Сообщаются новые данные о хронологии ледниковых образований Верхоянского хребта и его предгорий. Они базируются на более чем 50 новых датировках, полученных методами IRSL (стимулированная инфракрасным светом люминесценция) и AMS (радиоуглеродное датирование ускорительной масс-спектроскопией). Результаты указывают на то, что оледенение Верхоянья древнее, чем до сих пор считалось. В последний гляциальный максимум заметного развития оледенения не было.

New evidence on the chronology of Pleistocenе glacial formations in the Verkhoyansk Mountains is presented. It is based on more than 50 new IRSL and radiocarbon (AMS) datings. The results suggest that glaciations in the Verkhoyansk Range are older than believed heretofore. Our data do not support any extensive glaciation during the Last Glacial Maximum.

За последние годы было получено много новых данных, относящихся к развитию оледенения и условий окружающей среды Западной и Средней Сибири [19, 9], а также Дальнего Востока [7]. Верхоянский горный регион относительно мало изучен. Удаленность Верхоянского хребта от источников влаги, резкая континентальность климата - главные причины незначительных размеров современных ледников, несмотря на весьма суровый климат в этом регионе. Палеогеографическая информация с прилегающих территорий позволяет предполагать, что подобный климат, даже с еще более высокой континентальностью, чем сегодня, существовал и в позднем плейстоцене [11, 15, 16].

Вопросы о размерах четвертичных оледенений и их хронология до сих пор остаются спорными. В то время как большинство авторов реконструирует для последнего гляциального максимума ограниченное горное оледенение [1, 10, 12, 21], некоторые полагают, что верхоянские ледники были частью пан-Арктического ледникового щита [8]. В Западном Верхоянье выделяют до десяти морен [3–5]. Очевидно, что в максимальное оледенение выводные ледники достигали левобережья р. Лена, оттесняя ее русло к западу [3]. Однако вопрос, происходило ли это в среднем или позднем плейстоцене, остается нерешенным. Объясняется это тем, что до настоящего времени хронология ледниковых событий в этом регионе базируется только на давних радиоуглеродных датировках, сомнительность которых была многократно доказана [1, 2, 6].

В рамках осуществления германско-российского проекта 2002–2004 гг. получены новые данные о стратиграфии четвертичных отложений Верхоянского хребта и его предгорий и о хронологии оледенений. Полевые работы проводились в Среднем Верхоянье в бассейнах рек Тумара (правого притока Нижнего Алдана) и Дянышка (правого притока р. Лена). При исследованиях использовался комплекс методов, включающий геоморфологические исследования с применением аэро- и космических снимков, определение абсолютного возраста методом IRSL (стимулированная инфракрасным светом люминесценция) и AMS (радиоуглеродное датирование ускорительной масс-спектроскопией), а также геокриологические, литологические, минералогические, изотопно-геохимические и палинологические исследования [13, 14, 17, 18].

Методы исследования. Участки для полевых работ были выбраны при помощи дистанционных методов. Использовались снимки Landsat 7 и Corona. Первые служили основой для составления карт, в то время как последние, имеющие разрешение до 4 м, служили для проверки точности интерпретации форм рельефа. Были изучены обнажения в долинах рек и прилегающей территории, методом IRSL датировано 47 образцов. Методика анализа подробно изложена в работе Г. Штауха и др. [18]. Отбор образцов проводился прежде всего в сезонноталом слое на глубинах от 1,5 до 2,0 м, что диктовалось близким к поверхности залеганием многолетней мерзлоты. Чаще всего отбирались эоловые, флювиальные и флювиогляциальные отложения, залегающие над моренами или их замещающие. В отдельных случаях для определения возраста удалось собрать образцы собственно моренного материала. Кроме того, был получен ряд новых радиоуглеродных возрастов методом АМS для перигляциальных отложений как Среднего, так и Северного Верхоянья.

Результаты.

В бассейне р. Тумара обнаружены четыре четко выраженных конечно-моренных комплекса. Наиболее высоко расположенный находится в горах, а остальные три - в предгорьях (рис. 1). Последние хорошо выделяются своими размерами и влиянием на гидрографическую сеть, степенью флювиогляциального расчленения и срезания поверхности, расположением и размерами озер. Три морены на предгорной равнине, в отличие от небольшой и эродированной горной, состоят из крупных концентрических валов и четко различаются по вышеуказанным ландшафтным признакам.

