3. ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ДЕЛЬТЫ РЕКИ ЛЕНЫ

3.1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

3.1.1. Дочетвертичные отложения

Дочетвертичные образования вскрываются в дельте р. Лены главным образом в берегах проток: Быковской, Оленёкской и частично Булкурской. Выходы дочетвертичных пород известны в виде эрозионных останцов - о-вов Столб, Америка-Хая и Сардах в центральной части дельты. Геологический разрез дочетвертичной толщи в районе дельты по данным Государственной геологической карты [2001] выглядит следующим образом.

Архейские образования предположительно залегают в пределах высоко приподнятого блока дельты р. Лены. Такие выводы сделаны на основе интерпретации данных о строении гравитационного поля в дельте, а также находок в районе о. Сардах крупных неокатанных глыб и мелких обломков гранатовых и гранат-силлиманитовых гнейсов, плагиогнейсов и гранито-гнейсов. Эти породы сопоставляются с образованиями архейского комплекса Анабарского массива. Есть свидетельства о выходе таких пород в виде порогов в протоках, окружающих о. Сардах, что может свидетельствовать о выходе кристаллического фундамента на дневную поверхность [Большиянов, 2006]. По крайней мере, правомочно говорить о неглубоком (порядка 100 м) его залегании [Григорьев 1993; Виноградов, Драчёв, 2000; Геологическая карта России, 2004]. Возраст этих образований составляет 922-1380 млн лет, что несколько меньше возраста таковых пород в Оленёкском массиве. Данных о предполагаемой мощности образований архея нет.

В пределах дельты р. Лены предполагается широкое распространение ордовикских-нижне-каменноугольных терригенно-карбонатных отложений, которые фиксируются на сейсмических профилях. Возраст и состав ордовикских пород определены условно по аналогии с такими же отложениями близлежащих территорий. Велика вероятность, что толща сложена преимущественно карбонатными породами. Общая мощность отложений ордовикской системы достигает 2000 м.

Выше архея в пределах дельты и ее обрамления залегают породы среднего и верхнего девона, которые обнажены довольно плохо. Среднедевонские породы вскрываются на окраине Хараулахских гор, на правом берегу Быковской протоки (основание г. Ысы-Туойдах-Хая). Они представлены плотными доломитизированными серыми известняками, реже плитчатыми мелкокристаллическими известняками. Мощность толщи этих осадков составляет 200 м. Верхний отдел девона предположительно согласно залегает на породах среднего отдела и представлен отложениями франского и фаменского ярусов. Первые вскрываются в береговых обрывах Быковской протоки, а также слагают о. Америка-Хая в центральной части дельты. Породы фаменского яруса также согласно залегают на франских. Они вскрываются в верхней части о. Столб, где представлены толщей известковистых алевролитов и алевролитовых известняков серого, темно-серого, желтовато-серого и коричнево-серого цвета, иногда с включениями галек фосфоритов и кремней. Общая мощность отложений девона в дельте р. Лены составляет порядка 500-600 м.

Породы каменноугольной системы в пределах района исследований известны на правобережье р. Лены и в Хараулахских горах. Нижний отдел системы представлен карбонатными отложениями атырдахской свиты, вскрываемыми в обнажениях Быковской протоки. Видимая мощность свиты составляет 375 м, а предполагаемая полная - 700-800 м. Тиксинская свита широко распространена на междуречье Быковской протоки и главного русла Лены. Она согласно залегает на атырдахской свите и представлена типичной для Хараулахских гор толщей известковистых алевролитов и аргиллитов темно-серого цвета. Общая мощность Тиксинской свиты 850-900 м. Помимо свит в пределах дельты р. Лены встречаются нерасчлененные каменноугольные отложения общей мощностью до 2000 м, объединяющие отложения свит.

Пермские породы распространены в северном Хараулахе, на левобережье Оленёкской и правобережье Быковской проток. Они согласно залегают на толще каменноугольных отложений. Общая мощность нижнепермских отложений в северной части Хараулахских гор меняется от 700 до 1000 м, породы представлены аргиллитами с прослоями песчаника. Верхнепермские отложения распространены западнее дельты Лены, в районе кряжа Прончищева. Исключение составляет выход пород коры выветривания верхнепермского-нижнетриасового возраста в левом берегу Оленёкской протоки. Мощность отложений составляет 1,2 м, и они представлены пестроцветными глинами и песками.

Породы триаса представлены толщей нерасчлененных нижне-среднетриасовых отложений оленёкского, анизайского и ладинского ярусов, распространенных на левобережье Оленёкской протоки. Породы плохо обнажены и осложнены пликативными и дизъюнктивными нарушениями, в связи с чем затруднено их расчленение. Мощность отложений составляет 370-460 м. Оленёкские слои вскрываются фрагментарно на левом берегу Оленёкской протоки. Залегают несогласно на пермской коре выветривания и представлены темно-серыми аргиллитами с прослоями алевролитов и известняков. Анизийские слои вскрываются в протоке Ангардам-Уэся ниже по течению Оленёкской протоки. Отложения представлены темно-серыми и зеленовато-серыми алевролитами с редкими прослоями известковистых песчаников. Ландинские слои согласно залегают на анизийских. Они представлены известковистыми породами с большим количеством включений. Верхний триас представлен отложениями осипайской свиты, вскрытыми в рассматриваемом районе на побережье Оленёкского залива и Оленёкской протоки дельты. Породы трансгрессивно залегают на различных горизонтах ландинского яруса.

Отложения меловой системы представлены породами нижнего и верхнего отделов. К первым относится угленосная толща укинской свиты, вскрываемая на левом берегу Оленёкской протоки в районе пос. Чай-Тумус. Выше с размывом залегают отложения менрюгяхской свиты верхнего отдела мела, представленные песчаниками. Они вскрываются на левом берегу Оленёкской протоки. На побережье Булкурской протоки отмечены выходы туфов и туффитов, переходных по составу от средних к кислым и кислых, где они залегают в основании менрюгяхской свиты.

Породы палеогеновой системы представлены эоценовыми отложениями, обнажающимися вдоль Быковской протоки. Подошва не вскрыта. Это песчаники с прослоями алевролитов и пластами бурого угля мощностью от 0,3 до 2,4 м. По данным геофизического сейсмопрофилирования, верхнепалеоцен-эоценовые угленосные отложения должны выполнять все крупные понижения в акватории.

Неогеновые осадки вскрываются фрагментарно в обнажении островов дельты р. Лены. Основной разрез миоценовой толщи представлен в береговом уступе размыва о. Сардах в восточной части дельты. Куполообразная возвышенность урочища Сардах-Хая на о. Сардах-Сисё в центре дельты р. Лены имеет изометричный в плане характер (почти округлый с диаметром 2,5 км) и возвышается над окружающими позднеголоценовыми островными массивами на 35 м (абсолютная высота 42 м). С запада и северо-запада возвышенность размывается водами Сардахской протоки, вскрывающими разрез дочетвертичных отложений в крутом уступе размыва. С севера, востока и юга края возвышенности пологими (3-5°) склонами сливаются с первой террасой о. Сардах-Сисё. На юге и северо-востоке к куполовидной возвышенности прислонена аккумулятивная терраса высотой 15-18 м, сложенная четвертичными песками бассейнового происхождения.

В уступе размыва западного берега о. Сардах вскрываются дочетвертичные породы, представленные миоценовыми конгломератами и перекрывающими их песками с большим количеством древесины (сардахская толща по Г.Ф.Лунгерсгаузену [1961]).

По более конкретным исследованиям А.И.Гусева, вскрываемая в разрезе толща представлена тремя пачками: нижними конгломератами, сцементированными железистым цементом; залегающими на них с размывом алевритовыми песками в верхней части с гальками, валунами и глыбами; перекрываемыми сверху серыми кварцевыми песками с глинистыми прослойками, с хорошо окатанной галькой и линзами лигнитизированного растительного детрита [Гусев, 1956]. В нижней пачке конгломератов погребены и окаменели стволы лиственницы, кедра, ели, сосны, длиной до 7 м и диаметром до 0,5 м. На неровной размытой поверхности конгломератов залегают алевритовые пески, в нижней части содержащие также остатки деревьев следующих видов: Picea Wollossowiczi Suk; Picea obovata Ldb. (fossilis); Larix sibirica Ldb. (fossilis); Pinus monticola D.Don; реже плоды серого ореха Juglans cinerea L. (fossilis); гальки богхеда во вторичном залегании. Здесь обнаружен вертикально стоящий пень лиственницы Larix sp., диаметром до 2,5 м и возрастом дерева более 240 лет (по подсчету годичных колец визуально и в шлифах). Также в алевритовых песках определены 62 вида четвертичных диатомовых водорослей, 50 видов из которых пресноводные, по 2 вида пресноводно-солоноватоводных и солоноватоводных [Гусев, 1956].

По нашим исследованиям, видимая мощность толщи до 17 м и она быстро меняется по разрезу из-за заметного падения пород на юго-восток и на юго-запад (рис. 3). Эти рыжие и бурые конгломераты, пески и песчаники с литифицированной и углефицированной древесиной перекрываются галечниками и валунниками с песчаным заполнителем, также содержащим обломки плавниковой древесины. Мощность галечников составляет первые метры, и они описаны В.В.Куницким [1989] как ледниковые отложения. По нашему мнению, эти отложения или бассейновые, или аллювиальные. Несмотря на плохую сортированность осадка, слоистость в нем все же угадывается, но раскопать сыпучие отложения для более точного определения структуры невозможно. Галечники перекрываются незначительными по мощности горизонтально- и волнистослоистыми серыми кварцевыми песками мощностью до 2 м. На контакте песков и галечников (валунных песков по В.В.Куницкому [1989]) отобран и датирован образец плавниковой древесины, показавший запредельный радиоуглеродный возраст – ≥50 700 лет (ЛУ-4895). Сомнения насчет ледникового происхождения толщи «валунных песков» подтверждаются их сыпучестью и отсутствием основных признаков ледниковых отложений за исключением плохой степени сортированности. Сам В.В.Куницкий, анализируя происхождение земляной жилы, разбивающей толщу «валунных песков», показывает, что отложения формировались постепенно, с сезонным протаиванием и морозобойным растрескиванием песчано-галечно-валунных отложений. Значит, отложения, формировавшиеся постепенно и с сезонным оттаиванием грунтов, не могли быть ледниковыми.

Вероятно, представление о ледниковом происхождении галечников и песков с валунами определяется прежде всего наличием в самой толще и на бечевнике под уступом размыва большого количества самых разнообразных по петрографическому составу крупных обломков: от гнейсов до зелено-каменных пород основного состава. А.И.Гусев [1956] описал следующий состав валунов в нижних конгломератах и кроющих их песках с валунно-галечным материалом: диабазы, песчаники, алевролиты, доломиты, граниты, глинистый сидерит в виде фигурных конкреций.

Таким образом, Г.Ф.Лунгерсгаузен [1961] относит толщу к миоцену, А.И.Гусев [1956] - к плиоцену и четвертичному периоду. Современные исследования не внесли ясности в данный вопрос.

Уникальность острова в том, что здесь на поверхность выходят столь своеобразные дочетвертичные отложения и что поверхность фундамента, по геофизическим данным [Геологическая карта России, 2004; Геологическое строение СССР, 1984], находится здесь на глубине нескольких десятков - сотен метров. В радиусе нескольких километров вокруг урочища Сардах-Хая в протоках обнаружены выходы на поверхность кристаллических пород в виде галечных перекатов или в виде отдельных глыб размером до нескольких метров в поперечнике. Так, в протоке Дьиэлээх-Ордооно-Тёбюлеге на урезе воды в точке с координатами 72°32´47,1´´ с.ш. 127°32´45,7´´ в.д. обнаружена глыба размером 4х3х0,8 м, состоящая из серой мелкокристаллической изверженной породы (долерит). В 300 м от точки наблюдения на противоположном берегу протоки обнаружен развал глыб и валунов породы того же состава, на дне протоки выходит порог из грубообломочного материала.

Эти выходы и порог в реке составляют единую гряду, ориентированную в северо-западном направлении.

Отсюда и обилие валунов и глыб на пляжах и бенчах острова, на столообразной поверхности острова (урочище Сардах-Хая), возвышающегося над первой террасой на 35 м и продолжающего воздыматься над островным массивом дельты. Исходя из полученных данных, для объяснения большого количества крупнообломочного материала в районе о. Сардах не обязательно обращаться к ледниковым языкам, спускавшимся в дельту р. Лены с Верхоянского хребта.

В 2009 г. на о. Сардах геологической экспедицией ОАО «Нижне-Ленское» пройдены 2 скважины (рис. 4). Скважина 1 глубиной 65 м, устье которой расположено на высоте 2-2,5 м над меженным уровнем воды в Трофимовской протоке с западной стороны острова, вскрыла следующую толщу пород:

0-15 м - сардахская свита (миоцена-плиоцена?), сложенная слаболитифицированными валунно-галечно-песчаными конгломератами;

15-38,7 м - пески серые с валунами и галькой;

38,7-45 м - пески;

45-47,7 м - валунно-галечные отложения;

47,7-65 м - известняки с аргиллитом (девон-карбон?).

Скважина 2 глубиной 101 м заложена в центральной части острова на высоте 41 м над рекой. Ею вскрыты следующие породы:

0-0,5 м - моховая дернина алеврито-песчаная;

0,5-6,5 м - алеврито-песчаные отложения с повторно-жильными льдами (ПЖЛ);

6,5-9 м - очень льдистый песок;

9-13,5 м - песок с галькой и валунами;

13,5-18,3 м - валунный галечник;

18,3-22,3 м - алеврит-алевролит слаболитифицированный;

22,3-26 м - валунный галечник;

26-29,7 м - алеврит-алевролит слаболитифицированный;

29,7-50 м - сардахская свита (миоцена-плиоцена?), сложенная слабо-литифицированными валунно-галечно-песчаными конгломератами с песком и ожелезненной древесиной;

50-77,7 м - пески с прослоями валунно-галечного материала;

77,7-82,6 м - кора выветривания, карбонатизированная;

82,6-95,5 м - известняки (девон-карбон?);

95,5-101 м - слоистые известняки, очень трудно проходимые, с малым выходом керна, трудно бурятся (проходка нескольких метров за несколько дней).

Скважины глубиной до 100 м не вскрыли пород фундамента, но, возможно, вплотную подошли к ним. Трудности проходки последних метров скважины 2, возможно, объясняются этим фактором.

3.1.2. Четвертичные отложения

3.1.2.1. Строение четвертичных отложений в дельте и на побережье моря Лаптевых

Большинство из обсуждаемых ниже разрезов четвертичных отложений достаточно исследовано к настоящему моменту. В данной работе будет обращено внимание на те факты, касающиеся их строения, которые раньше были неизвестны или которым не придавалось значения. Точки расположения ниже охарактеризованных разрезов четвертичных отложений показаны на рис. 5.

Разрез Нагым в устье Оленёкской протоки (№ 16 на рис. 5). Отложения ЛК вдоль Оленёкской протоки сосредоточены на ее правом берегу в устьевой части. Здесь, ниже поселка Нагым, между точками с координатами 72°52´44´´ с.ш., 123°12´03´´ в.д. и 72°52´46´´ с.ш., 123°19´20´´ в.д., протока вскрывает песчано-алевритовую толщу видимой мощностью до 25 м. Нижняя пачка отложений, видимой мощностью от 7 до 15 м, представлена переслаивающимися песками и алевритами, часто с растительными остатками в виде растительного детрита или с отдельными веточками кустарничков. Пески и алевриты горизонтально-слоистые или волнисто-слоистые, что свидетельствует об осадконакоплении в бассейне (рис. 6). Количество льда невелико, и он присутствует в виде цемента. Верхняя пачка отложений представлена переслаивающимися алевритами и песками с большим количеством растительных остатков. Мерзлотная текстура отложений шлировая с толщиной шлиров до первых сантиметров. Вся толща пронизана мощными ледяными жилами высотой до 10 м, шириной до 3-5 м. Иногда в толще присутствуют линзы торфа. По данным Л.Ширрмайстера с соавторами, исследовавшими данное обнажение, граница между верхней и нижней пачкой отложений резкая и по этой границе в нескольких разрезах наблюдается серо-коричневый пласт палеопочвы толщиной от 0,5 до 1 м. По нашим данным, граница между пачками не столь резкая и во многих случаях нижние пески переходят в верхние постепенно, с обогащением верхних алевритов растительным детритом. Вертикально расположенные растительные остатки в толще не дают возможности назвать обогащенный ими слой палеопочвой. Возраст нижних песков по данным IRSL-анализа колеблется от 57 до 49 тыс. лет [Shirrmeister et al., 2003].

Отложения ЛК по данным радиоуглеродного (AMS) анализа датируются возрастом более 44 тыс. лет [Shirrmeister et al., 2003]. Во всяком случае, обе пачки откладывались в весьма близкое геологическое время.

О. Курунгнах (№ 17 на рис. 5), расположенный вблизи вершины дельты р. Лены и подмываемый Оленёкской протокой, сложен с поверхности отложениями ЛК и подстилающими их песками. Если не считать маломощных голоценовых отложений, которые залегают на отложениях ЛК, но не имеют значения для предмета данного исследования, то толща так же, как и в районе Нагыма, представлена двумя пачками пород. Нижняя пачка сложена кварцевыми мелкозернистыми сортированными желтовато-серыми песками. Слоистость преимущественно горизонтальная, но есть и волнистая. Между прослоями песков встречаются более серые и тонкие песчаные алевриты, подчеркивающие горизонтальную слоистость. В нижней части обнажения иногда встречаются линзовидные прослои растительной слоёнки - переслаивания песка и алеврита с тонким растительным детритом, которую исследователи зачастую называют торфом. Однако четкое переслаивание растительных прослоев (остатки трав и мха) толщиной 2-3 см с прослоями песка и алеврита толщиной до 3–5 см показывает на отложение растительного материала в водном бассейне и ритмичное перекрытие его слоями песка и алеврита. Возраст растительной слоёнки оказался запредельным для радиоуглеродного возраста. Одна из датировок показала возраст ≥ 47700 лет (ЛУ-4550). Датировка слоёнки, названной немецкими коллегами песчаным торфом, составила >52070 лет назад [Shirrmeister et al., 2003]. Выше - до 10-12 м над урезом воды в протоке – залегают пески и алевритовые пески, но с меньшим количеством растительных остатков, рассеянных и представленных веточками кустарничков и мелкими линзами тонкого растительного детрита. Мерзлотная текстура отложений массивная. Видимая мощность «песков» от 15 до 22 м. Возраст песков, определенный методом IRSL, от 88 до 65 тыс. лет, хотя образцы для определения возраста взяты только из нижней половины песчаной пачки [Schirrmeister et al., 2003].

В точке с координатами 72º19´33´´ с.ш., 126º16´50´´ в.д. из песчаной толщи (рис. 7) взяты 2 образца с высоты 6 и 13 м над урезом воды в Оленёкской протоке для проведения диатомового анализа. В песках с высоты 13 м З.В.Пушиной обнаружены обломки, вероятно, пресноводных диатомей. А в образце с высоты 6 м встречены единичные диатомеи морского планктонного вида Thalassiosira kryophila.

Сверху на пески с четким контактом ложатся алевриты, песчаные и глинистые алевриты с большим количеством органического материала. Органика представлена моховым торфом мощностью до нескольких десятков сантиметров и растительной слоёнкой. Ритмичная слоистость толщи определена в одном из байджарахов (72º20´29´´ с.ш., 126º18´01´´ в.д.), где вскрыты 3 пачки горизонтально слоистых песков мощностью до 1,5 м и разделяющие их 2 пачки горизонтально-слоистой растительной слоёнки толщиной до 1 м. Вся эта толща переслаивания песков, алевритов и растительных остатков, пронизанная ледяными жилами шириной до 20 м, видимой высотой до 20 м, и называется ледовым комплексом пород. Ее мощность в этом обнажении составляет 11-13 м, а радиоуглеродный возраст, по определениям немецких коллег, колеблется от 50 до 33,5 тыс. лет. В самом верху одного из разрезов получена датировка в 17 тыс. лет [Shirrmeister et al., 2003].

Вся толща, таким образом, формировалась в середине позднего неоплейстоцена. На конец позднего неоплейстоцена (сартанское время) приходятся отложения только самых верхов разреза. Значительного перерыва по времени осадконакопления между нижней и верхней пачками снова не наблюдается.

Широко известный и хорошо изученный разрез Мамонтова Хаята (№ 18 на рис. 5) на Быковском п-ове [Sher et al., 2005; Siegert et al., 2002; Schirrmeister et al., 2002] возвышается до 40 м над уровнем моря. Но нижняя часть разреза обычно закрыта оползнями. Отложения ЛК состоят из переслаивающихся песчаных алевритов и алевритовых песков с прослоями растительных остатков, составляющих часто ритмичную слоёнку, которая вскрывается как в нижней половине разреза, так и в верхней его части. Немецкими коллегами проведено радиоуглеродное датирование отложений [Siegert et al., 2002], которое показало, что нижняя часть разреза до высоты 5-10 м над уровнем моря формировалась 50-60 тыс. лет назад, толща на высоте 10-23 м -47-25 тыс. лет назад, отложения интервала 23-35 м над водой 23-12 тыс. лет назад. Верхние 5 м отложений образовались 12-5 тыс. лет назад.

На высоте 32 м от уреза воды в обнажившейся стенке одного из байджарахов нами обнаружено горизонтальное переслаивание алевритов и тонких (1-2 см) гравийных прослоев с осколками раковин моллюсков. Гравийные прослои состоят из мелкого гравия серых осадочных пород плоской формы. Эти отложения, скорее всего, свидетельствуют об условиях осадконакопления в береговой зоне водоема. Выше и ниже гравийного горизонта алеврит переслаивается с богатым растительными остатками алевритом (слоёнка).

