Л., 1967. С. 42–44.

22. Троицкий С.Л. Современный антигляциализм: критический очерк. М.: Наука, 1975. 163 с.

23. Троицкий С.Л. Четвертичные отложения и рельеф равнинных побережий Енисейского залива и прилегающей части гор Бырранга. М.: Наука, 1966. 207 с.

24. Astakhov V.I. Pleistocene glaciations of northern Russia – a modern view // Boreas. Vol. 42. 2013. Р. 1–24.

25. Murray A.S., Wintle A.G. The single aliquot regenerative dose protocol: Potential for improvements in reliability // Radiation Measurements. 2003. Vol. 37. Р. 377–381.

26. Murray A., Buylaert J.P., Henriksen M., Svendsen J.I., Mangerud J. Testing the reliability of quartz OSL ages beyond the Eemian // Radiation Measurements. 2008. Vol. 43, N 2–6. Р. 776–780.

27. Nazarov D., Henriksen M. New data on Quaternary stratigraphy of the Lower Yenissei area, Arctic Siberia // APEX Fourth International Conference and Workshop. Iceland, 2010. 62 р.

28. Thiel C., Buylaert J.P., Murray A., Terhorst B., Hofer I., Tsukamoto S., Frechen M. Luminescence dating of the Stratzing loess profile (Austria) - Testing the potential of an elevated temperature post-IR IRSL protocol // Quaternary International. 2011. Vol. 234. Р. 23–31.

29. Thomsen K.J., Murray A.S., Jain M., Bøtter-Jensen L. Laboratory fading rates of various luminescence signals from feldspar-rich sediment extracts // Radiation Measurements. 2008. Vol. 43, N 9–10. P. 1474–1486.

30. Trouw R.A.J., Passchier C.W., Wiersma D.J. Atlas of mylonites and related microstructures. Berlin: Heidelberg: Springer-Verlag, 2010. 322 p.

31. Wintle A.G. Luminescence dating: laboratory procedures and protocols // Radiation Measurements. 1997. Vol. 27, N 5–6. Р. 769–817.

32. Wintle A.G., Murray A.S. A review of quartz optically stimulated luminescence characteristics and their relevance in single-aliquot regeneration dating protocols // Radiation Measurements. 2006. Vol. 41, N 4. P. 369–391.

D.V. Nazarov (VSEGEI, SPbU), O.A. Nikolskaia, A.S. Gladysheva, I.V. Zhigmanovskiy (VSEGEI), M.V. Ruchkin (VSEGEI, SPbU), А.V. Merkuljev (ZIN RAS)

PLEISTOCENE MARINE FORMATIONS OF THE LOWER YENISSEI BASIN, ARCTIC RUSSIA: OSL AGE, FACIAL AND PALEONTOLOGICAL CHARACTERISTICS

New data on geological structures, paleontology and geochronometry of the surficial sedimentary mantle of the lower Yenissei basin have been obtained. The data allow to divide the Upper and Middle Pleistocene marine formations, exposed in river bluffs. The Kheta marine formation has been described on the Bolshaya Kheta River. The formation, sandwiched between two Middle Pleistocene till horizons, has yielded OSL data in range 230–190 ka and is correlated with MIS 7. The Kheta fauna contains a characteristic Pleistocene mollusk Cyrtodaria jenisseae Sachs, 1951, which extinct before the Late Pleistocene. The Kheta marine formation is overlain by the Taz till which is covered by marine silt and sand with boreal mollusk fauna and OSL age 130–100 ka. The latter is correlated with MIS 5e and covered by the Upper Pleistocene glacial complex in the Bolshaya Kheta basin. This marine formation composes a well-pronounced terrace in the Tanama basin. The marine terrace can be traced throughout the region, north of the Bolshaya Kheta basin.

Keywords: Middle and Late Pleistocene, Bivalvia Cyrtodaria jenisseae, Arctic, West Siberia, stratigraphy, correlation.

Ссылка на статью:

Назаров Д.В., Никольская О.А., Гладышева А.С., Жигмановский И.В., Ручкин М.В., Меркульев А.В. Плейстоценовые морские толщи бассейна нижнего Енисея: ОСЛ возраст, фациальная и  палеонтологическая характеристики // Региональная геология и металлогения. 2020. № 82. С. 16–34.