Первая морена (I) находится в 30 км выше выхода реки из гор, на абсолютной высоте 380 м. Выше по реке конечных морен не найдено. Морена I состоит из нескольких, сильно эродированных небольших валов (рис. 2). Наиболее четко она выражена на правобережье, где вал в 2,5 км длиной примерно на 40 м возвышается над флювиогляциальной равниной. Выше первого моренного вала находится группа озер и еще несколько небольших валов (рис. 2, B). Вниз по реке за мореной следуют три флювиогляциальных конуса выноса. К северу моренный комплекс I завершается низкой, плохо сохранившейся грядой (рис. 2, С). Древнее дно долины прорезается глубокими ложбинами стока и частично перекрыто материалом основной морены. Ледниковая эрозия территории видна по полированным скалам и озерным ваннам экзарационных котловин. На склонах между 400 и 600 м сохранились остатки боковых морен.

Флювиогляциальные галечники у фронта морены несут покров эоловых отложений. В двух разрезах эти лессовидные отложения дали IRSL-возраст 31,6 ± 3,5 и 52,8 ± 4,1 тыс. лет (рис. 1, образцы V-07; V-08, 09). Отсюда следует, что флювиогляциальный конус выноса и связанная с ним конечная морена имеют минимальный возраст 52 тыс. лет. Для более песчанистых покровных отложений на краю долины выше устья р. Нуора был получен возраст между 11,2 и 9,2 тыс. лет (обр. V-03, 04 и V-05, 06).

Вторая морена (II) расположена непосредственно у фронта гор и формирует обширную дугу, достигающую абсолютных высот 310-370 м. С восточной и западной стороны ее окружают две глубокие ложбины стока, впадающие в р. Тумара. На поверхности моренного вала много озер. Самый внешный край морены II образован узкой, но четко выраженной возвышенностью. Склон этой главной гряды к языковому бассейну на высоте 180 м ровный, с признаками четырех стадий отступания. Поверхность морены, как и высокие террасы р. Тумара, ниже по течению покрыты лессовидными отложениями. Определенный для них IRSL-возраст составляет 19,2 ± 2,1, 26,5 ± 3,0, 27,6 ± 4,7 и 46,8 ± 3,7 тыс. лет (обр. V-10, 13; V-16, 17). Учитывая, что для покровных отложений на морене I был установлен возраст между 30 и 50 тыс. лет, можно предполагать, что морена II древнее.

Моренное сооружение III примыкает непосредственно к морене II. Обширная моренная дуга является самой высокой в бассейне р. Тумара. Внешняя часть морены выделяется скоплением малых озер. Четкая ложбина стока, параллельная конечной морене III, существует к западу от реки, ложбины стока на восточной стороне отходят радиально от главного моренного гребня. На северо-востоке морена III нарушена разломом, который рвет также морену IV, но не морену I. Поэтому можно предположить, что блоковое смещение происходило до образования последней.

В основании моренного сооружения III лежит остаток донной морены, состоящий из плотного, сильно глинистого нижнего слоя и верхнего слоя из более рыхлого песчанистого моренного материала. Для последнего был получен возраст 86,9 ± 6,8 тыс. лет (обр. V-25). Морена перекрыта флювиогляциальным галечником и покровом лессовидных отложений мощностью 1-4 м, IRSL-возраст которых составляет 48,5 ± 3,9 тыс. лет (обр. V-23).

Наиболее удаленная от гор конечная морена IV сильно эродирована и морфологически наименее выразительна. Поверхность этого длинного моренного вала покрыта цепочками озер, которые здесь, однако, отличаются бoльшими размерами. Основание моренного сооружения IV также состоит из плотной донной морены, которая перекрыта песчаным моренным материалом. Для эоловых покровных отложений на морене удалось получить два IRSL-возраста: 107 ± 10 и 123,0 ± 9,5 тыс. лет (обр. V-27 и V-28).

Из вышеприведенных геохронометрических данных следует, что все морены в бассейне р. Тумара древнее 50, а внешние – 80 и 100 тыс. лет.