Результаты определения ризопод (раковинные амебы) [Bobrov et al., 2004], которые откладывались даже в сартанское время, наличие остракод свидетельствуют об осадконакоплении в водных условиях. На протяжении всего времени формирования ЛК Быковского п-ова в осадках есть водоросли (Pediastrum, Botryococcus) - водные обитатели. Вывод же исследователей совершенно противоположен: здесь господствовали сухие и холодные (60-53; 28,5-28 тыс. лет назад), иногда (26-18 тыс. лет назад) крайне сухие [Andreev et al., 2002] условия, - что чрезвычайно странно, т.к. во всех спорово-пыльцевых спектрах много пыльцы осок (или она доминирует) - известных влаголюбивых растений. Самый теплый период формирования ЛК в районе Быковского п-ова, по данным анализа микрофоссилий, относится к каргинскому времени 42,5-33 тыс. лет назад. Но одновременно на этот интервал (44,5-36 тыс. лет назад) приходится наименьшее количество находок костей животных мамонтового комплекса. Никаких костей животных вообще не найдено в интервале 44-39 тыс. лет назад, а мамонтов - в интервале времени 44-36 тыс. лет назад [Kuznetsova, 2003; Sher et al., 2005]. Почему бы животным мамонтового комплекса не использовать такие благоприятные условия обитания каргинского времени? По нашему мнению, эта территория в каргинское время была залита обширным водоемом. А наличие в отложениях спор и пыльцы одновременно влаго- и сухолюбивых растений, наличие пионерных видов (Equisetum) обитателей открытых и нарушенных почв (Selaginella rupestris) [Andreev et al., 2002] свидетельствует об осадконакоплении на часто осушающихся пространствах маршей, т.е. водоемов, связанных с морем.

Урочище Геденштрома (№ 19 на рис. 5) расположено на южном побережье о. Новая Сибирь, между триангуляционными сигналами «Зимовье» и «Оползень», координаты 75º07´10´´ с.ш., 146º38´15´´ в.д. Здесь, в уступе размыва высотой 10-12 м от уровня воды, обнажаются темно-серые плотные глины с раковистым изломом. Слоистость горизонтальная, в сухом виде структура оскольчатая. Глины содержат тонкостенные раковины моллюсков Portlandia arctica с двумя вертикально стоящими створками. Раковины чрезвычайно хрупкие, многие из них расколоты на несколько фрагментов прямо в разрезе. Мерзлотная текстура шлировая и сетчатая. Сетка образована прямоугольниками со сторонами по 15-20 см, толщина шлиров 1-2 см. Залегающие выше глинистые алевриты и алевриты имеют типичную волнистую текстуру, характерную для перемещения симметричных грядок песчано-алевритовых по глинистому субстрату дна бассейна (рис. 8). Видимая мощность глин 6,5 м. В образцах не обнаружено ни диатомовых водорослей, ни фораминифер. ЭПР-возраст (метод электронно-парамагнитно-резонансной спектроскопии) отложений без поправки на содержание урана - 47 000 лет. На морских глинах сверху согласно залегают породы ЛК, представленные переслаиванием песков и песчаных алевритов, содержащих растительный детрит в виде веток, мха. Цвет коричневый, серый и бурый. Контакт двух пачек постепенный. Глины, переходя кверху в алеврит, буреют, начинают содержать растительные остатки. Ледяные жилы из ЛК внедряются в нижележащие морские осадки, как минимум, на 4 м, их ширина на высоте 1,5 м от уреза воды достигает 0,7–0,8 м. Морские глины уходят под урез воды в 100 м к востоку от точки наблюдения, и в уступе размыва на протяжении 400 м обнажаются породы ЛК с жилами и пластовыми залежами льда мощностью до 2-3 м. Далее к востоку морские отложения снова появляются из-под уреза воды в виде глинистых алевритов с массивной текстурой. В них присутствуют включения отдельных галек и галечных прослоев осадочных пород и обугленной древесины, дропстоуны размером до 40 см, раковины морских моллюсков, линзы черного растительного детрита. Видимая мощность глинистых алевритов до 3 м выше пляжа. Еще выше - до высоты 5 м - залегают горизонтально-слоистые глинистые алевриты, часто перемятые в складки. Эти отложения вверх постепенно переходят в мелкооскольчатые породы ЛК - песчаные алевриты.

Таким образом, современный абразионный срез обнажает морские отложения и перекрывающие их сверху отложения ЛК. В результате тектонических движений морские осадки то появляются в разрезе, то снова погружаются ниже уреза воды. Залегающие сверху осадки ЛК представлены отложениями водного бассейна, судя по текстуре отложений. Слоистость горизонтальная, волнистая и даже типа елочки, что указывает на приливо-отливной характер течений в бассейне. В данном разрезе снова виден постепенный переход из морских условий осадконакопления в пресноводные или солоноватоводные, в которых и накапливались осадки ЛК.

Долина р. Урасалах (№ 1 на рис. 5) при своем течении от кряжа Прончищева к морю [Bolshiyanov, Makarov, 2004] вскрывает толщу ледового комплекса пород и подстилающих песков. Нижняя часть разреза сложена желтовато-серыми кварцевыми мелкозернистыми песками, переслаивающимися с песчаными алевритами. Слоистость горизонтальная и волнистая, мерзлотная текстура массивная. Вверх количество алевритовых прослоев увеличивается, и в них больше концентрация растительного детрита. Видимая мощность отложений 12-15 м. Здесь ЛК очень слабо отличается от нижележащих песков, а ледяные жилы не имеют столь большого развития, как в других описываемых районах. Их видимая высота редко превышает 2-4 м. Радиоуглеродный возраст растительного детрита из алевритовых прослоев, залегающих ниже повторножильных льдов, оказался равным 32550±750 лет (ЛУ-5188). По литологическому строению вся толща едина, и в ней не зафиксировано перерывов в осадконакоплении.

Берег Ойогосский Яр (№ 11 на рис. 5) в районе устья р. Кондратьева, 72º40´31,1´´ с.ш., 143º36´00,1´´ в.д. Здесь ледовый комплекс отложений, состоящий из горизонтально-слоистых алевритов с растительной слоёнкой и обрывающийся к морю стенками вплоть до вертикальных и полностью ледяных, залегает на глинистых алевритах, горизонтально-слоистых, серого цвета с желтовато-серыми прослойками. Эти отложения изучались немецкими коллегами и нами в 2002 и в 2008 гг. По результатам исследований опубликованы статьи [Wetterich et al., 2009; Kienast et al., 2011], в которых приводятся великолепные результаты исследований макро- и микрофоссилий: спор и пыльцы, остатков растительности, моллюсков, остракод, хирономид, жуков. На основе анализа всех приведенных данных делается вывод о том, что отложения, слагающие основание разрезов берега Ойогосский Яр в изученном районе, откладывались в пресноводных озерах эемского межледниковья и июльские температуры воздуха тогда были на 10 градусов выше современных, в районе осадконакопления рос лес. Однако выводы этих работ несколько противоречат фактическому материалу.

Наибольшее количество определенных ископаемых остатков растительности принадлежит таким видам, как карликовая береза - Betula nanae (117 остатков), осока Carex sect. Phacocystis Dumort (434 остатка), Potamogeton perfoliatus L (116 остатков), Draba sp. L. (352 семени и фрагментов), Dryas octopetala s.l. (Juz) Hult. (150 фрагментов листьев), Puchinella sp. (201 остаток), которые характеризуют достаточно холодные, влажные, водные, пионерные, сухие, засоленные условия обитания или заселения растений. Все определенные макроостатки водных растений имеют отношение к солоноватоводным условиям [Kienast et al., 2011]. Заключение же сделано, что это были условия эемского межледниковья с господством лесных березово-лиственничных редколесий [Kienast et al., 2011]. Но макроостатков лиственницы найдено в этих отложениях 22 штуки, березы (Betula fruticosa) - 24 штуки, что мало по сравнению с холодолюбивой растительностью.

Спорово-пыльцевые диаграммы для этого слоя предполагаемых эемских отложений по составу растительности не отличаются от таковых же для холодного интервала конца верхнего неоплейстоцена [Wetterich et al., 2009]. И те и другие диаграммы при господстве в растительности семейств Poaceae и Cyperaceae показывают сравнимое количество пыльцы таких древесных и кустарников, как Betula nanae, Betula Albae, Alnus fruticosa, Larix, Pecea, Salix [Wetterich et al., 2009]. Действительно, пыльцы лиственницы в спектрах заметно больше по сравнению со спектрами отложений конца верхнего неоплейстоцена. Но ни одного появления пыльцы реально теплолюбивых растений в комплексе, отнесенном к межледниковью, не обнаружено. Обычно межледниковые отложения даже в Арктике содержат единичные или даже не единичные занесенные издалека споры и пыльцу теплолюбивых растений.

Из остатков жуков доминируют группы насекомых влажной тундры (25 %), сухой тундры (19 %), водных группировок (13 %), прибрежных группировок (13 %), степно-луговых группировок (6 %), холодных степных группировок (4 %), лесных группировок (3 %), обитателей сухих и теплых мест, а также кустарниковых обитателей по 1 %. Интересно господство в спектрах жуков - обитателей влажных и водных условий: в сумме 41 %, а лесных всего 3 % [Kienast et al., 2011].

Среди хирономид определены обитатели как сравнительно теплых, так и холодных водоемов, а в целом хирономиды характеризуют очень широкий спектр природных условий обитания, некоторые же из них указывают на колебания уровня водоемов, в которых они обитали, на эрозионные условия [Kienast et al., 2011].

Кладоцеры, обнаруженные в осадках, толерантны к очень широким вариациям температуры и кислотности литорали, на которой они в основном и обитали [Kienast et al., 2011].

Остракоды, найденные в осадках, в основном известны из современных местообитаний центральной и северной Якутии. Доминирующие виды толерантны к широкому спектру изменений физических и химических условий обитания, например, обитают как в солоноватоводных условиях, так и в пресных, как в теплых водах, так и в холодных. Типичные обитатели описываемых водоемов (Candona candida, Fabaeformiscandona rawsoni, Candona lacustris) выдерживают большие вариации солености и температуры [Kienast et al., 2011].

Из моллюсков определены 2 вида гастропод. Один из них представитель рода Radix, виды которого обитают как в пресных, так и в солоноватоводных условиях. Определены также 5 видов двустворчатых моллюсков рода Pisidium. Наибольшее количество находок относится к видам Pisidium casertanum и Pisidium subtruncatum, которые живут в широком диапазоне условий обитания. Найдены представители арктической и субарктической фауны (Pisidium obtusale f.lapponicum), которые известны также из отложений холодных фаз плейстоцена Европы [Kienast et al., 2011]. Кальцитовые раковины моллюсков и остракод имеют признаки растворения, что является индикатором отложения в щелочных условиях [Kienast et al., 2011].

Перечисленные особенности макро- и микрофоссилий, найденных в «эемских озерных» отложениях, не позволяют охарактеризовать описываемые осадки как откладывавшиеся в теплых и исключительно пресноводных условиях. Приведенные особенности среды накопления не свидетельствуют однозначно о пресноводных условиях и тем более о теплых условиях эемского времени. Определений возраста данных слоев в приведенных работах нет, что также странно, т.к. их авторы обычно приводят массу датировок отложений различными методами.

По результатам наших исследований, видимая мощность глинистых алевритов 2,5 м. Их протяженность в восточном направлении из точки с координатами 72º40´31,1´´ с.ш., 143º36´00,1´´ в.д. достигает 350 м, после чего они замещаются породами ЛК, обрывающихся отвесным ледяным уступом в море. В глинистых алевритах в результате абразии на уровне воды образована ниша-козырек глубиной до 5 м. Из ниши летом 2002 г. торчали и выпадали кости. Из воды на приливе собраны и определены палеонтологом Т.В.Кузнецовой тазовые и другие неокатанные кости одного экземпляра мамонта. Часть ребер продолжала вытаивать в нише и вываливаться тут же на осушку и в воду. В глинистых алевритах в прижизненном положении (часто в вертикальном) залегали двустворчатые моллюски. Раковины долго определялись палеонтологами, и по поводу их принадлежности к определенному виду высказывались различные точки зрения. Первоначально они были определены как раковины морского моллюска Diplodonta torelli Jeffreys, известного из отложений морей Баренцева и Карского [Большиянов и др., 2009]. Последние определения (А.В.Крылов) относят этого моллюска к пресноводному виду Pisidium obtusale f.lapponicum. Моллюск Pisidium obstusale laponicum (Clessin, 1873) не является тепловодным видом, наоборот, характерен для арктической и субарктической фауны, а в прошлом обитал в Европе в холодных условиях интерстадиалов [Sanko, Gaigalas, 2008]. Другие авторы находят его погребенным в осадках лагун.

В этой же толще мелководных алевритовых песков и алевритов, глинистых алевритов, по заключению палеонтолога З.В.Пушиной, определены следующие виды остракод: Stenocypira sp., Cytherissa lacustris, Cytherissa hyalina. Эти виды являются обитателями пресноводных и солоноватоводных водоемов. Находки морского вида диатомовых водорослей Parralia sulcata (определены палеонтологом А.В.Лудиковой) в данных отложениях свидетельствуют о морских условиях осадконакопления. Находки в совместном залегании пресноводных и морских организмов свидетельствуют, скорее всего, о формировании осадков в приливной зоне моря.

Авторы статьи [Kienast et al., 2011], реконструируя обстановки осадконакопления, делают упор на остатки тех более теплолюбивых растений, которые найдены в отложениях, но не в наибольшем количестве, предполагая, что такие растения, как Potamogeton perfoliatus, Arctostaphilos una-ursi и другие, именно росли в тех условиях на месте формирования осадков. Они даже и мысли не допускают, что эти остатки могли быть сюда принесены, например, морем, т.к. морское влияние исключается полностью. Поэтому и объяснение засоленности местообитаний, которая очень явно проявляется во всех группах растений и животных, основано на мнении, что засоление термокарстовых котловин, в которых все растений и животные обитали, происходило в результате явного превышения испарения над атмосферными осадками. Но сколько бы испарение ни превышало осадки, сухость климата не может привести к засолению. Необходимо, чтобы в породах существовали соли, которые атмосферным происхождением объяснить нельзя. Реально же в комплексах животных и растительных остатков присутствуют виды, которые в одном таком местообитании существовать вряд ли могут: сухолюбивые и влаголюбивые, теплолюбивые и холодолюбивые, пресноводные и морские. Такое местообитание может сложиться только на ваттах или периодически заливаемых и осушаемых береговых территориях, куда приносятся и остатки растений и животных, не характерные для соответствующих климатических или гидрологических условий, а заселяются виды растений, казалось бы, с противоположными свойствами и требованиями к субстрату: сухолюбивые и влаголюбивые, пресноводные и солоноватоводные. Такие сообщества растений давно описаны в литературе и относятся к живущим на обширных приливо-отливных осушках береговой зоны моря [Крапивнер, 1965].

Возраст отложений, вмещающих раковины двустворчатого моллюска Pisidium obstusale laponicum (Clessin, 1873), по данным ЭПР-анализа, выполненного А.Н.Молодьковым в Институте геологии Таллиннского технического университета, оказался равным 78,8 ±5,5 тыс. лет (RLQG 350-073). Эти алевриты, вмещающие и скелет мамонта, и остатки жуков, а также переотложенные, вероятно, радиолярии, позволяют говорить о захоронении животного в прибрежно-морских условиях в середине верхнего неоплейстоцена. В данной точке впервые удалось датировать остатки мамонта по залегающим с ними в единой толще моллюскам с возрастом древнее возможностей радиоуглеродного метода датирования.

В толще прибрежно-морских глинистых алевритов находок костей млекопитающих мамонтового комплекса значительно больше по сравнению с вышележащим ледовым комплексом пород. Этот факт наводит на мысль, что время образования мощных сингенетических льдов и накопления ЛК не было самым благоприятным для жизни животных мамонтового комплекса в Арктике. Отложения, подстилающие ЛК Ойогосского Яра, формировались, судя по всем признакам, в более теплых по сравнению с современными условиях позднего неоплейстоцена, но не в эемское межледниковье, что подтверждает и определенный возраст отложений.

О. Сардах-Хая (№ 20 на рис. 5) в дельте р. Лены представляет собой уникальный выход пород миоценового возраста по Г.Ф.Лунгерсгаузену [1957], плиоценового и четвертичного возраста по А.И.Гусеву [1956] среди пойменных островов дельты. Строение острова по северо-западному краю, где конгломераты, галечники, песчаники обнажаются в эрозионном срезе, описано в разделе 3.1.1. Показано, что самые верхние кроющие галечники и пески содержат древесину запредельного для радиоуглеродного метода датирования возраста. С севера, востока и юга к коренным породам острова прислонены четвертичные отложения, которые с южной и северо-восточной стороны острова слагают террасу высотой 15-18 м. Шурфы, заложенные в террасе, показали, что она сложена песками, которые с поверхности покрыты галечником слоем в одну гальку. Гальки хорошо окатаны, состоят из изверженных (кварцевые гальки - до 10-15 %, яшма, халцедон) и осадочных (песчаник) пород и минералов. Желто-серые кварцевые горизонтально-слоистые пески в разрезах представлены среднезернистой и мелкозернистой разностями.

Террасированность острова хорошо видна при подходе к нему снизу по Трофимовской протоке. Террасы на северо-восточных склонах острова имеют высоту от 15 до 10 м над тыловым швом пляжа и уменьшаются по высоте в восточном направлении. В слагающих террасы песках в точке с координатами 72º34´56,5´´ с.ш., 127º15´22,5´´ в.д. расчищен разрез, в котором вскрываются пески, мелкозернистые, кварцевые, желтовато-серые, волнисто- и горизонтально-слоистые, со слоями более темного алеврита (рис. 9 а). Пески и алевриты однородны по всей толще видимой мощностью 8 м. В горизонтально расчищенных площадках вскрывается текстура слабого течения и волнения (рис. 9 б). Эти явно бассейновые отложения содержат мелкий растительный детрит, который был собран с породой и отмыт на сите. Результат радиоуглеродного датирования ≥41700 лет назад (ЛУ-4890). ОСЛ-датирование с этого же горизонта показало возраст 45,6±3,5 тыс. лет (RLQG 1755-027).

Река Тас-Юряге (№ 8 на рис. 5) при выходе ее из гор Ангардам, в двух километрах выше впадения реки в протоку Ангардам (72º41´06,3´´ с.ш., 123º29´52,1´´ в.д.) прорезает останец террасы длиной 1 км вдоль левого берега реки и шириной до 200 м. На противоположном берегу реки и далее на восток от долины на склонах гор Ангардам наблюдаются отдельные небольшие останцы этой же террасы. Высота террасы 25–30 м над уровнем моря (рис. 10). На поверхности террасы развиты пятна-медальоны, в которыхна поверхность выходят пески и гальки со средней и хорошей степенью окатанности. Есть и неокатанный материал, но между пятнами-медальонами.

Проективное покрытие тундровой растительностью (мхи, лишайники, кустарничковая ива, дриада и другие цветковые) - 70-80 % (рис. 11). Терраса цокольная. В цоколе выходят триасовые сланцы. Мощность рыхлых отложений, залегающих на цоколе, не превышает 3,5 м. В бровке террасы, в шурфе сверху вниз вскрываются (рис. 12):

0-0,15 м - алевритовый песок с большим количеством гальки и корнями современных растений;

0,15-0,6 м - песок алевритовый, книзу становящийся все более алевритовым, с большим количеством галек;

0,6-0,8 м - галечно-гравийный горизонт с песчаным заполнителем, гальки лежат плоской стороной параллельно горизонтальному напластованию, под отдельными гальками скопление гравия, окатанность гальки и мелких валунов хорошая;

0,8-1,0 м - песок желтовато-серый, мелкозернистый, кварцевый, с гравием (до 15 %) и редкими гальками.

В других шурфах строение бровки террасы примерно такое же, но с вариациями гранулометрического состава и смещениями границ выделенных слоев. Иногда в мелкообломочных фракциях алеврит преобладает над песком, а в галечниковом горизонте преобладают валуны.

По гранулометрическому составу и литологии данные отложения являются прибрежно-морскими, пляжевыми. На склоне террасы, обращенном к реке, развита солифлюкция, проявляющаяся микротеррасами и языками, достигающими поймы реки. Здесь обнаружено пятно оголенного, стекшего с террасы грунта размером 100х60 м (рис. 11). От окружающей поймы отличается белесым оттенком цвета и разреженной растительностью, а также трещинами усыхания на поверхности, образующими полигоны размером от 10х10 до 20х20 см. Вся поверхность пятна истоптана оленями, которые приходят сюда для пополнения организма солями, обильно выделяющимися на поверхности пятна. Это обстоятельство заставило взять образцы с поверхности пятна и из бровки террасы для определения состава солей (табл. 2). В составе солей доминируют типично морские элементы - натрий и хлор.

В образце песчаного алеврита с глубины 0,7 м одного из шурфов, координаты которого 72º41´18,7´´ с.ш., 123º30´20,5´´ в.д., обнаружены обломки панцирей диатомовых водорослей, принадлежащих морскому виду Thalassiosira kryophila.

С этой же глубины отобраны образцы для определения возраста методом ОСЛ. Определенный возраст оказался равным 138,1±8,5 тыс. лет (RLQG 1754-027). Из результатов геоморфологического описания можно сделать вывод, что данная площадка является морской террасой, сформированной при взаимодействии моря и реки при выходе ее из низких гор Ангардам, а из результатов анализов отложений следует, что это морская цокольная терраса казанцевского возраста.

3.1.2.2. Скважины бурового профиля «Мамонтов Клык»

Скважины бурового профиля у мыса Мамонтов Клык пробурены в апреле 2005 г. в ходе совместной российско-германской экспедиции «Южный берег моря Лаптевых-2005» (рис. 13). Глубина скважин отсчитывается от поверхности льда, с которого и проведено бурение.

Скважина С-2 расположена в 11 км к северу от мыса Мамонтов Клык южного побережья моря Лаптевых в точке с координатами 73°42'36,1´´ с.ш., 117°10´01,4´´ в.д., где глубина моря составляет 6 м и толщина морского льда 1,6-2,0 м.

Поверхностные отложения (1,1 м) отобраны трубкой ГОИН, дальнейшая проходка осуществлялась буровым станком.

Верхние 1,1 м осадка представляют собой песок тонкозернистый и мелкозернистый, кварцевый с полевым шпатом и рудными черными минералами. Цвет серый. В поверхностном слое (0-5 см) раковины морских двустворчатых моллюсков длиной 8-9 мм. Вниз по колонке песок становится более равномернозернистым, преобладает тонкозернистый кварцевый песок, в котором рудных черных минералов больше, чем полевых шпатов. Есть ходы илоедов. На глубине 35-40 см скопления органики черного цвета, с характерным запахом разложения. Влажность песка на глубине 5-10 см - 21 %, на глубине 30-35 см - 17 %, на глубине 1 м - 19 %.

Следующий керн отложений удалось отобрать только с глубины 11,5 м (5,5 м ниже дна). В нем горизонтально-слоистый тонкозернистый песок с прослоями (до 0,4-0,5 мм) более темного алеврита. На глубине 12 м осадок аналогичен предыдущему. С этого горизонта отложения промыты в сите, на котором остались целые створки раковин моллюска (такого же, как на глубине 0-5 см), осколки раковин, кусочки древесины размером до 2-3 мм.

На глубине 16,5 м от поверхности льда осадок представлен песком тонкозернистым и мелкозернистым, кварцевым с рудными черными минералами. Полуразложившаяся органика придает осадку темно-серый и черный цвет. Включения представлены обломками раковин, детритом черной древесины, остракодами диаметром до 2 мм. В песке есть пустоты диаметром 2-3 мм, вероятно ходы червей. На глубине 17,5 м тот же песок, но с меньшим количеством черных пятен и ходами илоедов диаметром 5-7 мм.

В интервале глубин 19,6-24,85 м песок серый, неравномернозернистый (тонкозернистый, мелкозернистый и даже среднезернистый), кварцевый с плохо и средне окатанными зернами кварца. Слоистость неясновыраженная, горизонтальная, с линзовидными включениями темно-серого песчаного алеврита. В целом осадок однороден. Замечены только единичные обломки (по 2-3 мм) древесины. Не обнаружено ни обломков раковин, ни ходов илоедов.

В интервале глубин 27-31 м песок более равномернозернистый (тонкозернистый и мелкозернистый) с небольшим количеством алеврита и единичными включениями растительного детрита. Слоистости не видно, но намечается вертикальная полосчатость. К глубине 31 м песок становится желтоватым.

На глубинах 34-36,5 м те же кварцевые пески, рыжевато-серого цвета с рудными черными минералами. Горизонтальная, но деформированная слоистость слабо заметна.

С глубины 39 м впервые появляется четкая горизонтальная слоистость, обусловленная переслаиванием тонкозернистого песка с примесью алеврита. При бурении этого песка куски породы, контактировавшие с буровой коронкой, приобрели белесоватый оттенок, что бывает при бурении сухих мерзлых песков. Кроме того, в центре керна оставался сердечник мерзлой породы диаметром около 3 см, а сам керн уже не разваливался при извлечении из трубы. Именно с этой глубины появляются признаки текстуры мерзлых пород. На глубине 40,4-40, 5 м среди песков с массивной текстурой видна вертикальная ледяная жилка толщиной несколько мм, а на глубине 44,7-45,6 м текстура полосатика, для которой характерны взвешенные во льду тонкие прослои песка. На глубине 50 м желтовато-серый цвет песков меняется на серый. Мерзлотная текстура сетчатая или массивная. Такие участки с массивной текстурой без явно видимого льда отмечены на глубинах 45,6-49,0; 50,4-50,8; 50,97-51,28; 52,6-52,9 м. В интервале глубин 49,0-51,4 м текстура преимущественно слоисто-сетчатая с линзами льда до 1 см, а самый верх интервала мощностью 10 см представлен базальным льдом с гнездами песка.

На глубине 52,4-54,4 м в песке много древесного детрита (рис. 14), текстура массивная, а на глубине 52,4-52,6 м - базальная (льда до 90 %). В интервале глубин 54,3-58,5 м четко выделяются 2 цикла накопления и промерзания отложений в динамичной среде, на что указывают косая слоистость (разнонаправленная) и очень большое количество древесного детрита. Первый цикл - на глубинах 54,3-56,6 м, где переслаиваются мелкозернистый и тонкозернистый пески с песчаными прослоями, насыщенными обломками древесины длиной от 1 мм до нескольких см (рис. 15). Вниз по разрезу слоистость становится все более горизонтальной, вынос и отложение древесного детрита прекращаются, и в интервале глубин 57,2-57,7 м пески имеют массивную текстуру без видимого льда. Следующий цикл выноса и накопления древесины потоками зафиксирован на глубине 57,7-58,5 м, где снова наблюдается косое переслаивание песков с песками, содержащими древесные остатки. Во всем описанном интервале динамичной среды осадконакопления мерзлотная текстура массивная, видимого льда нет.

С глубины 58,7 м в осадке видна горизонтальная осадочная слоистость, мерзлотная текстура массивная и до забоя скважины видимого льда больше не встречается. На глубине 58,79 м галька длиной 18 мм залегает горизонтально и согласно напластованию. На глубине 59,04 м тонкостенная створка раковины двустворчатого моллюска, а на глубине 59,4 м - односантиметровый прослой, насыщенный обломками раковин моллюсков. В этих бассейновых осадках присутствуют разрозненные зерна гравия и обломки древесины такой же размерности. До глубины 64,5 м горизонтальная слоистость отложений довольно четкая, древесный детрит встречается и в прослоях (от 1 мм до 2 см) в интервале глубин 61,4-61,7 м. Осадки деформированы ходами червей, особенно четко на глубинах 60,95; 62,5; 63,15 м (рис. 16).

На глубине 64,7-66,0 м зона контакта песков с подстилающими их глинистыми алевритами. Контакт постепенный в виде переслаивания песков со все более тонкими осадками. На глубине 66,1 м керн глинистого алеврита и глины не замерзал на морозе вследствие засоления, а керн, состоящий из глинистого алеврита и песка, замерзал. Глинистый алеврит имеет темно-серый цвет и запах разлагающейся органики. В снаряде, принесшем керн с глубины 66,3-68,2 м, скопился газ, который загорелся при его поджигании. Ниже глинистый алеврит снова постепенно переходит к алевритовым пескам в виде переслаивания песчаного алеврита и песка алевритового на глубине 70 м, алевритовой глины темно-серого цвета (слои по 1-2 см) и мелкозернистых песков (1 см) на глубине 72 м. На глубине 72,5 м осадок представлен переслаиванием мелкозернистых кварцевых песков со слоями от 2 до 15 мм толщиной с песчаным алевритом, содержащим коричневые органические остатки. Запах отложений такой же, как в интервале 66,1 м. С глубины 74 м осадок представлен алевритовым песком с тонкой горизонтальной слоистостью (несколько мм), обусловленной содержанием в прослойках большего или меньшего количества алеврита. Среди слоев черные сгустки разлагающейся органики. На глубине 76 м встречена одна мелкая галька. На забое скважины (77 м) слоистый алевритовый песок слабомерзлый, так как цилиндр для отбора образца внедрился в осадок, содержавшийся в пробоотборной трубе, без труда.

С забоя отобран образец для определения возраста методом IRSL (по полевому шпату). Возраст отложений оказался равным 111,1±7,5 тыс. лет (RLQG 1727-026). IRSL-возраст осадков с глубины 44,2-44,5 м составил 86,2±5,9 тыс. лет (RLQG 1728-026) [Большиянов и др., 2009]. Также выполнены датировки методом оптико-стимулированной люминесценции - ОСЛ (по кварцу). Они оказались следующими: с глубины 44 м - 133±8 тыс. лет, с глубины 54 м - 144±12 тыс. лет, с глубины 60,5 м - 148±14 тыс. лет [Winterfeld et al., 2011].

В табл. 3 приведены данные диатомового анализа, проведенного по нескольким образцам из скважины. По разрезу скважины С-2 обнаружены единичные створки диатомовых водорослей и их обломки (палеонтолог З.В.Пушина). По качеству вмещающих отложений в подготовленных для диатомового анализа препаратах верхняя часть скважины до глубины 48,8 м отличается от нижней.

Створки диатомовых водорослей по разрезу распространены следующим образом.

В самом верхнем образце встречены единичные бентосные створки пресноводных диатомей (болотные).

В образцах с глубин 20,0-48,8 м створки диатомей не обнаружены.

В образце с глубины 58,3 м определяются единичные створки пресноводных бентосных видов, характерных для мелководных пресноводных озер.

В образцах с глубин 64,7 и 76,0 м обнаружены единичные морские планктонные виды диатомей и их обломки, а также редкие обломки спикул губок. Здесь присутствуют такие же, как и в верхней части разреза, единичные створки бентосных, пресноводных диатомей.

Полноценных комплексов диатомей не установлено, но без сомнения можно сказать, что в образце с глубины 65,0 м морские формы залегают in situ, так как створки морского вида Paralia sulcata обнаружены в цепочке (две створки вместе).

Для более объективного суждения о древних обстановках осадконакопления по содержанию диатомовых водорослей в осадках были отобраны поверхностные пробы грунтовой трубкой в точке бурения скважины.

В самом верхнем образце с глубин 0-5 см обнаружен комплекс морских диатомей с преобладанием морского планктонного вида Thalassiosira kryophila с сублиторальными бентосными видами Diploneis smithii, D. sbsincta и другими. Также в комплекс входят пресноводно-солоноватоводные виды Placoneis gastrum, Pinnularia borealis, пресноводные болотные виды Eunotia veneris и E. praerupta.

Комплекс обеднен в видовом отношении и количественно, характеризует неритические шельфовые условия осадконакопления, возможно близкие к сублиторальным, поскольку присутствуют пресноводные виды.

В образце с глубины 10-15 см полноценного диатомового комплекса нет, встречены редкие створки морских сублиторальных видов (Diploneis smithii, Navicula directa) и пресноводных Placoneis gastrum и Amphora coffeaeformis.

Как видно из анализа поверхностных донных отложений, в современных условиях в прибрежной зоне моря Лаптевых комплексы диатомовых водорослей очень бедные и представлены как морскими, так и пресноводными видами, даже видами, характерными для болот. Поэтому можно сделать вывод о том, что, обнаруживая пресноводные виды диатомей в разрезах и скважинах, мы не можем считать их доказательством исключительно пресноводных условий (в современных морских условиях обитают пресноводные виды диатомей). Обнаружение же морских видов диатомей и спикул губок в тех же осадках с большой долей вероятности свидетельствует о морских условиях их накопления.

Исходя из результатов диатомового анализа, морские условия осадконакопления установлены по скважине С-2 в интервале глубин 58-73 м и в поверхностных отложениях (первом метре). По литологии отложений и находкам морских организмов в осадках морские условия господствовали при формировании осадков в интервалах 6-17,5 м и 59-74 м. Морские поровые воды при их химическом анализе обнаружены с глубины 64,7 м [Rachold et al., 2007]. Соленость отложений на глубине 74 м достигла величины 31‰. Наиболее глубоководным морской бассейн был во время формировании глин и глинистых алевритов в интервале глубин 66-70 м. Более низкие горизонты формировались при меньшей глубине бассейна и при его распреснении. Соленость отложений минимальна на глубинах 50-64 м, и именно к этому интервалу приурочен пик содержания органического углерода, т.к. осадки представлены косослоистыми древесно-песчано-алевритовыми отложениями. Выше 50 м к поверхности соленость отложений велика и достигает максимума (29‰) на глубине около 12 м [Winterfeld et al., 2011].

Все описанные отложения формировались в бассейне, изменявшем глубину и испытывавшем разную степень воздействия моря. Бассейн испытывал изменения уровня в результате тектонических движений и эвстатических колебаний. Мерзлотные текстуры подтверждают это предположение. В периоды, когда промерзание отложений было невозможно из-за достаточных глубин, в осадке обитала морская донная фауна, оставившая следы в текстуре отложений (интервалы 61; 62,5; 63,15 м, см. рис. 16). В те временные отрезки, которые охарактеризованы керном с отсутствием ходов червей и мерзлотными текстурами, условия осадконакопления были наиболее мелководными, когда припайный лед ложился на дно.

Мерзлотная сетчатая текстура, полосатики, жилки льда формировались сингенетично с отложением осадков. Это означает, что в интервале глубин 40-54 м осадки формировались в бассейне с сезонным образованием ледового покрова, который, ложась на дно, способствовал промерзанию отложившихся песков. Глубже 54 м мерзлотная текстура массивная, видимого льда нет. Это означает, что отложения не промерзали сингенетично, т.к. уровень бассейна не позволял формировавшемуся ледовому покрову ложиться на дно. Кратковременные колебания уровня моря видны даже в интервале 40-54 м, в котором также есть массивные текстуры пород и горизонтальная слоистость отложений.

Таким образом, осадки, вскрытые скважиной С-2, формировались в бассейне, то пресноводном, то солоноватоводном, то морском. Область сноса оставалась одной и той же. Иногда в бассейн внедрялись потоки, приносившие большое количество древесных обломков с берега. Косая слоистость осадков в интервале глубин 54,3-58,5 м свидетельствует об этом.

Спорово-пыльцевой анализ керна показал, что споры и пыльца содержатся в единичных образцах. Только в образце из интервала глубин 55,91-56,05 м и в серии образцов с глубин 64,28-75 м скважины С-2 есть единичные зерна пыльцы (менее 1000 пыльцевых зерен на грамм породы), по которым, по мнению немецких исследователей, невозможно построить пыльцевую диаграмму. Отмечено присутствие пыльцы деревьев и кустарников (Pinus s/g Haploxylon, P. s/g Dyploxilon, Pecea, Larix, Alnus fruticosa, Betula nana), а также кустарничков Ericales, трав Rubus chamaemorus и споры Sphagnum [Winterfeld et al., 2011]. Лишь на глубине 66 и 65 м концентрация пыльцы возрастает до 3300 и 8200 зерен на грамм породы соответственно. В этих образцах преобладает пыльца кустарниковых берез (16 %), ольховника (18 %) и кустарниковой ивы (7 %) [Winterfeld et al., 2011]. Переотложенный характер спектров и их бедность, скорее всего, свидетельствуют о том, что осадки откладывались в бассейне и не в самое благоприятное время межледниковья. Т.е. датировкам методом ОСЛ, которые показывают на микулинский возраст этих отложений, доверять следует меньше, чем датировкам методом IRSL, показывающим возраст отложений до 111 тыс. лет.

Скважина С-3 пробурена в 3 км от береговой линии мыса Мамонтов Клык в точке с координатами 73°37'56,8´´ с.ш., 117°10´04,4´´ в.д. Глубина воды 4,5 м, толщина льда 1,85 м, соленость воды 30‰.

С поверхности дна залегают переслаивающиеся алевритовые пески и песчаные алевриты с линзочками растительного детрита. Глубже имеет место такое же переслаивание, на глубине 8,3 м прослой глинистого алеврита темно-серого цвета толщиной до 0,3 м. На глубине 11,5-12 м литологическая граница между песчаными алевритами и ниже залегающими тонкозернистыми кварцевыми песками, серыми, однородными, с редкими включениями фрагментов тундровых травянистых и моховых растений. Здесь же - на глубине 11,5 м - граница с мерзлыми породами, т.к. в керне впервые встречены мерзлые сердечники.

Глубже, до забоя скважины на глубине 31 м залегают охарактеризованные тонкозернистые пески. Они хорошо сортированы, и зерна достаточно окатаны, судя по пробе с глубины 26 м. Мерзлотная текстура массивная. Они переслаиваются с песками алевритовыми. Горизонтальная слоистость часто нарушена криотурбациями в виде складок (на глубинах 20,6; 30,9 м) или в виде микроразрывов - сбросов (глубина 23,3–24,1 м). В последнем интервале наблюдается изломанная вертикальная элементарная жилка льда толщиной 1-2 мм.

На забое скважины горизонтальная и волнистая слоистость песков и алевритов (слойки по 1 см). Линзовидные зачернения, вероятно органики, т.к. есть запах ее разложения, как и из верхних морских слоев этой же скважины. На глубине 30,57 м мелкая плоская галька, а на глубине 30,65 м, вероятно, ход илоеда. Таким образом, исходя из литологии осадков, морские отложения в этой скважине залегают от дна до глубины 11,5 м (всего 7 м) и снова появляются на глубине 31 м. Засоленность осадков на глубине 11, 5 м резко падает с 20-25 до 5‰ и глубже составляет около 1‰ [Winterfeld et al., 2011]. ОСЛ-возраст осадков составил 97,6 ±6 тыс. лет на глубине 21,5 м и 112±8 тыс. лет на глубине 30 м. Радиоуглеродный возраст осадков на глубине 20 м составил 41±2 тыс. лет, а на глубине 7 м - 9,8±0,04 тыс. лет [Winterfeld et al., 2011].

Скважина С-4 пробурена в 0,5 км от береговой линии мыса Мамонтов Клык в точке с координатами 73°36'43,9´´ с.ш., 117°10´02,1´´ в.д. Глубина воды 2,2 м, толщина льда 2,1 м, соленость воды 30 ‰, температура -1,67 °С.

Морские отложения сверху от дна залегают до глубины 3,9 м. Поверхностные слои представлены темно-серым кварцевым песком, алевритом и растительным детритом. С глубины 3,3 м песок желтеет, а на глубине 3,6-3,9 м - плотный серый алеврит. Ниже залегают ледяные жилы, сложенные грязно-белым льдом, непрозрачным, с вертикальной текстурой и содержанием алеврито-песчаного материала около 5 %. На глубине 11,5-12,5 м прослой алевритового песка. Жила выклинивается, но с глубины 12,5 м снова обнаруживается в керне, видимо, другая, с прослоя полосатика на глубине 12,8 м. На глубине 15,5 м и эта жила выклинивается, ее подстилают тонкозернистые кварцевые пески, желтовато-серые и желтые, с хорошо окатанными зернами кварца. Слоистость песков горизонтальная (прослои по 5-30 мм). Есть прослои алевритового песка с остатками растительности. На глубине 15,6-17 м снаряд «провалился» в поджильную пустоту. Глубже породы песчаные с примесью алеврита и растительными остатками. Мерзлотная текстура массивная. На глубине 22,3 м растительный детрит представлен веточками кустарничков длиной до 4 см. На глубине 28,2-28,6 м несколько прослоев серого алеврита с растительным детритом и толщиной до 2 см. Забой скважины на глубине 32 м.

С горизонта 15,40-15,5 м, непосредственно из-под выклинившейся ледяной жилы взят образец для определения возраста методом IRSL. Возраст осадка составил 59,3±5,8 тыс. лет (RLQG 1729-026) [Большиянов и др., 2009].

Скважина С-5 пробурена у береговой линии мыса Мамонтов Клык в точке с координатами 73°36'37,0´´ с.ш., 117°09´59,8´´ в.д. Толщина льда, лежащего на грунте, 1,4 м.

В интервале глубин 1,4-1,95 м грунт мерзлый, 1,95-2,8 м - талый. Он представлен алевритовым песком. На глубине 2,8-5,3 м - лед ледяной жилы, 5,3-5,8 м - желтовато-серый кварцевый песок. Полевой шпат и рудные черные минералы поровну, но вместе составляют до 25 % объема песка. С глубины 6 м и до 16,5 м лед пополам с песком, текстура полосатика. На глубине 16,8-17,3 тонкозернистый песок окрашен в коричневый цвет. Он содержит неразложившиеся растения (зеленые мхи и др.). Вероятно, эти пески испытали процессы почвообразования в субаэральных условиях. Глубже и до забоя залегают горизонтально-слоистые серые и желтовато-серые пески. Радиоуглеродный возраст песка, покрывающего ледяную жилу с глубины 2,5 м, составил 33,9±1 тыс. лет [Winterfeld et al., 2011].

Скважина С-1 пробурена на мысе Мамонтов Клык. Устье скважины расположено на высоте 25-26 м над уровнем моря.

Верхние 0,7 м керна сложены серым и желтовато-серым песчаным алевритом, с органикой. Ниже, до глубины 22 м буровой снаряд был заполнен то молочно-белым, то полупрозрачным повторно-жильным льдом, в котором иногда содержался песчаный материал. Интервал глубин 22-26,7 м представлен песком кварцевым, тонкозернистым с алевритом в виде прослоев. Характерной чертой песков является желтовато-серый цвет, иногда до желтого. Мерзлотная текстура преимущественно массивная, но и тонкошлировая («письменный гранит» на глубине 22,7 м), встречаются поперечные прослойки льда толщиной от нескольких до 10 мм. Осадочная текстура иногда видна, и она горизонтальная и волнистая. Присутствует редкий растительный детрит. Повсюду наблюдаются криотурбации - нарушение первичной слоистости криогенными процессами.

В интервале глубин 26,7-37,5 м - снова лед с прослоем песков в виде полосатика на глубине 35,8-36,0 м.

Ниже ледяные жилы выклиниваются и осадок представлен песками с различным количеством алеврита в виде прослоев песчаного алеврита, глинистого алеврита. Последний интервал, где встречена текстура полосатика, находится на глубине 38,9-39,0 м. Слоистость песков преимущественно горизонтальная, иногда волнистая (отчетливо волнистая на глубине 39,85 м). Текстура песков массивная, но есть прослои льда толщиной до нескольких мм. На глубине 40,26 м в песке наблюдается ход илоеда.

Тонкие прослои льда - до 3 мм, вертикальные и наклонные в виде ледяных волос в интервале глубин 41,55-42,30 м.

В интервале глубин 42,5-43,3 м отчетливая косая слоистость, подчеркнутая ледяными прослоями. Глубже пески переслаиваются с алевритовыми песками и алевритами. Осадочная текстура в виде горизонтальной слоистости на одних интервалах заметна хорошо, на других изменена криотурбациями. Массивная мерзлотная текстура преобладает. Лед в виде тонких ледяных прослоек присутствует редко.

На глубине 51,42-51,43 м (рис. 17) видны мелкие осколки раковины, залегающей in situ. Сохранилась выпуклая форма раковины, обращенная выпуклостью вверх, но сама она мелко фрагментирована. С глубины примерно 52 м буровой снаряд в шламе принес множество осколков раковин морских моллюсков. Раковины, как видно в керне, раздроблены криогенными процессами и бурением. Ни одной целой раковины достать не удалось. Определенно можно лишь утверждать, что это раковины двустворчатых моллюсков. Вблизи забоя на глубинах 58-59 м встречаются единичные гальки длиной до 2,5 см, залегающие параллельно горизонтальному напластованию. Вблизи забоя (60,8 м) скважины пески переслаиваются с прослоями алеврита до 1-2 см толщиной.