В бассейне реки Дянышка выделяются в горной части два моренных комплекса, на предгорной равнине – три крупных конечно-моренных дуги (рис. 1). Морена I расположена в 35 км выше выхода реки из гор, около устья р. Саганджа (рис. 3). Моренный комплекс разделен выходом скальных пород. Растояние между сторонами моренной дуги, включая ее выход в соседнюю долину, составляет 15 км. Поверхность морены покрыта озерами. Выделяются три стадии отступания. Выше по реке присутствуют остатки боковой морены, которые поднимаются с 200 м непосредственно около конечной морены и до 600 м далее по долине. В прилегающих долинах боковые морены лежат еще выше. Ниже по течению к конечной морене примыкает сильно эродированный флювиогляциальный конус выноса.

В отличие от первой морены в долине р. Тумара, морена I здесь почти полностью укрыта эоловыми песчаными и лессовидными отложениями. В языковом бассейне гляциальные отложения перекрыты глинистыми и песчанистыми озерными осадками, над которыми залегают пески и лессы явно эолового генезиса. Для эоловых песков IRSL-возраст составляет 39,7 ± ± 3,1 тыс. лет (обр. Dj-1), т. е. несколько моложе, чем для покровных отложений на конусе выноса морены I в долине р. Тумара.

Вторая конечная морена II расположена прямо у выхода из гор (рис. 1). Она сохранилась только как низкий вал, но на космических снимках четко выделяется. Как на северной, так и на южной стороне долины реки конечная морена переходит в боковые морены. Ярко выраженные стадии отступания и цепи озер, характерные для морен на р. Тумара, здесь отсутствуют. Моренные отложения прослеживаются по дну долины на 12 км вверх по реке. Они перекрыты эоловыми песками, а сверху лессовидными осадками. Образец Dj-07 из эоловых песков с глубины 80 см дал IRSL-возраст 10,1 ± 1,0 тыс. лет. Пески соответствуют по возрасту пескам с конуса выноса морены I в долине р. Дянышка.

Самая длинная моренная дуга III с нерегулярной формой (рис. 1) достигает вблизи гор абс. высоты 380 м, около бывшего ледникового языка высота составляет 180–250 м. Узкий вал на поверхности морены маркирует максимальное выдвижение ледника. Внутри моренной дуги выделяется пять стадий отступания. Четкие цепи озер развиты только локально. Эоловый покров здесь преимущественно песчанистый. Покрытые растительностью песчаные дюны имеют возраст 11,6 ± 1,0 тыс. лет (обр. Dj 18), лессовидные отложения на самом западном участке конечной морены – 26,8 ± 2,0 тыс. лет (обр. Dj 20).

Три датировки (обр. Dj 22, 23, 24) были получены в разрезе на западном скате морены. Возраст желтых базальных песков 92,3 ± ± 6,5 тыс. лет, перекрывающих их эоловых отложений 12,7 ± 1,0, а вышележащих 31,6 ± 2,3 тыс. лет. Возраст верхнего образца, по-видимому, завышен. Состав тяжелой фракции всех этих осадков свидетельствует о привносе материала из долины р. Лена в периоды интенсивной эоловой деятельности.

Морена IV четко прослеживается только на юге и западе речного бассейна. Она слабо выделяется в ландшафте и во многих местах сильно разрушена талыми водами более молодого ледника, образовавшего морену III. К северу от реки она достигает максимальной высоты (около 200 м). Ядро морены нигде не было обнажено, однако на высоте 163 м на моренном гребне прямо с поверхности лежат грубые обломки. Лессовидные покровные отложения были изучены на молодой речной террасе, в 8 м над уровнем реки. Для образца Dj 26, отобранного в их основании, был получен IRSL-возраст 11,2 ± 1,3 тыс. лет.