Таким образом, по литологическому составу породы ЛК, пронизанные ледяными жилами, аналогичны подстилающим их бассейновым осадкам. Последние иногда приобретают признаки морских отложений (ходы илоедов, раковины двустворчатых моллюсков, включения единичных галек), которые в другие скважинах бурового профиля приурочены к морским осадкам. В нижних 15 м отмечена повышенная засоленность осадка - до 2‰ на глубине 56 м. В интервалах глубин от поверхности до 22 м и от 28 до 36 м осадки пресные. В интервале глубин 22-28 м осадок засолен до долей ‰. ОСЛ-возраст отложений: 30,5±2 тыс. лет на глубине 22,5 м (3 м выше уровня моря); 94,5±6 тыс. лет на глубине 39 м (13 м ниже уровня моря); 114±6 тыс. лет на глубине 50 м (24 м ниже уровня моря) и 96±6 тыс. лет на глубине 59 м (33 м ниже уровня моря). Радиоуглеродные датировки из верхних 0,7 м керна показали возраст от 2 до 9,2 тыс. лет [Winterfeld et al., 2011].

Споры и пыльца в скважине С-1 в достаточном для подсчета количестве содержится лишь в нескольких образцах. В интервале глубин 42,8-42,9 м и 44,4–44,6 м в комплексе доминирует пыльца Alnus fruticosa, Betula nana, Ericales. Присутствие пыльцы таких водных видов-индикаторов, как Myriophyllum, и остатков пресноводных водорослей Botryococcus и Pediastrum свидетельствует об осадконакоплении в пресноводном бассейне. Действительно и степень засоленности осадков в этом интервале минимальна [Winterfeld et al., 2011].

Буровой профиль из пяти скважин у мыса Мамонтов Клык принес очень большое количество фактического материала, но интерпретация его разными исследователями значительно отличается. Немецкие и российские коллеги [Winterfeld et al., 2011] интерпретируют разрезы как аллювиальные осадки, не приводя каких-либо аргументов в пользу их речного происхождения, а пользуясь лишь ранее разработанной схемой их аллювиального происхождения [Гравис, 1997; Зимов, 1985]. Литологические черты строения (горизонтальная волнистая слоистость), засоленность отложений, наличие морской фауны и флоры, биотурбации и другие признаки отложений, описанные выше, обходятся стороной или объясняются совершенно непонятными в конкретной ситуации процессами диффузии морских солей в осадках [Winterfeld et al., 2011]. Наличие огромного количества раковин двустворчатых моллюсков в нижней части скважины С-1 вообще не отмечается, несмотря на то, что даже в верхних частях керна раковины встречены залегающими in situ (см. рис. 17). Снаряд действительно принес раковины в раздробленном виде, но они очень тонкостенны, чтобы сохраниться при бурении. К тому же отложения из нижней части скважины С-1 засолены вместе с наличием фауны моллюсков. Какие еще нужны аргументы в пользу их морского происхождения? Но этот слой в цитируемом исследовании также отнесен к аллювиальным осадкам [Winterfeld et al., 2011].

3.1.2.3. Строение, состав и возраст осадков, слагающих остров Арга-Муора-Сисё в северо-западной части дельты реки Лены

О. Арга-Муора-Сисё (№ 5 на рис. 5) на картах Великой Северной экспедиции назывался Крестовым островом, в работах П.Ф.Анжу назван островом Хайгалахский хребет. Площадь о. Арга - 5230 км² (18 % пощади дельты). Это песчаное образование как бы чуждо дельте р. Лены по строению и рельефу, хотя хорошо вписывается в дельтовую форму. Рельеф острова представляет собой невысокое, до 30 м, плато, оно неглубоко расчленено долинами озер, длинные оси которых ориентированы с юго-юго-запада на северо-северо-восток. Во всех предшествующих исследованиях и публикациях его называют второй террасой дельты р. Лены. Долины озер неглубокие - до нескольких метров, но центральные котловины озер глубоки - до 30 м. Часто озерные котловины состоят из серии слившихся озерных ванн. Рельеф последних очень своеобразен. В каждой из вытянутых ванн примерно половину площади занимает меководная полка глубиной до 1 м, ограничивающая глубокий провал в центре, что хорошо видно на аэро- и космических снимках. Крупнейшее из озер - оз. Николай-Кюеле, образованное из четырех слившихся озерных ванн, - исследовано с помощью мелкого бурения и георадарного геофизического обследования, которое показало, что талик мощностью до 95 м образовался в вечномерзлых породах под 10-30-метровой водной толщей после образования озера чуть раньше 7000 лет назад [Schwamborn et al., 2002], а по данным [Andreev et al., 2004] около 10000 лет назад.

Исследование разреза хорошо сортированных горизонтально-слоистых песков в котловине на южном берегу оз. Николай-Кюеле на высотах 23-27 м над уровнем моря показало, что льдосодержание песков незначительно (15-20% влажности), органики очень мало (0-0,3 %), возраст песков в нижней части разреза по данным ОСЛ-анализа составил 14,5 тыс. лет. Пески, подстилающие озерные осадки в озере Николай, показали радиоуглеродный возраст 12,5 тыс. лет. После этих определений сложилось представление о том, что возраст всего массива песков о. Арга относится к сартанскому времени, т.е. моложе отложений ЛК.

Р.О.Галабала считает, что пески о. Арга состоят из двух свит: муоринской (средненеоплейстоценовой-верхненеоплейстоценовой) и турахской (средневалдайской), на которые и ложатся отложения ЛК [Галабала, 1987]. Но тогда в распоряжении геологов не было достаточного количества датировок, чтобы определить возраст отложений.

По данным С.Ю. Королева [1985], на о. Арга пробурено 6 скважин, описаны обнажения по берегам Туматской, Оленёкской и Трофимовской проток.

В расчистках на оз. Николай вскрыты ледяные жилы с размерами по вертикали не более 5 м, шириной 0,6 м. Нижняя толща сложена серыми тонкозернистыми горизонтально-слоистыми песками, с намытыми растительными остатками. По гранулометрическому и минералогическому составу она мало отличается от верхней толщи. В нижней толще песков наблюдаются линзовидные ледяные шлиры до 3 мм и пластовые льды. В скважине 2 в интервале глубин 11,95-12,6 м лед имеет горизонтальную слоистость. От нижней поверхности льда в подстилающие породы внедряются тонкие вертикальные ледяные шлиры длиной 5-10 см. Подобное явление наблюдалось в бухте Тикси, где массив льда налегал на донные осадки. Это явление также отмечено Е.М.Катасоновым, Л.А.Жигаревым и др. [Королев, 1985] и возникает тогда, когда морские льдины садятся на дно и под действием собственного веса погружаются в талые осадки.

Минерализация пластового льда на глубине 12,1 м - 448 мг/л, а на глубине 12,4 м - 998 мг/л. Три сближенные залежи льда мощностью 2; 0,15; и 0,1 м вскрыты в береговом обрыве Малой Туматской протоки на высоте 3,5 м над урезом воды. Шлиры льда вертикально погружаются от нижней поверхности залежей. Минерализация льда в верхней части 20, в нижней 34 мг/л. Аналогичные залежи изучены в песках о. Сардах. Минерализация одного из пластов мощностью 1,8 м составила в верхней части 32, в нижней 27 мг/л. Достигнув кровли мерзлоты, льдины смерзаются с ней, при этом происходит образование лучевидной структуры [Катасонов, 1985].

Отложения о. Арга А.И.Гусев [1959] считал нижнечетвертичными осадками открытого водного бассейна, О.А.Иванов [1972] - сартанскими морскими. Как отмечал А.И.Гусев [1954], на восточном склоне о. Арга (протока М.Туматская), по правому берегу протоки Кириэстээх и в обнажении останца Джипириес в основании разреза залегают хорошо сортированные мелкозернистые кварцевые пески с морскими диатомовыми водорослями следующих видов: Coscinodiscus moelleri var. Macroporus Grum., C. sp., Grunowiella gemmata (Grum.) V.N., Yemiaulus sp., Melosira sulcata var. Sibirica Grum., M.sulcata var biseriata Grum., M. sulcata var. renulata Grum., обломки Centralis. Здесь же спикулы морских губок, жгутиковые Dictyocha navicula var. biapiculata. Формы диатомовых А.И.Гусев назвал третичными, но тут же заметил, что эти виды обитают и в современных морях. В верхних горизонтах песков появляются следующие виды диатомовых водорослей: Eunotia fallat var.gracilima Krasske, E. papilio (Grum.) Hust., E. praerupta Ehr., E. suecica A.Cl., E. motodon Ehr., E.parallela Ehr., E.sp., Epithemia sp., Fragilaria leptostauron (Ehr.) Hust., Nitzschia sp., Pinnularia sp. (определения А.И.Кузнецовой).

Все исследователи указывали на незначительное льдосодержание в песках по сравнению с ЛК. Н.Ф.Григорьев [1966] на карте-схеме дельты Лены отмечает присутствие ледяных жил шириной 1-2 и высотой 3-5 м в песчаных отложениях острова.

Приведенные данные исключают возможность образования песков эоловым путем. В них отсутствуют фации, характерные для аллювия (старичные, пойменные, базальные горизонты и др.). Осадки формировались в достаточно аэрируемой зоне, а промерзание происходило сингенетически, по мере накопления в условиях обширного мелководного опресненного бассейна. Этому не противоречит и криогенное строение. Ледяные жилы встречаются только в верхней части разреза о. Арга и связаны, по-видимому, с термоэрозионным расчленением поверхности с образованием неглубоких депрессий. Глубокие (более 15 м) озера, по мнению С.Ю.Королева [1985], образовались в результатете вытаивания как пластовых, так и жильных льдов значительной мощности, а не в результате вытаивания мелких жил в верхней части песков.

Пески нижней толщи, включающие пластовые льды, прослежены в обнажениях о-вов Харданг, Курунгнах и Эбе-Басын-Сисё, где они перекрыты ледовым комплексом. Последний имеет возраст 28350±1900 лет (устное сообщение А.В.Ложкина) и представлен песками с галькой, постепенно переходящими вверх по разрезу в суглинки. Мощность его достигает в береговых разрезах Оленёкской протоки 30-40 м, постепенно уменьшается при удалении от гор [Королев, 1985]. Отложения ЛК постепенно фациально переходят в верхнюю песчаную толщу о. Арга. Это дает основаниие предположить, что обширный мелководный бассейн, в котором формировались пески, включающие пластовые льды, в свое время простирался до кряжа Чекановского. Вследствие новейших тектонических поднятий происходила регрессия бассейна, и в южной части на освободившейся территории началось формирование ЛК. Исследованные пластовые льды являются погребенными льдинам [Королев, 1985].

Как видно из обзора старых и современных исследований, прежние представления сводятся к тому, что пески о. Арга подстилают ледовый комплекс пород. Изучение песков в районе оз. Николай российско-германской экспедицией дало возраст песков всего около 14 тыс. лет, и поэтому они стали считаться сартанскими.

Новые материалы принесли российско-германские исследования по южному краю о. Арга в 2006 г. [Shirrmeister et al., 2011]. Там, где пески снижаются, размыты, перекрыты голоценовыми отложениями, в 10-метровой скважине Tur-2 на берегу Арынской протоки, на о. Турах вскрыты мелкие и средние хорошо сортированные пески с растительными остатками и редкими органическими прослойками. Встречающиеся ледяные жилки имеют толщину до нескольких мм. Возраст песков в устье скважины на урезе воды в протоке составляет 15,5 тыс. лет, на забое скважины на глубине 9,5 м ниже уреза воды - более 52 тыс. лет. Все радиоуглеродные (AMS) датировки, которых выполнено 9, постепенно увеличивают возраст отложений от устья к забою скважины. Только в верхнем метре скважины несколько датировок практически одновозрастных осадков колеблется от 15 до 28 тыс. лет. Пыльца в песках из скважины почти отсутствует. В разрезе Tur-1, пройденном в этих же песчаных осадках, выше уреза воды до высоты 5,5 м, в нижнем метре толщи вскрываются тонко перекрестно-слоистые пески с возрастом 15330 лет. Верхняя пачка песков мощностью 3,2 м ложится с перерывом на нижнюю и имеет возраст от 6 до 10 тыс. лет. Позднее имел место перерыв в осадконакоплении, и на песках залегает так называемый аллювиальный торф мощностью 1,1 м, или, по нашему определению, слоёнка, которая датируется 695-310 годами радиоуглеродного возраста.

В этом же районе на стыке островов-останцов, сложенных ЛК, и более северных останцов о. Арга 10-метровая толща отложений ЛК в о. Харданг датируется 20-30 тыс. лет назад [Shirrmeister et al., 2011], а подстилающие его нижние пески (7 м видимой мощности) с торфом (слоёнкой?) датированы запредельным радиоуглеродным возрастом - более 43,5 и более 52 тыс. лет. В обнажении Нагым, подмываемом Оленёкской протокой, нижние пески имеют возраст до 50 тыс. лет, а верхний ледовый комплекс формировался с 42 тыс. лет. ОСЛ-датировки тех же осадков, выполненные по разрезам подстилающих ЛК песков (разрезы Нагым и Харданг), имеют возраст примерно на 20 тыс. лет моложе радиоуглеродного.

Интересны заключения биологов о содержащихся в отложениях растительных и животных остатках. В отложениях Нагыма мало пыльцы. Нижняя часть ЛК содержит переотложенную пыльцу: Abies, Pinus, Picea, Larix. В верхах ЛК доминирует пыльца семейств Cyperacea и Poacea, есть пыльца Artemisia, Cariophylacea, единична пыльца растений родов Salix, Fabacea, Valeriana. Нижние пески о. Харданг бедны пыльцой, но есть переотложенная пыльца, особенно в торфяном горизонте (Cyperacea, Poacea).

Из растительных остатков в отложениях Нагыма и о. Курунгнах обнаружено 62 таксона.

Большой разницы между ЛК и подстилающими песками в составе растительных остатков нет - растительность при формировании ЛК и подстилающих песков была та же. В обеих пачках найдены как арктические влаголюбивые виды, пионеры, так и степные виды (Kobresia).

В ранних вюрмских песках (нижние пески) Нагыма обнаружены остатки растений - водных обитателей (подводное осадконакопление). Некоторые литоральные виды (Rumex maritimus, Tripleurospermum hookeri, Rannunculus celeratus) показывают изменения солености бассейна. В ЛК процент видов сухих условий возрастает (Kobresia).

Амебы (Testacea) - ракушняковые ризоподы - найдены в отложениях голоцена и конца позднего неоплейстоцена. Преобладают гидрофильные виды и ксерофильные в болотных условиях. В разрезе голоценовых отложений Ebe-4 (о. Эбе-Басын-Сисё) в осадках определены виды, свидетельствущие о водных условиях осадконакопления.

В отложениях о. Харданг в нижней части слоёнки-торфа много пыльцы растений (25 видов), характерных для влажных условий. Здесь же остатки осок в большом количестве.

Биолог А.А.Бобров [Shirrmeister et al., 2011] считает, что при формировании ЛК доминировали почвенные амебы, жившие во влажной среде, а в подстилающих ЛК песках из ризопод доминировали гидробионты. Генерально при осадконакоплении господствовали влажные условия с единичными периодами иссушения, когда жили почвенные ризоподы. Общий же вывод статьи несколько противоречит этому, и в целом авторы делают заключение, что амебы свидетельствуют о субаэральном осадконакоплении [Shirrmeister et al., 2011].

Для верхней части песков о. Арга (возрастом 12,5 тыс. лет), залегающей под метровой мощности озерными осадками оз. Николай, характерно заметное наличие в песках водорослей (Pediastrum, Botryococcus), что свидетельствует о водных условиях осадконакопления [Schwamborn et al., 2002]. В этих же осадках из пыльцы доминирует осока с сообществами, в которых росла и полынь. Авторы этой статьи делают вывод о переотложенном характере песков [Schwamborn et al., 2002]. Однако такой характер растительности характерен для маршей - периодически заливаемых и осушающихся побережий заливов и морей [Крапивнер, 1965], где уживаются водные, сухолюбивые, солелюбивые растения-пионеры.

3.1.2.4. Разрезы голоценовых отложений в дельте

Острова дельты состоят из песков и переслаивающихся растительных остатков. Отличительной чертой геологического строения дельты р. Лены является наличие толщ, практически нацело сложенных растительными остатками. Огромные площади дельты заняты островами, в разрезе которых доминируют растительные остатки. До сих пор эти растительные остатки практически все исследователи считают торфом, который формируется в заболоченных условиях на растущих в результате чередования речных фаз (половодье-межень) террасах. Однако значительные мощности «торфов» и текстура этих отложений при первом же знакомстве с подобными геологическими телами приводят к мнению о другом происхождении таких органоминеральных толщ. Понять сущность формирования дельты можно, только раскрыв вопрос роста островов первой террасы и накопления отложений, их слагающих, а в особенности накопления растительных остатков в дельте. Мы называем эту фацию отложений - обогащенную в разной степени песком и алевритом растительную массу в виде практически неразложившихся зеленых мхов, осок, детрита других растений и древесных остатков - слоёнкой. Основной чертой этих отложений является горизонтальная, редко волнистая слоистость, обусловленная переслаиванием растительных остатков и таких же остатков, но с некоторым содержанием (до 10–15 %) песков и алевритов. Блоки объемом до нескольких кубометров, сложенные переслаивающимися растительными остатками и минеральными отложениями, отваливаются от островов во время половодья, как отрезанные куски слоеного пирога (рис. 18). Это явление и дало название специфическим отложениям дельты р. Лены.

Рассмотрение строения островов удобнее провести по нескольким геологическим профилям, построенным по результатам исследований дельты в 2002-2010 гг. Исследования заключались в описании разрезов островов, бурении нескольких скважин и датировании отложений радиоуглеродным методом. Места отбора проб растительных остатков первой террасы показаны на рис. 19, а результаты датирования сведены в табл. 4.

Острова Оленёкской протоки. О. Курунгнах с высотой первой террасы до 11,5 м (рис. 20, № 26) располагается в центральной части дельты. В основном этот остров известен обширными обнажениями ледового комплекса пород, но местами ЛК защищен от разрушения причлененной к нему первой террасой, сложенной, так же, как и ЛК, растительной слоёнкой и мощными ледяными жилами. По характеру осадков (состав, текстура, ледяные жилы) ЛК бывает трудно отличить от первой террасы. Подробного описания строения острова в месте датирования слагающих его отложений нет [Коротаев, 1984]. Можно лишь сказать, что преимущественно он сложен слоёнкой. Явных следов песчаных прослоев не наблюдается. Возраст слоёнки 3480±500 лет (МГУ-862).

Далее вниз по течению расположен о. Джангылах (рис. 20, № 8). Высота острова до 12,5 м, а в его строении в точке наблюдения (72º29´33´´ с.ш., 125º18´45´´ в.д.) выделяются следующие толщи: нижние 6 м представлены осыпью и современными пойменными отложениями, выше осыпи - песчаная толща мощностью один метр, перекрытая 5,5-6 метрами слоёнки. Венчает разрез метровая песчаная толща. Все части разреза характеризуются либо горизонтальной и слабоволнистой слоистостью, либо отсутствием какой-либо слоистости. Датирование отложений слоёнки в верхней и в нижней ее частях показало возраст 6520±130 лет (ЛУ-4407) и 6890±170 лет (ЛУ-4409) соответственно. Характер залегания материала аллохтонный. Толща отложений мощностью 5 м сформировалась максимум за 370 лет. Средняя скорость осадконакопления в таком случае составила 1,6 м за сто лет. Торфяники в условиях вечной мерзлоты не формируются ни на такую мощность, ни с такой скоростью.

Разрез «Гусинка» (72º30'20,9´´ с.ш., 125º17,10,4´´ в.д., рис. 20, № 40) высотой 10 м, ниже одного из притоков Оленёкской протоки - р. Гусиной (Тюеренкей-Тёбюлеге), сложен в нижней части, до высоты 6 м от уреза воды, слоёнкой. Ее датировка из слоя 1,5 м выше уреза оказалась равной 4380±70 лет (ЛУ-5494). Выше (6-9 м выше уреза) залегает трехметровая толща песков, датированная возрастом 3610±260 лет (ЛУ-5496). Завершает разрез слоёнка, в которой сформирован почвенно-растительный слой. В нижней части разреза в толще слоёнки до высоты 4 м от уреза наблюдается горизонтальная слабоволнистая слоистость. Таким образом, отложения формировались в различных условиях: на этапе, 4,5-4 тыс. лет назад откладывались преимущественно растительные остатки, около 3,5 тыс. лет назад формировались пески.

Далее по направлению к морю в строении островов доминирует слоёнка. Разрез о. Батыялах (72º34'52,5´´ с.ш., 124º56,02,7´´в.д., рис. 20, № 39) полностью представляет собой пачку неразложившихся растительных остатков мощностью 10 м, с возрастом 2700±70 лет (ЛУ-5498) в верхней и 4800±80 лет (ЛУ-5497) в нижней части. Толща мощностью 7,5 м накопилась за 2000 лет.

Отложения первой террасы о. Харданг (рис. 20, № 9), высотой 5-7 м, имеют возраст 5100±140 лет (ЛУ-4411) в точке наблюдения с координатами 72º45´26´´ с.ш., 124º05´26´´ в.д. и 2850±200 лет (ЛУ-4414) в точке с координатами 72º48´06´´ с.ш., 123º37´28´´ в.д. Обе датировки получены на высоте 2 м от уреза реки.

Слоёнка о. Тыалыр (рис. 20, № 21) высотой до 7,5 м имеет возраст 1710±60 лет. Она монотонна по всей высоте естественного разреза, меняется лишь процентное соотношение минеральной и органической составляющих отложений.

Острова протоки Ангардам - крупнейшего ответвления Оленёкской протоки, куда перераспределяется большая часть стока последней, - также сложены органоминеральными отложениями. В разрезе приверха о. Хараялах (72º44´50´´ с.ш., 123º38´00´´ в.д., рис. 20, № 14) наблюдаются как пески, так и отложения слоёнки. Последние слагают основную часть пятиметрового разреза острова, пески встречаются лишь мощными полуметровыми слоями на высоте 2,5 м от уреза и в кровле обнажения. Из тела песков центральной части разреза, на высоте 2,5 м, на границе с отложениями слоёнки, получена датировка древесины 490±60 лет (ЛУ-4564). Еще одно исследованное обнажение острова в протоке Ангардам располагается у подножья гор Ангардам, в протоке Джахсе-Тёбюлеге (72º42´48,8´´ с.ш., 123º29´58,2´´´ в.д., рис. 20, № 15). Высота первой террасы составляет 5,5 м, она сложена слоёнкой, имеющей датировку на высоте 1,7 м 2390±50 лет (ЛУ-4569). Вся толща монотонная, можно лишь отметить количественное изменение минеральной части. О. Улахан (72º43´46,6´´ с.ш., 123º29´26,5´´ в.д., рис. 20, № 16) высотой 9 м, также сложенный слоёнкой, сформировался в период с 2600±50 лет назад (ЛУ-4541) до 790±40 лет назад (ЛУ-4542). Эта часть острова высотой 9 м сформировалась за 2 тыс. лет, и в период накопления осадка условия не менялись, что показал и спорово-пыльцевой анализ, проведенный Л.А.Савельевой. В спорово-пыльцевых спектрах доминирует пыльца заносных древесных пород, а из местных растений - пыльца Сyperaceae, Poaceae при достаточной концентрации пыльцевых зерен в образцах. Спор зеленых мхов мало, несмотря на то, что слоёнка состоит практически из слаборазложившихся зеленых мхов.

О. Содуом-Арыта (72º50´15,2´´ с.ш., 123º11´,35,8´´ в.д., рис. 20, № 20) высотой 2 м сложен песками со следами слабоволнистой слоистости. С высоты 0,9 м над урезом получена датировка 1770±50 лет (ЛУ-4572).

Первая терраса о. Бёлькёй (72º49´03,8´´ с.ш., 123º09´33,4´´ в.д., рис. 20, № 18) имеет высоту 5 м. Плавниковая древесина, занесенная сюда высокой водой и залегающая ныне на дне термокарстового озера, имеет возраст 220±40 лет (ЛУ-4546). Сам остров сложен как косослоистыми песками в нижней, подурезовой части, так и слоёнкой в верхних трех метрах разреза. Бугром пучения толща пород вздыблена на высоту 12 м. На рис. 20 разрез показан так, как будто бы он не был вспучен в результате мерзлотных процессов. Нижняя часть обнажения с глубины 7,5 м до глубины 1 м представлена песками, в нижней части косослоистыми. На глубине 5 м отмечен прослой слоёнки мощностью полметра. Получена датировка на границе нижней пачки песков и прослоя слоёнки 6020±110 лет (ЛУ-4561) на глубине 5,3 м от современного уреза реки. Верхняя часть разреза, с глубины 1 м представлена тремя метрами отложений слоёнки. Условия формирования острова резко отличны в нижней и верхней части разреза слагающих отложений. На рубеже 6000 лет назад, возможно, имело место событие, приведшее к изменению условий осадконакопления и формирования всего острова.

Растительный детрит одного из песчаных осерёдков в протоке Ангардам (72º47´,21,2´´ с.ш., 123º07´30,7´´ в.д., рис. 20, № 17) высотой 1,7 м над меженным уровнем имеет возраст 3400±60 лет (ЛУ-4563). Для современных русловых форм этот возраст достаточно древний. Поэтому есть две вероятности разрешения вопроса: или сравнительно древний растительный детрит переотложен в современные пески, или современные пески осерёдка образовались на основании более древнего, но практически размытого теперь острова.

Полученные датировки отложений островов Оленёкской протоки условно можно разделить на три части. Первая - это наиболее древние датировки в 6-7 тыс. лет назад на высоте около 10 м на островах в верхнем течении Оленёкской протоки и ниже уреза воды на о. Бёлькёй в низовьях. Вторая группа датировок в интервале от 3,5 до 5 тыс. лет характеризует разрезы слоёнки на высотах до 5 м. Исключение составляет датировка песчаных отложений из разреза «Гусинка» с высоты 8,5 м - 3,6 тыс. лет назад. И третья группа - датировки в интервале от 1,7 до 2,8 тыс. лет назад - принадлежит отложениям, вскрывающимся на высоте 5-7 м над урезом воды. В целом возраст отложений, слагающих острова, увеличивается от устьевой части Оленёкской протоки вверх по течению и достигает максимума на о. Джангылах, выше которого слоёнка становится моложе.

В целом острова, принадлежащие первой террасе, сложены осадками разного возраста. Например, безымянный остров между протоками Оленёкской и Тюэрелех-Тёбюлеге (Гусинка). В 2,5 км ниже впадения этой протоки в Оленёкскую (72°29´24,9´´ с.ш., 125°19´33,4´´ в.д.) очень хорошо видно двухъярусное строение острова (рис. 21). В уступе размыва высотой 9,2 м сверху вниз обнажается толща песков мощностью 3 м, перекрывающая слоёнку, которая восстает из воды вертикальными уступами высотой 6 м. Пески желтовато-серые, кварцевые, разнозернистые, горизонтально- и волнисто-слоистые с прослоями алевритового песка серого цвета. Встречаются линзы и прослои растительного детрита, а на глубине 2,1 м - горизонтально залегающие стволы древесины толщиной до 18 см. В целом количество растительного детрита вниз по слою увеличивается. Растительный детрит с глубины 0,8-1,0 м имеет радиоуглеродный возраст 1550±80 лет (ЛУ-5812), а древесина с глубины 2,1 м - 2270±50 лет (ЛУ-5813). Растительный детрит, отмытый с горизонта 2,75 м, имеет возраст 4780±60 лет (ЛУ-5814). Слоёнка, представленная растительными волокнами мхов датирована возрастом 4190±90 лет (ЛУ-5815) с высоты 6 м и 6050±100 лет (ЛУ-5816) с высоты 1 м над урезом воды в реке. В этом разрезе, как и во многих других обнажениях, вскрываются разновозрастные толщи осадков, разделенные перерывом, отмечающим этап размыва отложений.

Острова Туматских проток. Высокие и древние острова расположены по Малой Туматской протоке в районе массива о. Джипириес. Это останец поздненеоплейстоценовой аллювиально-морской равнины, основная площадь которой составляет современный о. Арга-Муора-Сисё. Голоценовые аллювиально-морские террасы прислонены к позденеоплейстоценовым образованиям. По Малой Туматской протоке изучены пять разрезов первой террасы и один разрез, расположенный на этом же меридиональном профиле, но в Арынской протоке. На рис. 22 они показаны под номерами 2, 3, 4, 5, 6, 7.

Высота первой террасы достигает 12 м, разрезы сложены как песками, так и слоёнкой. Высота обнажения о. Джипириес-Сисё (рис. 22, № 3) 11,5 м. Разрез прислонен к эрозионному останцу высотой 16 м, вероятно относящемуся к аллювиально-морской равнине поздненеоплейстоценового возраста. Нижняя часть разреза до высоты 4,5 м засыпана и представлена современными пойменными песчаными отложениями. Выше вскрывается толща песков мощностью 4,5 м с четкой горизонтальной и волнистой слоистостью. На высоте 9-10 м залегает слоёнка, датированная 6460±100 лет назад (ЛУ-4412) по основанию слоя. Верхняя полутораметровая толща представлена песками без явно выраженной слоистости. В другом обнажении о. Джипириес-Сисё (в уступе размыва оз. Угюс-Джие, рис. 22, № 5) наблюдается схожее строение толщи отложений, с той лишь разницей, что прослой слоёнки менее мощен, всего 1 м, и залегает он на высоте 7,5 м. Возраст этих отложений в основании слоя 6430±120 лет (ЛУ-4198). Еще один разрез первой террасы расположен на юге массива Джипириес (рис. 22, № 6). Высота обнажения составляет 8,5 м, и оно вскрывает в основном слоёнку. Отмечено лишь два прослоя песка мощностью менее метра на высотах 3,5 и 6 м. Слоёнка датирована с горизонта 5,8 м (2690±100 лет, ЛУ-4193) и 7 м (1320±80, ЛУ-4199) над урезом воды в протоке Тюба-Арыта. Прослои песка, скорее всего, отмечают перерывы в формировании слоёнки, и имеющиеся датировки не относятся к единому интервалу времени ее накопления (2690-1320 лет назад).

Разрез на правом берегу протоки Малой Туматской, напротив о. Джипириес, сложен как песками, так и слоёнкой (рис. 22, № 2). Снизу до высоты 2 м вскрывается толща песков. В интервале высот 1-2 м над урезом воды наблюдается косая слоистость. Выше песков залегает слоёнка мощностью 1 м, датированная на высоте 2,5 м радиоуглеродным возрастом 8570 лет (ЛУ-4191). С высоты 3 м до высоты 3,5 м залегает прослой песков, для которых не отмечена слоистость. Венчает разрез 2-метровая толща слоёнки. Очевидно различное время накопления слоёнок и в данном разрезе.

Обнажение Ченчике (по названию близстоящей поварни) высотой 9 м, расположенное на о. Джипириес (рис. 22, № 4), до 5 м высоты засыпано, а выше - до 7 м - залегает слоёнка, переходящая в пески (7-7,5 м). Верхняя толща вновь представлена слоёнкой, датированной в приподошвенной части 1880±120 годами (ЛУ-4197).

Как видно из строения разрезов, один и тот же остров, не говоря уже о близлежащих островах, сложен различными геологическими телами, вскрывающимися на одной и той же высоте. Так, слоёнка на высоте 7-9 м имеет возраст от 1320 до 6460 лет, что может быть объяснено тем, что острова состоят из ядер отложений различного возраста, с прилегающими к ним более молодыми отложениями. В обнажении № 2 вскрываются самые древние отложения слоёнки возрастом в 8570 лет. Только в разрезах № 3 и № 5 о. Джипириес наблюдается однообразие строения, что выражено в прослое слоёнки возрастом около 6,5 тыс. лет, залегающей среди песков примерно на одной высоте.

Обнажение на о. Буор-Сыр-Арыта (рис. 22, № 7) в системе Арынской протоки располагается ближе к центру дельты. Остров имеет высоту 8,5 м и сложен слоёнкой. Нижняя часть разреза до высоты 5 м представлена песчаной осыпью и современными пойменными отложениями. Слоёнка датирована на границе с осыпью на высоте 5,2 м (3930±90 лет, ЛУ-4413).

По профилю обнажений Большой Туматской протоки, переходящему в протоку Осохтох (№ 44-46 на рис. 23 и в табл. 4), возраст слоёнки составляет 3330 лет и моложе. Наиболее молодые отложения вскрыты на самом северном острове дельты выдвижения - о. Алхан (рис. 23, № 47). Высота острова 1 м, он сложен слоёнкой возрастом 540±80 лет (ЛУ-5606).

О. Сагастырь в устье Большой Туматской протоки (73º22´17´´ с.ш., 125º50´22´´ в.д., рис. 23, № 1) сложен как слоёнкой, так и песком. Высота острова 3,5-4 м. Нижняя, 2,5-метровая толща сложена песками без заметной слоистости. Выше залегает слоёнка, которая была датирована в приподошвенной части. Возраст 1400±90 лет (ЛУ-4201). Анализы солей, содержащихся в слоёнке, показали морской тип засоления отложений [Schwamborn et al., 2000].

О. Кегелях (рис. 23, № 46) высотой 3 м представлен в уступах размыва блоками песка со слоёнкой. Неразмытая верхняя часть обнажения (73º20´58,7´´ с.ш., 127º22´31,2´´в.д.) состоит из слоёнки, которая датирована по горизонту 2 м над урезом воды возрастом 2920±100 лет (ЛУ-5605).

В обнажении о. Осохтох-Сутура (рис. 23, № 45) высотой 4-5 м (73º10´08,5´´ с.ш., 127º12´16,3´´ в.д.) снизу до высоты 1,8-2,0 залегают пески и алевритовые пески, кварцевые, тонкозернистые, горизонтально- и волнисто-слоистые, с прослоями, содержащими растительные остатки, которые датированы с горизонта 1 м над урезом воды возрастом 4260±80 лет (ЛУ-5613). На высоте 2-4 м над водой залегает слоёнка, возраст которой составил 2440±50 лет (ЛУ-5614) в подошве и 660±80 лет (ЛУ-5708) лет в кровле. В данном месте 2 метра слоёнки накопились за 1,8 тыс. лет.

Урочище Обуруо (рис. 23, № 44), с обнажением высотой 5 м (73º06´38,5´´ с.ш., 127º01´09,54´´в.д.), в котором вскрывается только слоёнка, снизу завален осыпью и современными пойменными песчаными отложениями высотой 1,2 м. Датировки отложений слоёнки на высотах 1,3 и 4,2 м дают значения возраста 3170±60 (ЛУ-5612) и 2280±80 (ЛУ-5611) лет соответственно. Здесь толща слоёнки мощностью 2,7 м накопилась менее чем за тысячу лет.

Наиболее древние отложения отобраны из видимого над водой основания о. Кирдиепиме (72º58´53,3´´ с.ш., 126º29´50,2´´ в.д., рис. 23, № 43). Этот остров является останцом поздненеоплейстоценовой аллювиально-морской равнины. Голоценовые отложения, прислоненные к нему, имеют возраст 9010±110 лет (ЛУ-5609) на высоте 0,5 м над водой и представлены песками со следами горизонтальной и слабоволнистой слоистости, которая отчетливее проявляется в верхней части песков. Датировка выполнена по разложившейся и неразложившейся органике (растительные остатки) из 25-сантиметрового прослоя темно-серых песков. Слоёнка мощностью до 4,5 м с размывом залегает на песках и имеет возраст на нижней границе 3210±70 лет (ЛУ-5610).

Датировки высокой поймы (1,6-2,5 м) выполнены на о. Сырдах (рис. 23, № 42). Там высокая пойма сложена горизонтально и линзовидными прослоями песка и песчаного алеврита возрастом по растительному детриту 950±50 лет (ЛУ-5607), залегающих с несогласием, выраженным галечным прослоем, на желтовато-серых песках и алевритах с косой и линзовидной слоистостью. Возраст этих отложений 2590±70 лет (ЛУ-5608).

Датировки, полученные для отложений островов системы Туматских проток, группируются следующим образом. Основная их часть приходится на интервал от 1 до 4 тыс. лет назад на высотах от уреза воды до 5 м. Из этого ряда выбиваются лишь две датировки, которые расположены выше 5 м на о-вах Ченчике и Джипириес. Отложения старше 6 тыс. лет расположились на высотах 8-10 м на о. Джипириес. На о. Ченчике-Сисё отложения слоёнки возрастом 8,5 тыс. лет залегают на высоте 2 м от уреза и перекрывают косослоистые пески. В свою очередь, песчаные отложения были датированы на о. Кирдиепиме возрастом в 9 тыс. лет. Слоёнки возрастом 500-700 лет залегают на высотах до 2 м.

В целом наблюдается тенденция омоложения островов к устьевой части системы Туматских проток. Несмотря на то, что скорости накопления слоёнки изменяются от острова к острову, они остаются сравнимыми с соответствующими скоростями для островов Оленёкской протоки.

Острова Сардахско-Трофимовской системы проток. Отложения островов Сардахско-Трофимовской системы проток в целом более молодые, нежели отложения островов западного и северного секторов дельты р. Лены. Острова сложены как слоёнкой, так и песками, с той разницей, что последние представлены неслоистой массивной толщей песков. От истока к устью составлено описание следующих островов.

О. Сардах-Арыта (рис. 24, № 29) высотой до 8-9 м. Описания обнажения и скважины приведены к одному уровню уреза воды в протоке. Обнажение высотой 7 м на южной стороне острова (72°31´20,0´´ с.ш., 127°05´10,0´´ в.д.) представляет собой снизу вверх до высоты 2 м песчаную осыпь и современные пойменные отложения. До высоты 6 м залегает толща песков, перекрываемая, в свою очередь, прослоем слоёнки мощностью 0,7 м. В кровле разреза снова песчаные отложения. С высоты 4 м получена датировка древесины из песчаных отложений. Она показала радиоуглеродный возраст 1840±70 лет (ЛУ-4914). Датированы также отложения берегового вала, залегающего на террасе. Из песчаного вала с высоты 9,4 м над урезом воды получена радиоуглеродная датировка (ЛУ-4910), которая показала современный возраст осадков (50-е гг. XX в.).

7 датировок керна из скважины, расположенной на северной стороне острова (№ 30 на рис. 24 и в табл. 4) показали значительные инверсии возраста. Но в целом органогенные отложения откладывались в интервале времени от 2,5 до 3,5 тыс. лет назад. Преимущественно песчаные отложения южной части острова откладывались около 1800 лет назад, причленяясь к ранее отложенным и частично размытым отложениям северной части острова. О. Сардах-Арыта сформирован разновозрастными геологическими телами, что подтверждают датировки отложений с одних и тех же горизонтов. Береговой вал на высоте 9-10 м показывает, что и на современном этапе осадконакопление на острове происходит активно.

Оголовье расположенного ниже по течению о. Гоголевский (рис. 24, № 28) целиком сложено слоёнкой. Высота острова 7 м. С высоты 0,5 м над урезом реки получена датировка 3550±60 лет (ЛУ-4911). Характерной особенностью о. Гоголевский является широчайшее распространение полигонально-жильных льдов. Жилы пронизывают тело острова и уходят вглубь ниже уреза воды. Ширина жил достигает 3 м. Так как остров своим оголовьем разрезает самые многоводные протоки (Сардахскую и Трофимовскую), эта часть острова разрушается особенно быстро. Активные процессы термоэрозии и термоденудации создали глубокие гроты в теле острова на месте вытаивающих льдов.

В 10 км ниже о. Гоголевский по течению Сардахской протоки располагается о. Омуксуор-Бёлькёё (72º38´16,5´´ с.ш., 127º34,28,0´´ в.д., рис. 24, № 41), сложенный песками. Высота острова 4 м, и он является как бы продолжением Гоголевского острова, отделяясь от последнего узкой пересохшей протокой. На границе песков и осыпи, на высоте 2,2 м получена датировка 3490±180 лет (ЛУ-5495), другая датировка получена с высоты 2,7 м - 880±60 лет (ЛУ-5492).

Самый высокий остров исследуемого района Джиелях-Ордоно-Арыта (№ 31 на рис. 24 и в табл. 4) сложен слоёнкой. Высота острова 10 м. Верхняя метровая часть разреза представлена песками. Вероятнее всего, эта верхняя песчаная часть является более древней по сравнению с прислонившейся к ней слоёнкой. Этот вывод подтверждается геоморфологическими наблюдениями. Все остальные острова, расположенные вокруг, значительно ниже (до 5-6 м), а описываемый остров выглядит как эрозионный останец более древней поверхности. С высоты 2 м над урезом реки получена датировка растительных остатков слоёнки. Возраст ее составляет 3830±90 лет (ЛУ-5080).

Ниже по течению Сардахской протоки острова сформированы как слоёнкой, так и песчаными отложениями. Урочище Боруо (72º27´22,9´´ с.ш., 128º56´44,5´´ в.д., рис. 24, № 32) на о. Собо-Сисё имеет высоту 4 м. Снизу вверх от 0 до 1,5 м вскрываются пески, выше залегает слоёнка. На высоте 0,5 м получена датировка толщи песков по растительным остаткам, возраст которых оказался равным 5220±60 лет (ЛУ-4916). Необходимо отметить, что о. Собо-Сисё представляет собой разновысотное, разновозрастное полигенетическое образование. Самая высокая часть острова сложена породами ЛК. К этому древнему телу прислонены более молодые образования, сложенные песком и слоёнкой.

Так, с востока к о. Собо-Сисё примыкает еще один остров - Куба-Аянын-Арыта (72º27´26,5´´ с.ш., 128º57´15,1´´ в.д., рис. 24, № 34), высотой всего 2 м. До высоты 1 м от уреза воды он сложен песками, а выше слоёнкой. Получены следующие датировки. С высоты 0,6 м датированы остатки древесины в песчаных отложениях острова - 1140±40 лет (ЛУ-5073). С высоты 1 м на границе песков и слоёнки получена датировка последней 2920±70 лет (ЛУ-4919). Важно отметить, что описываемый разрез находится на краю внутренней дельты протоки, сток по которой осуществлялся из системы Быковской протоки.

О. Арангастах расположен на морском крае дельты (72º33´12,2´´ с.ш., 129º12´42,1´´ в.д., рис. 24, № 35). Его высота достигает 1,5 м. Снизу вверх в обнажении на южной стороне высотой 1,2 м вскрывается слоёнка, и лишь нижние 20 см разреза представлены песками. Датировка слоёнки с высоты 0,5 м оказалась равной 2230±70 лет (ЛУ-4912), возраст подстилающих песков с высоты 0,1 м - 2970±70 лет (ЛУ-4915). Между песками и слоёнкой есть несогласие, несмотря на то, что возрасты обеих пачек близки друг другу.

Основная часть датировок отложений островов Сардахской протоки высотой до 5 м сконцентрирована в интервале от 2 до 4 тыс. лет назад. Исключение составляют датировки, полученные по данным скважины о. Сардах-Арыта, они располагаются на высоте 7-8 м. Самыми древними отложениями островов Сардахской протоки являются пески в основании разреза о. Собо-Сисё, урочища Боруо. К сожалению, по имеющимся данным невозможно сделать выводы о скоростях формирования слоёнки в Сардахской протоке.

В Сардахской протоке, так же, как в Туматской и Оленёкской, мы наблюдаем снижение островов к устью, кроме останца о. Джиелях. Омоложения островов не наблюдается. Их возраст колеблется от 2 до 4 тыс. лет. Важно отметить, что о. Арангастах на морском крае дельты имеет сравнительно древний возраст, более 2 тыс. лет, что может говорить о его размыве и современном трансгресивном развитии береговой линии восточного сектора дельты р. Лены. Это предположение подтверждается данными о современном изменении уровня моря, ведь именно по данным станции Тикси наблюдается повышение уровня моря Лаптевых в течение последних 60 лет [Ашик и др., 2010].

Острова центральной части дельты р. Лены. Под центральной частью дельты р. Лены понимается вершина дельты от о. Тит-Ары (рис. 25, № 36) на юге до о. Столб на севере, ограниченная Булкурской протокой с запада и главным руслом р. Лены с востока. Юго-западная - наиболее высокая - часть о. Тит-Ары сложена дочетвертичными породами, на которых растет разреженный лиственничный лес. Основная часть острова сложена слоёнкой и песками. Пески подвержены развеванию, и в районе южнее кладбища на поверхности террасы в песках торчат пни лиственниц диаметром до 30 см. Такие крупные деревья в настоящее время на острове не растут. Датирование одного из откопанных ветром пней показало возраст древесины 2920±70 лет (ЛУ-4919). В 1 км к югу от места откопанных ветром пней лиственниц в разрезе террасы высотой 12-13 м (71º58´22,9´´ с.ш., 127º06´19,6´´ в.д.), из уступа размыва высотой 10 м, с высоты 3 м над урезом воды в реке (ниже песчаная осыпь и современные пойменные отложения), вскрывается песчаная толща мощностью 2,5 м, на которую налегает пачка слоёнки. На высотах 5,4 м из песков м и 10,7 м из слоёнки получены датировки 4050±110 лет (ЛУ-4909) и 830±70 лет (ЛУ-4918) соответственно (рис. 25, табл. 4).