Морена V сохранилась только как отдельный вал, который ориентирован параллельно р. Лена. Она лежит в 70 км от гор на высоте 50 м. В остальных местах морена полностью эродирована (рис. 1). К югу морена состоит из тонких слоев диамиктового материала и более мощных прослоев песка. Эта толща подверглась гляциогенным деформациям. Высокое содержание глины в диамиктоне позволяет предположить его донномореное происхождение. Выше второго диамиктового слоя следует маломощный слой песка, на котором развит палеопочвенный горизонт. Для этих песков возраст составляет 135 ± 9 тыс. лет (обр. Dj 30), а деформированных внутриморенных песков – 141 ± 10 тыс. лет (обр. Dj 31). В лессовидных отложениях, перекрывающих основную морену к западу, были обнаружены скопления ветрогранников.

В 4 км северо-восточнее прорыва р. Дянышка через морену V было изучено строение 16-метровой террасы р. Лена. Получены два IRSL-возраста: для песков 157 ± 11 тыс. лет (обр. Dj 34), для перекрывающих их лессовидных отложений 9,2 ± 0,8 тыс. лет (обр. Dj 33). Отложения террасы содержат различные криогенные структуры (криотурбации, ледяные и изначально земляные жилы), которые образовались, по-видимому, в позднем голоцене. В поверхность террасы врезана ложбина стока, целиком заполненная мощным торфяником. Радиоуглеродные датировки показали для базального слоя торфа возраст 12 590 ± 300, для слоя 1,2 м от верхней границы торфяника 6840 ± 50 лет [20].

Представленные результаты существенно отличаются от принятой хронологии оледенений Верхоянского горного региона. Из ранее описанных десяти стадий оледенения, сформировавших конечные морены [3–5], нами было подтверждено только пять (рис. 4). Выдвигавшиеся из гор ледники оставили крупные конечные морены в западных предгорьях Верхоянского хребта (II–IV в бассейне р. Тумара; III–V в бассейне р. Дянышка). Морены I, сформированные последним заметным оледенением Верхоянья, в обеих изученных бассейнах были встречены только в горах. Четыре горные конечные морены моложе 50 тыс. лет, описанные предшественниками, нам обнаружить не удалось. Неясно, соответствует ли морена V в бассейне р. Дянышка одной из выделенных ранее погребенных морен [3–5]. Однако в обоих изученных бассейнах обнаружены отложения, которые могут быть отнесены к более древним оледенениям.

Все полученные данные указывают на то, что оледенение Верхоянья древнее, чем до сих пор считалось. По IRSL-датировкам ни одна из изученных конечных морен не была сформирована в последний гляциальный максимум. Дистанционными методами также не обнаружено молодых морен. Оледенение этого времени должно быть совсем незначительным, поскольку более древние моренные образования не несут на себе следов последующей ледниковой эрозии. За это говорят морфология наиболее высоко расположенных морен (I), а также перекрывающие их ненарушенные эоловые отложения.

С этими данными согласуются новые датировки, полученные по Северному Верхоянью и прилегающей территории. Они свидетельствуют о непрерывном накоплении перигляциальных осадков на предгорной равнине с 60 тыс. лет назад до перехода к голоцену [15] и о существовании перигляциальных условий в горных долинах в последний гляциальный максимум - около 17 тыс. лет назад (таблица).

Осадконакопление в перигляциальных ландшафтах позднего неоплейстоцена сопровождалось аккумуляцией огромных масс подземного льда [15], что привело к образованию ледового комплекса на обширных равнинах Якутии. Такие геокриологические условия, наряду с остатками криоаридной флоры и фауны [11, 15, 16], свидетельствуют об экстремальной континентальности климата в это время и объясняют отсутствие существенных наземных оледенений. Наши результаты не позволяют реконструировать для Верхоянья сколько-нибудь значительное оледенение в последний гляциальный максимум.

Работа выполнена при финансовой поддержке Немецкого исследовательского общества (DFG), грант Hu378/12-1 и -2.

ЛИТЕРАТУРА

 1. Архипов С.А. Объяснительная записка к региональной стратиграфической схеме Западно-Сибирской равнины. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1990. 95 с.

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. Кинд Н.В., Колпаков В.В., Сулержицкий Л.Д. Возраст оледенений в Верхоянском горном регионе // Известия АН СССР. 1971. Сер. геол. № 10. С. 135–144.

5. Колпаков В.В. Гляциальный и перигляциальный рельеф Верхоянской ледниковой области и новые радиоуглеродные датировки // Региональная геоморфология районов нового освоения. М., 1979. С. 83-98.