Южный остров из группы о-вов Сордох-Ары (72°12´07,6´´ с.ш., 126°38´08,0´´ в.д., рис. 25, № 48) представляет собой останец ледового комплекса пород, что следует из его глубокого термокарстового разрушения и общей высоты, достигающей 29 м. Но породы ледового комплекса нигде не выходят на поверхность. В эрозионных уступах обнажается слоёнка, которая прислонена к более древним отложениям. Высота обнажений слоёнки в уступах размыва до 9-10 м. В нижней части на высоте 1 м от уреза на восточном краю острова, в точке с координатами 72°13´16,1´´ с.ш., 126°38´50,9´´ в.д., отложения слоёнки имеют возраст 3830±110 лет (ЛУ-5604).

О. Билир (72º21´42,8´´ с.ш., 126º19´35,3´´в.д) имеет высоту 8-10 м, сложен как песчаными отложениями, так и слоёнкой. Семиметровый уступ размыва острова в точке наблюдения 25 (рис. 25, табл. 4) выглядит следующим образом. От уреза воды до высоты 3 м осыпь, до 4,5 м над водой залегает слоёнка, и завершают разрез песчаные отложения, косослоистые в нижней приграничной со слоёнкой части. Получены следующие датировки: на высоте 3,5 м 3170±50 лет (ЛУ-4609), на высоте 7 м - отложения косослоистых песков возрастом 540±60 лет (ЛУ-4565). В обоих случаях датированы растительные остатки в толще песков. Разрез интересен еще и тем, что в слоёнке, датированной возрастом около 3000 лет, обнаружены остатки жуков, свидетельствующие о более теплом и сухом климате во время отложения осадков по сравнению с современным [Kuzmina, Bolshiyanov, 2000]. Более подробно эти палеоклиматические свидетельства будут рассмотрены в главе 5.

Наиболее изученный остров дельты р. Лены - о. Самойловский (рис. 25, № 22–24), на котором расположены кордон Государственного заповедника «Усть-Ленский» и российско-германская исследовательская станция. Здесь описаны несколько разрезов слагающих остров отложений и пробурены 2 скважины. Высота террасы острова 8,5-12 м. Остров состоит из различных геологических тел, образованных песками и слоёнкой. Северо-западная часть острова ежегодно подтопляется половодьем и с поверхности сложена песками и алевритами, представляя из себя высокую и низкую поймы, постепенно снижающиеся к протоке Оленёкской (рис. 26). Четкая граница между двумя частями острова проходит в северо-восточном направлении. Поверхность террасы к востоку от границы представляет собой полигональную тундру с термокарстовыми озерами, которые в южной части острова ежегодно затапливаются половодными водами и в это время представляют собой пролив. В основном эта часть острова сложена слоёнкой.

В обнажении под научно-исследовательской станцией на юго-западной скуле острова с высоты 2,5 м над меженным урезом воды в Оленёкской протоке получена датировка слоёнки 3220±70 лет (ЛУ-4577).

В обнажении, которое, вероятнее всего, располагалось на юго-восточной скуле острова (рис. 25, № 24), т.к. авторы, его изучавшие, дают привязку разреза к Туматской протоке [Kuptsov, Lisitsin, 1996], вскрыты следующие слои слоёнки с радиоуглеродными датировками: на высоте 3,6 м от уреза - 2140±110 лет (IORAN-4101), на высоте 4,2 м - 4220±240 лет (IORAN-4164), на высоте 6,2 м – 3700±260 (IORAN-4167). Получается инверсия возраста, в центральной части обнажения залегают наиболее древние осадки.

Обнажение на этой же стороне острова в точке с координатами 72º22´09,7´´с.ш., 126º31´04,7´´ в.д. (№ 51 в табл. 4 и на рис. 27) также сложено слоёнкой. В уступе размыва обнажаются 2 пачки слоёнки (рис. 27) мощностью 2,6 м, подстилаемые с глубины 4,85-4,90 песчаным прослоем и переслаиванием песков с растительными остатками, которых по объему в отложениях 10-15 %, в отличие от верхней пачки слоёнки, где песков и алевритов <10 %. Текстура отложений горизонтально- и волнисто-слоистая. Волнистость особенно четко видна на глубине 2,9 м. Верхняя пачка слоёнки (2,5 м) состоит из мхов, веток кустарников и прослоев серых алевритовых песков. Степень разложения растительных остатков как в верхней, так и в нижней части обнажения одинакова и составляет не более 5 %.

Проведенные Ю.Б.Анцибор геохимические анализы грунта дали интересный результат (рис. 27). Распределение концентраций тяжелых металлов и органического углерода по разрезу достаточно однородно. Существуют пиковые концентрации, но связать их с литологическим строением толщи в целом сложно. Отметим рост содержания органического углерода вверх по разрезу. Современный этап характеризуется резким повышением содержания мышьяка, это связано с антропогенным влиянием. Приведенные данные свидетельствуют о схожих условиях накопления элементов в толще слоёнки, что говорит о стабильных условиях осадконакопления.

Радиоуглеродный возраст слоёнки следующий: на глубине 0,5 м - 2230±70 (ЛУ-5817), на глубине 2,5 м - 2750±70 лет (ЛУ-6006), на глубине 2,7 м - 3710±80 лет (ЛУ-6005), на глубине 3,8 м - 2860±100 лет (ЛУ-5818). Растительный детрит в песках с глубин 4, 6 м - 3470±140 лет (ЛУ-5819). Как видно из датировок, верхняя пачка слоёнки накапливалась всего около 500 лет со скоростью 1 м/250 лет. Во второй пачке произошла инверсия возраста, вероятно, из-за переотложения в образец на глубине 2,7 м более древнего материала. Хотя не исключено, что первая и вторая пачки слоёнки накапливались после перерыва, вызванного понижением уровня бассейна, в котором формировались осадки, и развитием торфообразования. Прослой торфа, или моховой горизонт, толщиной 10 см и разделяет две пачки слоёнки. Исходя из датировок, нижняя пачка слоёнки формировалась так же быстро, несмотря на разницу в датировках из-за инверсии возраста.

На юго-западной стороне о. Самойловский пробурена скважина в точке с координатами 71º59´38,5´´ с.ш., 127º05´37,8´´ в.д. Датирование отложений дало следующие результаты по высоте горизонтов, приведенных к урезу воды в Оленёкской протоке: 0,4 м над урезом - 2635±35 лет (KIA-8174); 1,2 м - 2530±30 лет (KIA-8173); 1,3 м - 2605±30 лет (KIA-8172); 6,2 м - 500±25 лет (KIA-8171); 6,6 м - 230±25 лет (KIA-8170); 7,5 м - 435±30 лет (KIA-8169) [Sсhwamborn et al., 2002]. Как и положено, по стратификации осадков наиболее древние отложения расположены в нижней призабойной части, а более молодые получены в приустьевой части скважины на глубине до двух метров. Нижняя часть слоёнки мощностью 1,5 м накопилась практически одновременно. Это же характерно и для молодых отложений, 2 м которых сформировано за 500 лет.

В обнажениях юго-западной части острова в середине разрезов есть инверсии возраста, что связано с процессами, имевшими место в ходе отложения осадков. Однако слоёнки откладывались с большой скоростью и в основном в интервале 2,5-3,5 тыс. лет назад.

Датировки отложений, слагающих острова центральной части дельты, распределены в две основные группы. Большая часть датировок находится в интервале от 2 до 4 тыс. лет назад на высотах до 5 м. Вторая группа - это поздние датировки, располагающиеся до высот 8 м, возраст которых менее тысячи лет.

Быковская протока. Острова Быковской протоки являются наиболее молодым образованием дельты. Острова сложены главным образом слоёнкой, которая накапливалась здесь в период с 2500 до 1500 лет назад. По мнению В.Н.Коротаева [1984], Быковская протока заложилась на позднем этапе развития современной дельты в конце голоцена, примерно 1000 лет назад.

О. Мальцева (72º03´46,1´´ с.ш., 128º37´11,7´´ в.д.) в нижнем течении Быковской протоки сложен с южной стороны слоёнкой, обнажающейся в уступах размыва высотой до 4,5 м. В точке наблюдения 49 (табл. 4) разрез слоёнки высотой 2,8 м состоит из двух пачек: нижняя мощностью 1 м сложена более минеральной частью (серый алеврит), нежели растительными остатками; верхняя пачка мощностью 1,8 м сложена слоёнкой. Из нижней пачки с высоты 0,7 м над подошвой видимого разреза растительные остатки показали возраст 2110±70 лет (ЛУ-6002). В верхней пачке возраст слоёнки составил 1790±60 лет (ЛУ-6003) и 900±60 лет (ЛУ-6004) на высоте 1,7 м и 2,3 м соответственно.

Помимо островов, сложенных слоёнкой, в Быковской протоке сформирован уникальный для дельты о. Чай-Ары (№ 48, табл. 4), единственный, в строении которого доминируют аллювиальные отложения. Остров вытянут на юго-восток по течению протоки. Приверх острова с обширной осушкой представляет собой первую террасу высотой 6-9 м, на склоне которой расположена серия валов высотой 1-1,5 м, образованных напором половодного льда и состоящих из песков и галечников. Петрографический состав галек своеобразен. В основном это галька изверженных пород: гранитоиды, порфириты, достаточно много галек яшмы, халцедона, кварца. Есть гальки осадочных пород – песчаники, гравелиты, кварциты. Такой состав галечного материала характерен для о. Сардах и окружающих его проток, в порогах которых также многочислен обломочный материал подобного состава.

На северной стороне острова из-под уреза воды и до высоты 3 м выходят дочетвертичные породы - серые, в выветрелом состоянии светло-серые и красно-коричневые аргиллиты, падающие на юго-юго-запад под углами до 12°. Эти породы слагают цоколь пляжа, на котором среди песков и галечников часто встречается плавниковая древесина. Ниже по течению в 300 м, в точке с координатами 72º24´53,3´´ с.ш., 127º27´14,0´´ в.д., пляж шириной до 25 м и высотой до 3 м в тыловом шве сменяется склоном крутизной до 15° первой террасы. Ее склон прорезан мелкими промоинами, в которых вскрываются галечники и кроющие их пески. В промоине склона террасы заложен шурф-расчистка (высота 6 м над урезом воды), в котором вскрылась верхняя метровая пачка песка, кварцевого, мелкозернистого, с волнистой слоистостью. На контакте с нижележащим галечником обнаружен и промыт на сите растительный детрит. Радиоуглеродный возраст (AMS-метод) детрита современный (от 1954 г., KIA-385888). Галечник видимой мощностью 0,3 м состоит из мелких, средних и крупных галек с единичными мелкими валунами. Галька окатана преимущественно хорошо, но есть и остроугольные обломки. В основном гальки состоят из местных осадочных пород, но также встречены мелкие гальки кварца, яшмы. Заполнитель галечника состоит из крупнозернистого и среднезернистого песка.

Из маршрутных наблюдений и отбора донных отложений озера в центре острова, глубина которого не превышает 1,5 м, следует, что весь остров сложен песками и галечниками русловой фации аллювия, что чрезвычайно редко для островов дельты. Точнее, это единственный остров дельты, сложенный нормальным аллювием. Из определения возраста растительного детрита следует, что остров образовался десятилетия или столетия назад.

3.1.2.5. Торфяные залежи или аллохтонный растительный материал?

Геологическое и геоморфологическое строение островов дельты с очевидностью свидетельствуют о том, что первая терраса формировалась в течение нескольких этапов чередования накопления отложений и их размыва. Плановые очертания островов наглядно показывают разновозрастный характер одной и той же поверхности - первой террасы. На рис. 26 представлен космический снимок о. Самойловский. Его восточная часть - полигональная тундра, сложенная практически с поверхности органогенными осадками - слоёнкой мощностью до нескольких метров. Развитая система полигонов и термокарстовых озер показывает сравнительно длительное формирование поверхности первой террасы. Западная треть острова сложена прислоненными к восточной части острова песками, от поверхности террасы снижающимися к урезу воды. Пески на поверхности первой террасы имеют лишь зачаточные формы полигонов и покрыты более разреженным растительным покровом по сравнению с восточной частью острова. Эта поверхность моложе той же поверхности, но расположенной в восточной части острова. Западный склон острова наиболее подвержен влиянию половодных вод, которые ежегодно откладывают на нем наилок в виде песчаного материала, здесь скапливается большое количество плавника - древесных стволов и их обломков, приносимых рекой и откладываемых при спаде уровня в реке. Плавучие льды интенсивно бороздят западный склон острова (рис. 28 а). Восточная часть острова продолжает эродироваться половодными водами, а наползающие льды бороздят в основном бровку первой террасы (рис. 28 б). Однако в настоящее время половодные воды не проникают в центр острова и наилок откладывается только по берегам и на дне старично-термокарстовых котловин, развитых в его северной и южной частях.

Скважины, пробуренные в западной части острова, в его песчаном геологическом теле, показали, что на размытую слоёнку возрастом 2600 лет близ современного уреза воды отложились пески возрастом 300-500 лет (см. раздел 3.1.2.4).

Таким образом, геологическое тело о. Самойловский было образовано накоплением слоёнки 3500-2500 лет назад в бассейновых условиях, на что указывают горизонтально- и волнисто-слоистая текстуры отложений. Затем они были размыты, и 300-500 лет назад к эрозионному останцу с запада причленились речные пойменные отложения, представленные песками и растительным детритом. Такие значительные различия в режиме накопления органических и песчаных отложений могли быть связаны только с противоположными фазами развития дельты: этапом подпора и накопления легких органогенных отложений в эстуарных условиях 3500-2500 лет назад; этапом вреза речных русел при понижении базиса эрозии.

Острова, состоящие из разновозрастных и разнородных отложений, в дельте обычны (см. раздел 3.1.2.4). Их геологическое строение свидетельствует о резкой смене обстановок осадконакопления как в латеральном направлении и по вертикали, так и во времени. Такой характер формирования островов противоречит принятой доктрине осадконакопления в дельтах.

Считается, что дельтовые острова нарастают снизу вверх в результате ежегодно откладывающихся половодных наилков, как в речных долинах. Вот одно из традиционных представлений о происхождении дельт. «Современные дельтовые острова образуются постепенным повышением песчано-илистых отмелей морского края или при прорыве излучин проток. Отмели постепенно превращаются в надводные «пески», которые покрываются кустиками злаковой растительности, закрепляющей их поверхность от развевания и способствующей их росту в высоту, благодаря задержанию наносов в половодье. При дальнейшем повышении растительность становится гуще и острова становятся сухой песчаной тундрой. С возрастом на островах нарастают все более мощные мохово-дерновые и торфяные поверхностные слои. Образуется моховая подушка, начинается заболачивание почвы, и появляется покров из влаголюбивых растений. Толщина деятельного оттаивающего слоя уменьшается и возникает типичная тундра области вечной мерзлоты. Возникают морозобойные трещины» [Самойлов, 1952, с. 310-311].

Ключевым вопросом формирования дельты является происхождение органоминеральных масс - слоёнки, слагающей большую часть островов дельты. Практически все исследователи считают эти отложения торфом.

«На обширнейших равнинных пространствах суши с суровым континентальным климатом возникли благоприятные условия для развития болотно-тундровой растительности. Нижние торфяники образовались в результате зарастания водоемов приарктических областей, тогда как верхние торфяники (мамонтовый горизонт) характерны для мокрых болот и зарастающих водоемов тундрового типа. Накопление торфа во всех трех террасах дельты происходило неизменно по типу низинных гипновых или осоко-гипновых болот» [Гусев, 1959, с. 467]. Три террасы, которые рассматривает А.И.Гусев, в действительности являются одной террасой - первой террасой дельты, которая сложена органоминеральными отложениями (раздел 3.1.2.4).

Ботанический состав «торфа», слагающего острова, имеет большое значение для понимания их происхождения.

А.И.Гусев [1953] описал вторую, как он считал, террасу высотой 8 м на западном окончании о. Собо со стороны протоки Боотулу. В нижней части она сложена торфом, на 50 % состоящим из Carex caespitosa, Carex limosa; на 35 % из Calliergon cordifolium, C.sp., Drepanocladus sp., Poludella squarrosa; на 15 % из неопределенных травяных остатков. Степень разложения торфа 15 %. В средней части осок 30 %, а остальные 70 % приходятся на Calliergon cordifolium, C.cuspidatum, Cirriphylum sp., Drepanocladus exanulatus, D.fluitans, D.venicosus. Степень разложения торфа 5 %. В верхней части количество составляющих видов остается примерно тем же с появлением новых видов: Drepanocladus sedtheri, Mnium sp. - при 5 % разложении торфа.

В 1 км ниже залива Булункан по Быковской протоке основание террасы высотой 6 м сложено сильно песчанистым торфом, на 70 % состоящим из Calliergon cordifolium, C.giganteum, Drepanocladus exannulatus, D. Sendtheri, D. venicasus. 15 % приходится на Carex sp., неопределимые остатки 15 %. В торфе залегают одиночные стволы деревьев диаметром до 8 см. В средней части разреза торф более плотный и слоистость менее выражена. На 60 % он состоит из: Carex caespitosa, C. limosa, C.sp., 20 % приходится на Calliergon cordifolium, C. giganteum, Scorpidium scorpioides. Остальные 20 % составляют Drepanocladus exomulatus, D.sencther, D. venicosus. Верхние 2 м разреза представлены горизонтально-слоистыми, тонкозернистыми кварцевыми песками с многочисленными прослойками торфа и торфяного детрита.

Разрез террасы о. Куогастаах в Оленёкской протоке состоит из сильно песчаных слоистых торфов, в нижней части состоящих на 85 % из Calliergon cordifolium, C. giganteum, C. cuspidatum. Остальные 15 % приходятся на Drepanocladus examulatus, Carex caespitosa и древесные остатки. В верхней половине разреза торфяника Calliergon cordifolium, C. sp. составляют только 45 %; Carex caespitosa и C.sp. - 35 %; Meesea triquetra - 10 %; Mnium sp. - 10 %. Степень разложения торфа с 5 % внизу разреза возрастает до 15 % вверху.

Как видно из описаний состава растительности, произведенных А.И.Гусевым [1953], растения-торфообразователи представлены в дельте зелеными мхами и осоками. Степень разложения до 15 %, причем в нижней части торфяников степень разложения иногда меньше, чем в верхней.

Из собственных наблюдений и описаний приведем естественный разрез 0904, исследованный на левом склоне Булкурской протоки (72°09´02,8´´ с.ш., 126°15´57,8´´ в.д.).

Первая терраса высотой до 13,5 м от меженного уровня воды в протоке сложена органоминеральными отложениями, образующими отдельные останцы-байджарахи (рис. 29), отделяющиеся друг от друга распадками, образованными при вытаивании ледяных жил. Ширина останцов-байджарахов примерно соответствует размеру полигонов на поверхности террасы. В одном из таких останцов-байджарахов снизу вверх вскрываются:

- бечевник (0-3, 5 м над урезом воды) шириной до 40 м, сложенный песком с плавниковой древесиной на поверхности;

- растительная слоёнка (3,5-8,2 м), представленная остатками растительности с хорошо развитой горизонтальной слоистостью, мощностью 4,7 м (отобраны образцы 0904-1 с высоты 3,5 м, 0904-2 с высоты 4,7 м, 0904-3 с высоты 8,2 м);

- прослой песков (8,2-9 м) с растительными остатками мощностью 0,8 м;

- растительная слоёнка (9-10 м) видимой мощностью 1 м (отобран образец 0904-4 с высоты 9 м над урезом воды, из подошвы слоя);

- растительная слоёнка в оползшем блоке мощностью 3-3,5 м.

Как видно из рисунка, органическая масса нижней половины разреза (ниже песков) формировалась в интервале времени от 6300 до 3900 лет назад. Не исключен перерыв в осадконакоплении между двумя нижними датированными слоями осадков. В интервале времени между 5100 и 3900 лет назад накопилось 3,5 м растительных остатков со средней скоростью 3 мм/год или 30 см/100 лет. Выше откладывались пески и снова слоёнка.

В четырех отобранных образцах анализировались споры и пыльца (палинолог Л.А.Савельева), а также макроостатки растительности (палинолог Е.А.Морозова).

Спорово-пыльцевые спектры трех нижних образцов единообразны. В осадке преобладает пыльца древесной и кустарниковой растительности (60-–70 %), которая сейчас здесь не произрастает. Она представлена главным образом тремя таксонами Pinus s/g Haploxilon, Betula sp., Alnus fruticosa в количестве от 20 до 30 %. Кроме того, присутствуют пыльца Picea (8 %), Larix (3-5 %), Salix (2-5 %). Травянистая растительность представлена пыльцой семейства Cyperaceae (20-27 %) и разнотравно-злаковых группировок, в которые входят Poaceae, Brassicaceae, Artemisia, Asteraceae, Polypodiaceae, Rosaceae и др. Среди споровых растений доминируют споры сфагнумовых мхов, присутствуют споры папоротниковых, различных видов плаунов и споры сибирского плаунка. Во всех пробах обнаружены единичные зерна пыльцы дочетвертичных хвойных пород деревьев и споры. Пыльца и споры во всех пробах хорошей сохранности.

Спорово-пыльцевой спектр верхнего образца (с высоты 9 м над урезом воды) отличается от описанных выше преобладанием пыльцы трав, которая представлена семействами Poaceae (38 %), Cyperaceae (20 %) и разнотравьем. Здесь же высокое содержание пыльцы лиственницы (15 %) и присутствуют единичные формы устьиц хвойных пород, принадлежность которых к роду установить не удалось ввиду их плохой сохранности.

Из макроостатков растений в нижней части разреза (образец 0904-1) обнаружены осоки (30 %), пушицы (5 %) и хвощи (5 %). Из мхов встречаются Drepanocladus (25 %), Tomethypnym (25 %), Calliergon (5 %). Единичны находки Comarum palustre, Bryum, Aulacomnium.

Выше по разрезу (образец 0904-2) немного меняется видовой состав осок. Практически исчезает Carex cespitosa, но появляется Carex rariflora (10 %). Carex aguatilis также составляет 10 %. Хвощ присутствует в единичных количествах, но зато появляются злаковые (10 %). Кроме того, отмечается увеличение разнообразия мхов (Calliergon gigantenum (20 %), Drepanocladus (20 %), Calliergon cordifolium (15 %), Bryum (5 %)).

В образце 0904-3 из травянистых растений опять же доминируют осоки разных видов, которые в совокупности составляют 30 %. Хвощ присутствует в небольшом количестве и составляет 5 %. 65 % остатков состоят из мхов, доминантами из которых являются Calliergon cordifolium (15 %), Drepanocladus (15 %), Tomethypnym (10 %).

Образец 0904-4 отличается более низким содержанием осок (25 %), довольно высоким содержанием злаковых (25 %) и Drepanocladus (30 %). Среди мхов присутствуют еще Calliergon cordifolium (15 %) и Campyllum (5 %).

Все образцы богаты органическим материалом малой степени разложения (до 30 % в самом нижнем образце) и очень хорошей сохранности. Все встреченные виды в настоящее время произрастают в тундре.

Результаты анализов показывают, что спорово-пыльцевые спектры и макроостатки, отложившиеся в одном месте и одновременно, значительно различаются составом растительности. Особенно явное различие в составе мхов - в слоёнке присутствуют споры сфагнумов и плаунов, а сама она состоит в основном из зеленых мхов. Более или менее совпадает травянистая растительность по пыльце и растительным остаткам. Преобладает пыльца и макроостатки осок. И в верхнем образце изменения состава пыльцы травянистых растений соответствуют изменению состава растительных остатков трав - оба анализа показали увеличение роли злаковых и уменьшение содержания осок. В макроостатках практически отсутствуют древесные породы, что, вероятно, свидетельствует о неизменном положении места описания в зоне тундр в интервале времени от 6300 до 3900 лет назад

Из собственных и предшествующих исследований следует, что органическая часть слоёнки практически не имеет разложения. Те максимальные 15 % степени разложения торфа, на которые указывает А.И.Гусев [1953], приходятся на неопределенные растительные остатки, т.е. на растительный детрит, который не является продуктом разложения, а приносится водой вместе с зелеными мхами и травянистыми растениями. В слоёнке, как видно из описаний, много остатков осоки, как корешков, так и листьев. Для торфа вообще не характерно наличие листьев осок, т.к. они быстро разлагаются [Денисенков, 2000].

Количество минеральной части в слоёнке очень различно от разреза к разрезу. В целом песка значительно больше в вершине дельты, чем в нижних ее частях. Наиболее опесчанен растительный материал в разрезах террасы о. Тит-Ары - первого острова дельты. Там его количество составляет до 30-40 % объемной массы. В остальных разрезах песчаный материал составляет менее 10 % в разрезах слоёнки.

Скорость накопления слоёнки очень велика - от 0,2 до 1,6 м за сто лет. В скважине о. Самойловский (см. раздел 3.1.2.4) нижний метр этих осадков накопился за несколько десятков лет.

В разрезах слоёнки до 8 м мощности верхняя и нижняя части практически не различаются по степени разложения мхов.

Древесные остатки, торчащие из обнажений, как правило, значительно моложе скоплений мхов и растительного детрита, как показали радиоуглеродные датировки. Существует, по-видимому, какой-то механизм внедрения стволов плавниковой древесины в уже сформировавшиеся отложения первой террасы.

В целом описанные отложения очень далеки от залежей торфа по составу и текстуре.

«Торф - горючее ископаемое, относящееся к гуммитам и представляющее собой первую стадию превращения растительного материала по пути его преобразования в уголь. Накапливается в болотах из остатков отмерших растений, подвергшихся неполному разложению в условиях повышенной влажности и затрудненного доступа воздуха. Структура торфа бывает волокнообразной при низкой (до 25 %) и аморфной при высокой (50-65 %) степени разложения. Текстура большей частью неслоистая. Пористость торфа малой степени разложения очень велика (70-80 %), а сильно разложившегося - обычно незначительна» [Геологический словарь, 1973, с. 320].

Изученные в разрезах и скважинах отложения очень сильно отличаются от торфяных залежей по нескольким признакам.

1. Самая характерная черта этих отложений - слоистость, причем отлично выраженная повсеместно. Обычно она горизонтальная, но есть и волнисто-слоистые толщи слоёнки. Торф, как видно из определения, большей частью не имеет слоистости.

2. В отложениях слоёнки практически не наблюдается разложения накопившихся растений, что также не характерно для торфа.

Степень разложения показывает содержание в торфе аморфного вещества, состоящего из продуктов разложения исходной растительной массы и мельчайших, утративших клеточную структуру обрывков ее тканей. В природных условиях степень разложения изменяется в пределах 1-70 %. Максимальная величина степени разложения встречается у древесных и древесно-травяных видов торфа, минимальная - у моховых. При степени разложения около 70 % законсервировалось не более 17 % исходного органического вещества, а остальные 83 % составляют потери от минерализации до газообразных продуктов и воды и потери от вымывания. Остатки растительного волокна составляют менее 5 % от исходной органической массы [Лиштван, Король, 1975].

3. Мощности органоминеральных отложений в дельте р. Лены чрезвычайно велики по сравнению с торфяными накоплениями на севере Якутии. Максимальная зафиксированная мощность слоёнки, слагающей первую террасу, 8 м, а возраст этих накоплений от сотен до 2000 лет (минимальная скорость накопления органического материала 40 см за 100 лет). По данным Е.И.Скобеевой и Л.А.Симаковой [1983], торфяные залежи мощностью всего в 1 м в суровых условиях Севера Якутии формируются редко. И.П.Смирнов [1991] для сходных условий Анадырской низменности указывает на невозможность длительного формирования мощных торфяных залежей и также считает, что их предельная мощность не превышает 1 м. В лесной зоне Кольского п-ова скорости накопления торфа в суббореальное время составляли 3-8 см за 100 лет, а чуть позже - 1310-1100 лет назад - 18 см за 100 лет [Павлова и др., 2005]. Скорости накопления торфа в течение голоцена в южной тайге Западной Сибири колебались от 3,5 до 11,3 см/100 лет [Borren et al., 2004]. И это в благоприятных условиях торфонакопления. В зоне же суровой вечной мерзлоты дельты р. Лены с глубиной сезонного оттаивания деятельного слоя грунта всего до 30-40 см скорость накопления органогенного материала на порядок-два выше известных скоростей торфонакопления торфяных месторождений умеренной зоны.

4. В современных условиях дельты ни в одном из изученных водоемов не формируются торфяники из зеленых мхов. Многочисленные спущенные термокарстовые озера являют исследователю на дне всего несколько десятков сантиметров растительных остатков, достаточно хорошо разложившихся, с минеральной частью в виде песка и алеврита в различных пропорциях.

Таким образом, имея в виду описанные признаки слоёнки, можно заключить, что эти органоминеральные массы не накапливались в болотах, которые в данных условиях трудно представить, т.к. протаивание грунта на островах составляет всего несколько десятков сантиметров в течение не более трех месяцев в году. Возраст слоёнки указывает на ее очень молодое происхождение в тот период, когда природные условия не были кардинально отличны от современных.

Отложения слоёнки не являются и пойменными осадками. В современной пойме при значительных амплитудах колебания уровня воды в реке откладываются пойменные фации аллювия, нисколько не напоминающие органоминеральные накопления островов дельты. Для пойменных осадков характерен песчаный состав, горизонтальная и косая слоистость отложений, заметное содержание растительного детрита, подчеркивающего текстуры осадков (рис. 30). Большие скорости течения в половодье также не способствуют значительному отложению легких мхов и растительного детрита.

Горизонтальные и волнисто-слоистые текстуры указывают на отложение слоёнки в бассейновых условиях. В более или менее застойных водоемах, где скорости течения не были велики, откладывались мхи, растительный детрит с переслаиванием песков и алевритов, которые свидетельствуют о том, что бассейны отложения были все же проточными. Для отложения мхов и осок, ранее смытых с поверхности тундры и частично вымытых из более древних разрезов островов дельты, были необходимы колебания уровня водоемов. В условиях колебания уровня водоема (приливы-отливы, сгоны-нагоны, паводки, межень) и в настоящее время на осушках накапливается растительный детрит. Для отложения такого рода осадков и в прошлом были необходимы колебания уровня синоптического масштаба, которые только и обеспечиваются в зоне влияния морского бассейна.

На отложение органоминеральных масс в подпорном эстуарии указывает строение первой террасы р. Оленёк. На расстоянии до 100 км от устья слоёнка, слагающая острова и часть берегов реки, ингрессионно залегает в нижней части долины. И в настоящее время эта область реки испытывает влияние морского фактора.

Моховая слоёнка также обнажается в разрезе на протяжении 300 м на восточном берегу Эбеляхской губы (в точке с координатами 72°47´24´´ с.ш., 140°49´11,5´´ в.д.), т.е. на берегу моря Лаптевых без современного речного влияния. Это останец бывших мощных накоплений такого материала в условиях бассейна, некогда закрытого от прямого влияния моря, но гидравлически связанного с ним. Аналогичные накопления неразложившейся растительности современных тундр мощностью до 15 м описывали Л.В.Тараканов и В.Ю.Бирюков [1974] в аккумулятивных террасах, срезаемых уступом размыва в Ванькиной губе (п-ов Широкостан в юго-восточной части моря Лаптевых). Эти исследователи также назвали эти толщи органогенных отложений торфом.

Так называемые торфяники широко развиты и на Новосибирских островах. Исследованный монолит торфа на о. Котельный [Анисимов, 2010], состоящий из неразложившихся гипновых мхов и трав, имеет мощность 3 метра, а возраст в кровле 3340, в подошве - 5460 радиоуглеродных лет. Изменений в спорово-пыльцевом составе по данным анализа 51 образца практически нет.

После отложения в летних условиях, зимой органоминеральные осадки промерзали или в условиях осушки, или подо льдом водоемов, имевших глубину до 2 м, в которых лед ложился на дно. Именно поэтому в отложениях первой террасы так широко и мощно представлены сингенетические повторно-жильные льды. Развитая система полигонов с жильными льдами обнаруживается при аномально низких стояниях уровня оз. Таймыр, и полигоны просматриваются под водой на его мелководьях. Оз. Таймыр из-за значительных колебаний уровня воды также являет собой пример формирования повторно-жильных льдов под покровом льда, ложащегося на дно, и их сохранения под слоем воды в течение нескольких месяцев лета [Большиянов, 2006].

Пока не совсем ясен вопрос - откуда сносилось такое количество моховой растительности? Зеленые мхи и осоки, преобладающие в ботаническом составе органоминеральных отложений дельты, не приносились издалека. Это типичные тундровые растения.

На различных мерзлотных полигонах о. Самойловский описан следующий состав современной растительности [Sachs et al., 2008].

На полигоне 1, низком, с водой в центре: Drepanocladus revolvens - 90 %, Carex chordorrhiza - 10 %.

На полигоне 2, высоком, без воды в центре: Hylocomus splendens - 85 %, Tomentypnum nitens - 10 %.

На полигоне 3, c массивным валиком и водой в центре (одна сторона полигона как валик деградировала): Drepanocladus revolvens - 90 %, Carex chordorrhiza - 10 %, Carex concolor - 10 %. Валик 3-го полигона: Hylocomus splendens - 60 %, Rhytidium rugosum - 30 %, Carex concolor - 4 %.

На полигоне 4, с хорошо развитыми валиками и полной изоляцией понижения (с высоко стоящей водой) от внешних источников воды других полигонов: Scorpidium scorpidoides - 100 %, Carex chordorrhiza - 8 %, Carex concolor - 3 %.

Как видно из приведенных списков, состав современной растительности близок к ископаемым отложениям слоёнки - в нем преобладают зеленые мхи и осоки.

Обычно р. Лена в период половодья несет больше древесных стволов и мелкого древесного и растительного детрита.

Условия смыва растительного покрова тундры могли складываться при повышении уровня устьевых водоемов, причем не только во время половодья и нагонов, но и в результате более длительного (десятки-сотни лет) повышенного стояния уровня приемного водоема. Дельта р. Лены на протяжении последних нескольких тысяч лет представляла собой многочисленные протоки и эстуарии, в значительной степени изолированные от приемного водоема, т.к. река и море продолжали размывать значительные остатки суши, некогда существовавшей на акватории моря Лаптевых [Большиянов и др., 2008], в частности на территории современной дельты. Подпор со стороны моря способствовал смыву с суши растительного покрова и переотложению его в толщи слоёнки. Кроме современных растений в заново формирующиеся осадки слоёнки попадали точно такие же зеленые мхи, имеющие большое значение в строении ледового комплекса пород. Ведь именно ледовым комплексом пород были сложены исчезнувшие теперь острова и массивы суши в море Лаптевых.

3.2. ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ДЕЛЬТЫ И ПРИЛЕГАЮЩИХ ТЕРРИТОРИЙ, СОВРЕМЕННЫЕ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ

3.2.1. Геоморфологическое строение отдельных участков

3.2.1.1. Устье Оленёкской протоки

Геоморфологическая съемка устья Оленёкской протоки проведена летом 2000 г. Съемка сопровождалась изучением строения рыхлых отложений, слагающих острова дельты и предгорья кряжа Чекановского. В результате съемки и дешифрирования аэрофотоснимков составлена геоморфологическая карта исследованного района в масштабе 1:100 000. В данной работе она приведена в измененном масштабе (рис. 31).

Особенностью строения данного участка земной поверхности является то, что он расположен там, где сосуществуют три типа рельефа. На юге - низкогорный рельеф кряжа Чекановского в виде гор Ангардам-Таса. В средней части - аллювиально-эстуарный плоский рельеф островов Оленёкской протоки дельты р. Лены, на севере - островное морское побережье Оленёкского залива моря Лаптевых.

Низкие горы Ангардам-Таса на исследованном участке представляют собой куэстовую гряду с наибольшей высотой 539 м - гора Содуом-Хаята. Триасовые и меловые песчаники, глинистые сланцы, аргиллиты, падающие в южных направлениях под углами 5-10°, образуют пологие южные склоны той же крутизны. Северный склон гряды имеет крутизну 20-40°, отчего куэстовый рельеф выражен чрезвычайно отчетливо. Однако он не представляет собой единого уступа. Широкие V-образные долины с прямыми склонами, ориентированные в северо-восточном направлении, разделяют уступ на ряд останцов - куэст. В южном направлении высоты гряды уменьшаются до 300 м. Низкие горы интенсивно денудированы эрозией, образовавшей широкие долины, затушевывающие моноклинальное падение пород, которое в уступах явно проявляется в виде куэст. Пологие нетеррасированные склоны долин в редких случаях осложнены каровыми нишами, в которых иногда залегают перелетовавшие снежники. Северо-западная ориентировка куэстовой гряды совпадает с направлением разломов земной коры. Так, на закартированной площади отчетливо выделяется тектоническая долина между главной куэстовой грядой гор Ангардам-Таса и низким (до 250 м) 17-километровым хребтом вдоль протоки Ангардам-Уэся. Эта долина шириной до 3 км имеет плоское дно, в котором выработаны долины стекающих с гор рек. В них по небольшим обнажениям можно видеть сложно перемятые триасовые и меловые породы, свидетельствующие об интенсивных тектонических движениях по зоне разломов. Вне долины эти отложения моноклинально падают к югу. Кроме того, направление стока Оленёкской протоки также определяется этим же северо-западным направлением, что косвенно свидетельствует о заложении гидрографической сети по зоне разломов в земной коре.

В пределах низкогорной части закартированной территории впервые обнаружены останцы террасы высотой 30-40 м в устье р. Тас-Юряге, впадающей в один из водотоков системы Оленёкской протоки. Наиболее крупный останец (72º41´06,3´´ с.ш., 123º29´52,1´´ в.д.) представляет собой хорошо выраженную площадку террасы длиной 1,5 км, полого снижающуюся в сторону Оленёкской протоки. Терраса цокольная. На коренных аргиллитах и глинистых сланцах залегает тонкий чехол (до 3,5 м) песчано-гравийно-галечного материала. Пески и галечники переслаиваются. Галечники характеризуются горизонтальным расположением уплощенных галек и гравийным заполнителем, что является свидетельством пляжевого или аллювиального происхождения. На морское влияние указывает сильная степень засоленности рыхлых отложений. Из рыхлого чехла к подошве террасы стекают солифлюкционные потоки, которые, распластываясь по пойме реки, образуют поверхности типа такыров - насыщенные солями корки с трещинами усыхания. Эти поверхности являются излюбленным местом оленей, утоляющих здесь солевой голод. Состав солей указывает на морской генезис отложений (см. раздел 3.1.2.1). Геоморфологическое положение останцов свидетельствует о том, что эти отложения сформировались при впадении р. Тас-Юряге в бассейн, уровень которого был выше современного уровня моря, как минимум, на 30 м.

Средняя часть закартированной площади занята каналом Оленёкской протоки, который расширяется здесь до 14 км. Канал занят многочисленными островами, которые нельзя назвать пойменными. Острова представляют собой эрозионные останцы, состоящие из аллювиально-эстуарных отложений, сформировавшихся на различных этапах голоцена. Пойменные острова, побочни и осередки окаймляют эти островные массивы.

Низкая пойма высотой менее 3 м представлена побочнями и осередками, сложенными песками со скоплениями в виде прослоев и линз растительных остатков. (Здесь и далее высотные отметки приведены относительно меженного уровня реки в конце августа 2000 г.) Пойма находится в стадии интенсивного формирования, и после спада полых вод ее песчаная поверхность едва покрыта пионерной растительностью. Например, на о. Содуом-Ары растительность представлена хвощами, злаковыми, пушицей, кустарником ивы. Радиоуглеродный возраст растительных остатков с глубины 0,5 м от поверхности полутораметровой поймы о. Содуом-Ары (координаты 72°50,25´ с.ш., 123°11,59´ в.д.) составил 1770±50 лет (ЛУ-4572). Наиболее низкие части низкой поймы вообще лишены растительности и подвержены развеванию ветром. Часто на ее поверхности залегает плавниковая древесина в виде обломков древесных стволов.

В Оленёкской протоке и ответвляющейся от нее протоке Ангардам-Уэся эти образования носят название «песков» и, по сути, должны быть сложены современными перемещаемыми рекой песками. Однако отобранный растительный детрит с глубины 0,5 м из песков Оленг-Суолун-Кумага в средней части протоки Ангардам-Уэся (координаты72°47´21,2´´ с.ш., 123°07´30,7´´ в.д.) имеет радиоуглеродный возраст 3400±60 лет (ЛУ-4563). Это указывает или на переотложение древних растительных остатков в современные пески, или на размыв острова, бывшего на месте осерёдка.

Высокая пойма (3-5 м) слагается переслаивающимися песками, алевритовыми песками, содержащими различное количество растительного детрита в виде детрита древесины, травяных и моховых волокон, а также обломков древесины. Слоистость отложений преимущественно горизонтальная, реже волнистая. Поверхность высокой поймы первично полигональна со слабым развитием жильных льдов, находящихся на первых стадиях развития. О времени ее формирования можно судить по возрасту обломка плавниковой древесины, залегавшего в 2,8 м выше уреза воды в эрозионном уступе о. Харыялах в протоке Кюрюльген-Уэся (72°44´48´´ с.ш., 123°38´40´´ в.д.), - 410±60 лет (ЛУ-4564).

Еще три поверхности, выделяемые в канале Оленёкской протоки, имеют более древний облик. Низшая из них - аллювиально-эстуарная терраса на высотах 4-5 м. В отличие от высокой поймы, находящейся на той же высоте, аллювильно-эстуарная терраса имеет хорошо развитые полигоны, заболоченную поверхность и широко развитые древние элементы русловой сети: старицы, береговые валы. Озера, развитые на ее поверхности во множестве, имеют старичное происхождение. Радиоуглеродный возраст растительных остатков из террасы левого берега протоки Джахсэ, омывающей с юга о. Улахан-Ары (координаты точки отбора 72°42´48,8´´ с.ш., 123°29´58,8´´ в.д.), составил 2390±50 лет (ЛУ-4569).

Аллювиально-эстуарная терраса высотой 5-6 м сложена переслаивающимися песками, алевритовыми песками и растительным детритом. Ее поверхность испещрена термокарстовыми котловинами, заполненными озерами. Отлично выражена полигональность в заболоченной тундре. Возраст слагающих ее осадков определяется по растительным остаткам, отобранным с высоты 4 м над урезом воды в протоке Самоим-Уэся, из 7-метрового уступа размыва террасы в оголовье о. Тыалыр-Менгнях-Арыта (координаты 72°45´28,9´´ с.ш., 123°10´27,8´´ в.д.). Радиоуглеродный возраст равен 1710±60 лет (ЛУ-4568). Однако более поздние гидрологические события продолжали способствовать наращиванию высоты этой террасы. Так, на рядом расположенном о. Бёлькёй-Арыта (72°49´03,8´´ с.ш., 123°09´33,4´´ в.д.) погребенная древесина с площадки террасы высотой 6 м имеет возраст 220±40 лет.

Наиболее высокой среди островных голоценовых поверхностей является поверхность 6-8-метровой аллювиально-эстуарной террасы. Она имеет наиболее древний облик, большие термокарстовые котловины. Полигональность выражена хуже по сравнению с более низкими поверхностями из-за интенсивного развития термокарста. Эта поверхность сложена той же слоёнкой - переслаиванием песков и алевритов с растительными остатками. Переслаивание обусловлено различным содержанием растительных остатков в прослоях песка и алевритового песка. Термоэрозия иногда образует вертикальные стенки обрывов, сложенные слоёнкой. Обрывы образуются после обваливания блоков мерзлых пород по ледяным жилам в результате эрозионного и теплового воздействия полых вод.