6. Колпаков В.В., Белова А.П. Радиокарбоновые датировки в ледниковой области Верхоянских гор и их предгорьях // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1980. С. 230-235.

7. Brigham-Grette J., Gualtierie L.M., Glushkova O.Yu. et al. Chlorine-36 and 14C chronology support a limited last glacial maximum across Central Chukotka, North-Eastern Siberia, and no Beringia ice sheet // Quaternary Research. 2003. Vol. 59. P. 386-398.

8. Grosswald M.G., Hughes T.J. The Russian component of an Arctic Ice Sheet during the Last Glacial Maximum // Quaternary Sci. Rev. 2002. Vol. 21. P. 121-126.

9. Hubberten H.-W., Andreev A., Astakhov V. I. et al. The periglacial climate and environment in the Northern Eurasia during the last glaciation // Quaternary Sci. Rev. 2004. Vol. 23 (11/13). P. 1333-1357.

10. Isaeva L.L. Late Pleistocene Glaciations of the North Central Siberia // Late Quaternary environment of the Soviet Union / Ed. Velichko A.A. London: Longman, 1984. P. 21-30.

11. Kienast F., Schirrmeister L., Siegert C., Tarasov P. Paleobotanical evidence for warm summer during the last cold stage // Quaternary Res. 2005. Vol. 63 (3). P. 283-300.

12. Kotljakov V.A., Kravzova V.I., Dreyer N.N. World Atlas of snow and ice resources. Moscow: Nauka, 1997. 392 p.

13. Popp S., Diekmann B., Meyer H. et al. Paleoclimate signals as inferred from stable-isotope composition of ground ice in the Verkhoyansk foreland, Central Yakutia // Permafrost and Periglacial Processes. 2006. Vol. 17. P. 119-132.

14. Popp S., Belolyubsky I., Lehmkuhl F. et al. Sediment provenance of late Quaternary morainic, fluvial, and loesslike deposits in the southwestern Verkhoyansk Mountains (Eastern Siberia) and implications for regional paleoenvironmental reconstructions. Submitted to Geological Journal (in review).

15. Schirrmeister L., Siegert C., Kuznetsova T.V. et al. Paleoenvironmental and paleoclimatic records from permafrost deposits in the Arctic region of Northern Siberia // Quaternary International. 2002. Vol. 89. P. 97-119.

16. Sher A.V., Kuzmina S.A., Kuznetsova T.V., Sulerzhitsky L.D. New insights into the Weichselian environment and climate of the East Siberian Arctic, derived from fossil insects, plants, and animals // Quaternary Sci. Rev. 2005. Vol. 24 (5/6). P. 553-569.

17. Stauch G. Jungquartare Landschaftsentwicklung im Werchojansker gebirge, Nordost Sibirien // Aachener Geographische Arbeiten. 2006. Vol. 45. 176 S.

18. Stauch G., Lehmkuhl F., Frechen M. Luminescence chronology from the Verkhoyansk Mountains (North-Eastern Siberia). Quaternary geochronology, 2007 (in press).

19. Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I. et al. Late Quaternary ice sheet history of Northern Eurasia // Quaternary Sci. Rev. 2004. Vol. 23 (11/13). P. 1229-1272.

20. Werner K., Andreev A., Diekmann B., Zech W. Holocene vegetation history of the Verkhoyansk Mountains foreland, North-Eastern Siberia. Terra Nostra. 2005. Vol. 3. P. 146-147.

21. Zamoruev V. Quaternary glaciation of North-Eastern Asia / P.L. (Eds.) Quaternary glaciations – extent and chronology. Part III: South America, Asia, Africa, Australia, Antarctica / Eds. Ehlers J. & Gibbard. Amsterdam: Elsevier, 2004. P. 321-323.

Ссылка на статью:

Зигерт К., Штаух Г., Лемкуль Ф., Сергеенко А.И., Б. Дикманн Б., Попп С., Белолюбский И.Н. Развитие оледенения Верхоянского хребта и его предгорий в плейстоцене: результаты новых исследований. Региональная геология и металлогения, 2007.  № 30-31, с. 222-228.