Вздыбленные в результате морозного пучения отложения высокой аллювиально-эстуарной террасы в ледяном холме на о. Бёлькёй-Арыта показывают, что их нижние слои откладывались в более динамичной среде. На это указывает волнистая и косая слоистость песчано-алевритовых отложений. Однако незначительные размеры серий косослоистых песков (первые сантиметры) свидетельствуют о слабом течении в водоеме, где шло их формирование. Возраст этой фазы развития дельты как-то может характеризовать радиоуглеродная датировка растительного детрита из косослоистых серий осадков булгунняха о. Бёлькёй-Арыта (координаты72°49´31,9´´ с.ш., 123°05´15,8´´ в.д.) с глубины 7,4 м от поверхности бугра пучения - 6020±110 лет (ЛУ-4561).

Терраса о. Улахан-Ары (рис. 20, № 16), которая по высоте также принадлежит к самой высокой аллювиально-морской поверхности, сложена горизонтально переслаивающимися песками, алевритами и растительными остатками. Здесь в восьмиметровом эрозионном уступе отложения датированы радиоуглеродным методом. Растительные остатки на высоте 0,5 м от уреза воды имеют возраст 2600±50 лет (ЛУ-4642), а на высоте 5,6 м от воды - 790±40 лет (ЛУ-4542). Такие отложения могли откладываться в водоеме со слабопроточным режимом, поэтому его существование ограничено приведенными датами. Судя по характеру разреза, водоем существовал между 2200 и 500 годами до наших дней. Затем ситуация изменилась в сторону падения уровня приемного водоема, быстрого накопления песков с растительными остатками во время половодий при еще высоком уровне эстуария и размыва накопленной толщи за последние 400-500 лет. Имея в виду, с одной стороны, современную внутригодовую амплитуду колебаний уровня воды в Оленёкской протоке (4-5 м) и принимая ее за таковую же 2000 лет назад; и, с другой стороны, необходимую глубину бывшего бассейна (3-4 м) для отложения растительного детрита, приносимого в эстуарий рекой и впадающими притоками, подъем уровня приемного водоема в то время можно оценить величиной не менее 5-7 м.

К северу от Оленёкской протоки острова имеют высоту до 45 м и состоят из песчаных отложений. В разрезах о-вов Кюрюэлях-Сис и Харданг горизонтально слоистые кварцевые пески переслаиваются с алевритами, содержащими растительные остатки, а также с моховыми горизонтами. Иногда в толщу песков сверху внедряются ледяные жилы. В некоторых слоях песков сконцентрированы мелкая галька кварца, яшмы, сердолика, которая концентрируется на некоторых склонах в результате ветрового развевания песков. Преимущественно горизонтальная слоистость песков редко меняется на волнистую и диагональную косослоистую. Это отложения слабопроточного бассейна имеют видимую мощность до 25-30 м.

Залегающие сверху отложения ЛК мощностью до 10 м содержат значительно большее количество растительных остатков. Слабо разложившийся моховой торф иногда образует прослои до нескольких десятков сантиметров толщиной. Слоистость осадка также горизонтальная, хотя часто трудно распознаваемая в результате глубокого промерзания, из-за шлировой текстуры и значительных деформаций отложений в результате развития мощных ледяных жил. Слоистость видна только в разрезах тех байджарахов, где алевритовые разности отложений преобладают над растительным детритом. Байджараховый рельеф наиболее характерен для частей островов, подвергающихся размыву со стороны проток, или внутренних частей островов по бровкам термокарстовых котловин и локальных эрозионно-термокарстовых долин.

Контакт между двумя толщами чаще резкий, но наблюдается и постепенный переход от нижележащих песков. Ледяные жилы из отложений ЛК изредка вклиниваются в нижележащие пески, но неглубоко. Отложения ЛК также, вероятнее всего, откладывались в водных условиях. Между накоплением подстилающих песков и отложений ЛК не было значительного перерыва. Только для верхней пачки отложений характерен иной гидрологический режим в бассейне седиментации, т.к. он стал мельче. Пески, алевриты и растительные остатки откладывались в мелководном бассейне, который имел очень неравномерный режим в течение года. Летом, отложившись при повышенном положении уровня бассейна, зимой они промерзали при обсыхании. Немногочисленные прослои мохового торфа в верхней пачке отложений указывают на время периодически происходивших переходов условий седиментации от бассейна к субаэральным условиям, господствовавшим здесь на протяжении более длительного периода, чем зимний сезон. Время формирования этих отложений - конец позднего неоплейстоцена, а именно каргинское время. Полученные к настоящему времени абсолютные датировки отложений (в основном 30-40 тыс. лет назад) свидетельствуют об этом и о том, что формирование обеих толщ отложений песков и ЛК не было разделено значительным временным интервалом [Schirrmeister et al., 2011 б]. Указанная статья содержит результаты датирования отложений различными способами, но ее авторы придерживаются точки зрения, что подстилающие пески и отложения ЛК - это совершенно разные толщи и между ними нет ничего общего, тем более намеков на приморское происхождение обеих толщ.

Тундра высоких островов имеет полого-увалистый рельеф. Термокарстовые котловины и долины осложняют этот спокойный рельеф. Типичная термокарстово-эрозионная долина глубоко врезана в п-ов Эбе-Басын-Сисё на северо-востоке картируемой территории. Ее глубина до 15 м, поперечный профиль долины V-образный. Долины притоков зависают над дном основной долины, которое представляет собой изолированные термокарстовые котловины с практически отсутствующим течением. Эта особенность характерна для термокарстовых долин - они не имеют типичных русловых форм рельефа, и вода протекает по густо заросшему травой дну долины. Термокарстовые долины в верховьях пересекают термокарстовые котловины, озера которых и были спущены по долинам в голоцене.

В отличие от сравнительно крупных термокарстовых долин, края островов часто изрезаны глубокими короткими долинами, сток по которым осуществляется только во время снеготаяния. Наличие свежих по форме значительных конусов выноса в устье таких долин, на пляже заливов или проток, указывает на их молодость и катастрофические процессы транспорта обломочного материала в результате протаивания отложений или поступления воды из обширных снежников. Водосбор таких долин очень ограничен, и невозможно себе представить, чтобы катастрофические паводки имели место в результате выпадения атмосферных осадков.

Протаивание отложений приводит к формированию термокарстовых котловин, которые активно разрушают как высокие, так и низкие острова устья Оленёкской протоки. Несколько уровней аласов в одной и той же котловине указывает на неоднократное повторение аласообразования во время голоцена.

В северной части картируемой территории поверхность о-вов Кюрюэлях-Сис и Турах-Сисё понижена в результате денудации, термоденудации и, возможно, абразии. На юго-восточном побережье залива Куба отложения ЛК залегают прямо от поверхности пляжа и имеют видимую мощность до 5 метров. Однако не исключено, что эти алевриты с растительным детритом и мощными ледяными жилами имеют голоценовый возраст. Со стороны Оленёкской протоки и на юго-западном побережье залива Куба подошва отложений ЛК залегает на высоте 15-20 м.

На склонах, обращенных к заливу Куба, есть абразионные террасы высотой 25-30 (поздненеоплейстоценовая) и 8-12 м. Позднеголоценовая аккумулятивная морская терраса имеет высоту 2-4 м. Она замечательна тем, что частично сложена плавниковой древесиной. На южном побережье залива пляжи высотой 2-4 м сложены различными фракциями древесного детрита (древесными песком, гравием и галькой). Терраса высотой 2-4 м образуется по аласам, съедаемым морем. Такую сложную картину взаимодействия аласов и морской террасы можно наблюдать на восточном берегу залива Куба - на п-ове Биес-Пастах-Тумула, где морские береговые валы залегают на дне аласа, подрезаемого в результате волновой деятельности.

Возраст первой морской террасы высотой 2-4 м определен по содержащейся в ней плавниковой древесине. На южном побережье залива Куба в точке с координатами 72°53´39´´ с.ш., 123°19´ в.д. древесина датирована возрастом 750±40 лет (ЛУ-4545). На поверхности этой же террасы залегает молодая древесина возрастом 180±50 лет (ЛУ-4547), фиксирующая собой штормовой заплеск или более длительное стояние уровня моря, повышенного по сравнению с современным.

На западном побережье залива Куба, в одном из распадков, открывающемся устьем к заливу (координаты 72°53´47,8´´ с.ш., 123°10´11,2´´ в.д.), на высоте 2,2 м от уреза воды в заливе, в толще переслаивания растительных остатков, песка и алеврита, плавниковая древесина имеет радиоуглеродный возраст 1220±40 лет (ЛУ-4544). Здесь же, на западном побережье залива Куба, в абразионном останце аккумулятивной террасы высотой до 4 м плавниковая древесина, залегающая на высоте 2,5 м, имеет возраст 1170±50 лет (ЛУ-4548).

Неожиданные результаты дало датирование растительного детрита из песчаного тела, прислоненного к абразионному уступу на западном побережье залива Куба. Геоморфологическое положение этого тела дает возможность предположить его принадлежность к террасе высотой 8-12 м, площадка которой иногда четко прослеживается по берегу залива. Возраст детрита, отобранного с высоты 4,5 м над уровнем воды в заливе, составил 3620±60 лет (ЛУ-4551).

Таким образом, строение поймы и островов в канале Оленёкской протоки на закартированной площади свидетельствует о том, что основные массивы островов формировались в условиях слабопроточного водоема, которым был эстуарий этой протоки. Каждый из этапов повышенного уровня характеризовался накоплением эстуарных отложений, богатых растительным детритом. Последующее снижение уровня приемного водоема - моря Лаптевых - вызывало эрозионную фазу развития эстуария, на которой накопленные ранее отложения размывались и выносились в Оленёкский залив. Мозаичность строения островов, разный возраст одновысотных поверхностей аллювиально-эстуарных террас позволяют предположить несколько фаз накопления при высоком уровне моря и последующих фаз размыва массивов отложенных осадков. Один из последних этапов накопления осадков в эстуарии при повышенном уровне моря Лаптевых фиксируется осадками, накопленными в размываемом о. Улахан-Ары. Время повышенного стояния уровня бассейна ограничено возрастными рамками 2200-500 лет назад. Возраст первой морской террасы на побережье залива Куба (1200-700 лет) также свидетельствует о повышенном уровне моря в то время.

180-220 лет назад плавниковая древесина была заброшена на высоту 4 м на первую террасу залива Куба и шестиметровую аллювиально-эстуарную террасу о. Бёлькёй-Арыта. Это повышенное положение уровня моря было кратковременным, но, возможно, более длительным, чем обычные здесь повышения уровня во время нагонов. С тех пор в устье Оленёкской протоки преобладает размыв, который неизбежно сопровождает понижение уровня приемного бассейна. Одним из интересных свидетельств этому служит обнажение более древних осадков в песках Оленг-Суолун-Кумага. Можно предполагать, исходя из древнего (3400 лет) возраста осадков, его слагающих, что эти пески являются эрозионным останцом древней террасы.

Геоморфологическое и геологическое строение закартированной площади показывает, что как на протяжении конца позднего неоплейстоцена, так и в голоцене условия седиментации принципиально не отличались. Колебания уровня моря Лаптевых имели определяющее значение для накопления минеральных осадков и растительного детрита, выносимых рекой на взморье.

3.2.1.2. Цетральная часть дельты

Вершина и центральная часть дельты р. Лены начинаются от оголовья о. Тит-Ары. Здесь река, стесненная склонами долины со скальными берегами шириной 8-9 км, ниже острова резко расширяется до 27-30 км (рис. 32). На дне долины в месте расширения речной поток откладывает огромное количество песчаного материала в результате своего распластывания и замедления скорости течения. Поэтому все расширение долины занято песками, среди которых река оставляет старицы или слабопроточные рукава при падении уровня в межень. Основной сток реки проходит по руслу, прижатому к правому скальному склону, сложенному пермскими породами. Скалы эродируются мощным потоком, и поэтому склоны высотой до 150-200 м очень круты, вплоть до отвесных участков, например у о. Тит-Ары. Сток по левой Булкурской протоке существует только при наивысших уровнях половодья и замирает к межени. Перекос поверхности здесь очень ощутим и не требует особых иных доказательств, кроме карты, показывающей прижатое к скалам Главное русло р. Лены. О. Тит-Ары, имеющий высоту до 64 м, в основании сложен дочетвертичными породами, перекрытыми в нижней части аллювиально-эстуарными накоплениями. Возраст аллювия и слоёнки до 4000 лет. Остров активно размывается в половодье со стороны Главного русла, а с юго-запада наращивается песками. Эрозия и аккумуляция происходят в этой части дельты очень активно. В расширении есть останцы старых островов, например останец ЛК, представленный крупным безымянным островом из группы о-вов Сордох-Ары в центре раструба (72º12´ с.ш., 126º38´ в.д.). Его высота до 29 м. По краям острова нет выходов ЛК, т.к. он прикрыт прислоненными отложениями слоёнки (возрастом 3830±110 лет, ЛУ-5604) и песков. Но вся его поверхность, изъеденная термокарстовыми котловинами и аласами, свидетельствует о наличии в центре острова останца ЛК. По склонам аласов растут лиственницы высотой до 2,5 м (северная граница лиственницы в дельте).

Другие острова представлены останцами первой террасы высотой 10-15 м и более низкими островами. По характеру островов, состоящих из разных геологических тел, видно, что здесь, в вершине дельты, этапы накопления сменялись эрозионными этапами, приводившими к полному или частичному разрушению островов и причленению к останцам размытых массивов более молодых отложений. Например, о. Самойловский, который из всех островов дельты изучен наиболее хорошо, состоит из двух частей (рис. 26) - восточная большая часть представлена тундрой с хорошо развитыми полигонами и возрастом отложений слоёнки до 3,5 тыс. лет. Но эта часть острова была размыта, и к ней с запада причленились пески возрастом 300-400 лет, на которых мерзлотные процессы только начались, да еще осложняются подтоплением при высокой воде половодья.

Резкие очертания более древнего останца острова с запада показывают, что остров, скорее всего, размывался потоком, который был направлен с запада - из Оленёкской протоки, т.е. в противоположном современному потоку направлении. И в настоящее время Оленёкская протока иногда течет вспять из-за ледовых заторов ниже устья Булкурской протоки. Но во время эрозии о. Самойловский с запада противоположный поток должен был действовать более значительное время.

Левый берег Булкурской протоки представлен первой террасой высотой до 13-15 м. Здесь первая терраса образована слоёнкой, и ее мощности достигают 8 м.

Таким образом, вершина дельты р. Лены - это область аккумуляции и размыва отложений и островов, как в настоящее время, так и в прошлом. Отложение слоёнки говорит о том, что и до этой части дельты в прошлом периодически распространялся подпор со стороны моря. Его влияние сказывалось даже в вершине дельты. В скважине глубиной 26 м на о. Самойловский на забое обнаружена створка морской планктонной диатомеи Thalassiosira kryophila (определение З.В.Пушиной), на глубине 14 м - диатомовые водоросли алкафилы и индифферентные к солености виды, на глубине 11 м - диатомовые водоросли галофилы.

В периоды пониженного уровня приемного водоема ранее созданные массивы островов размывались и материал переоткладывался тут же, формируя обширные мели, или пески, как они здесь называются.

3.2.1.3. Район острова Сардах-Хая

Самыми заметными формами рельефа этого района дельты являются северные склоны Хараулахского хребта, подмываемые Быковской протокой, и о. Сардах, который выделяется блинообразной формой куполовидного поднятия среди массивов низких террас (рис. 33).

Хараулахский хребет подходит к реке низкогорьями Приморского кряжа с высотами 200-300 м. Только несколько вершин имеют более высокие отметки. Склоны гор прямые, слегка вогнутые. Площадки или вершины выровненные или конусообразные. На длинных склонах часты хребтики - гряды, выработанные в девонских породах. Долины, разрезающие горы в нижнем течении рек, корытообразны, четких террас в них не наблюдается. Гора Тылаах высотой 428 м в верхней части склонов бугриста в связи с выветриванием песчаников, аргиллитов и нивелированием склонов в результате действия крипа и солифлюкции. Между двумя вершинами горы - солифлюкционный поток, хорошо выделяющийся валиками. На склоне горы примерно на высоте 80 м есть терраса, выраженная узкой и прерывистой абразионной площадкой. Более четкая терраса находится на высоте 200 м.

Следующая вверх по течению Быковской протоки гора Ыысыы высотой 383 м покрыта крипово-солифлюкционными буграми, которые на высоте около 200 м сменяются более ровным и прямолинейным солифлюкционным склоном. На склоне горы, на высоте 15 м над протокой выработана абразионно-эрозионная терраса высотой 15 м и протяженностью до 300 м. У подножия горы Ыысыы со стороны реки, в точке с координатами 72º12´48,1´´ с.ш., 127º58´31´´ в.д., терраса высотой 6–9 м сложена валунно-галечными отложениями. Они составляют конус выноса и прилегают в 40 м выше по течению к останцу дочетвертичных пород, представленных песками белесовато-серыми с алевролитами, алевритами, углефицированными аргиллитами. Они падают под углами 10-15º на юго-запад. Эти породы считаются палеогеновыми [Государственная геологическая карта, 2001].

Горы Булункан, сложенные меловыми породами, состоят из четырех вершин, три из которых с выровненными вершинами и почти одной высоты. Только четвертая вершина имеет разрушенный острый гребень. Склоны вершин слегка вогнутые из-за действия солифлюкции в нижних частях склонов. На склонах вышерасположенных (по течению) гор Хыыргас и Крест-Хомо выработана узкая терраса высотой 25 м.

У подножия гор образованы аккумулятивные террасы высотой 8-10 и 10-12 м.

Несколько конусов выноса, выдвинутые в Быковскую протоку, стесняют ее течение и отодвигают русло на расстояние до 5 км от подножия гор. Эти конусы, сложенные галечниками и гравийниками, а также песками, образованы потоками талых ледниковых вод во время Малого ледникового периода. Начиная от залива Неелова эти конусы образованы следующими реками, стекающими с Приморского кряжа Хараулахского хребта: Улахан-Биллээх (ширина конуса выноса 2 км), Кысам-Юряге и Туоруур-Тас-Юряге (ширина до 4,5 км), Атырдаах-Юряге (до 3 км), Тыылаах-Юряге (до 3 км), рекой, стекающей с гор Бырдахтаах-Хаята (до 3 км), реками БулунканЮряге и Эбэлээх-Юряге, образующими самый обширный конус выноса, простирающийся вдоль Быковской протоки на 12 км и выступающий за линию подножия гор на 4,5-5 км. Его обширность и объем объясняются наибольшей площадью водосбора этих двух рек. Верхняя по течению реки часть конуса выноса образована одновременно с о. Чай-Ары.

О. Чай-Ары уникален тем, что это единственный остров дельты, сложенный аллювиальными отложениями, причем даже русловой фации. В его цоколе до высоты 3 м над меженным уровнем Быковской протоки выходят серые и красно-коричневые девонские аргиллиты, падающие на юго-юго-запад под углами 7-12º. На коренном цоколе залегают галечники и пески мощностью до 3-5 м. Датирование растительного детрита из контакта галечников и кроющих их песков в бровке террасы высотой 5-10 м показало возраст в 50–60 лет (лабораторный номер образца, обработанного в лаборатории Университета г. Киль, - KIA-38588). Пески и галечники также вскрыты в бровках котловины озера диаметром до 1 км, расположенного в нижней части острова. Галечники во вскрытой толще представлены осадочными породами, кварцем, изверженными породами в меньшей степени. Пробы галечников с приверха острова (бечевник и валы напора льда) показали преобладание изверженных пород (гранитоиды, порфириты, диабазы) и гальки из яшмы, халцедона, кварца.

Остров является по существу современным образованием и поэтому резко отличается от всех других островов дельты, которые сложены аллювиально-эстуарными накоплениями (слоёнка и песок). Процесс образования полигонов на поверхности острова только начинается, и в его отложениях не наблюдается повторно-жильных льдов.

На закартированной площади также выделяются останцы ЛК, представленные о-вами Боотулу-Сисё и Собо-Сисё. Эти острова, как и другие останцы ЛК в дельте, сложены песчано-алевритовыми отложениями с большим количеством аллохтонного торфа, вернее слоёнки, и мощными ледяными жилами. Массив ЛК еще недавно преграждал путь стоку речных вод на восток по Быковской протоке, и основное направление стока было ориентировано на северо-запад, что задавалось массивом ЛК, занимавшего пространство от Приморского кряжа до северной широты 72º40'. В то время не существовало еще Быковской протоки, а сток на восток осуществлялся по центральной системе проток с ответвлением по северной части Трофимовской протоки. Склоны этой ограничивающей сток долины восстановлены на геоморфологической карте А.И.Гусева [1953].

О. Сардах-Хая, выделяющийся своей правильной, почти округлой в плане формой, имеющий в поперечнике 2,5 км, сложен дочетвертичными и прислоняющимися к ним поздненеоплейстоценовыми осадками. Как показали геологические исследования (см. раздел 3.1.1) и буровые скважины, о. Сардах-Хая является воздымающейся куполовидной структурой.

3.2.1.4. Долина реки Урасалах

Сплав по р. Урасалах летом 2003 г. от низких гор кряжа Прончищева к берегу моря Лаптевых (рис. 34) позволил получить новые данные о геологическом и геоморфологическом строении междуречья рек Оленёк и Анабар [Макаров и др., 2008]. Эта часть побережья моря Лаптевых исследовалась в середине XX в., но результаты этих исследований опубликованы только в одной книге [Жуков и др., 1968], на которую практически никто из современных исследователей не ссылается. А фондовые отчеты этих исследователей для широкого круга специалистов недоступны. Поэтому новые материалы с современными датировками четвертичных отложений и обобщение материалов предшествующих исследователей позволяют представить палеогеографию изучаемого региона более подробно и не так односторонне, как в современных работах [Schirrmeister et al., 2011 б].

Кряж Прончищева (низкие горы высотой до 270 м) в истоках р. Урасалах представляет собой три куэстовые гряды, протягивающиеся с северо-запада на юго-восток в соответствии с простиранием триасовых и юрских терригенных пород (аргиллиты, алевролиты, песчаники, конгломераты). Пологие юго-западные склоны куэст согласны с падением пород, а склоны, обращенные на северо-восток, значительно круче. Между грядами куэст заложены долины современных водотоков, один из которых - р. Урасалах. Она сначала течет между куэст, но затем врезается в низкогорные гряды в крест простирания пород. На пологих (менее 10°) и крутых (более 15°) склонах куэст развиты нивационные ниши, свидетельствующие о значительной роли снежников в денудации. Местами в склоны куэст врезаны относительно глубокие долины в результате стока талых ледниковых или снежниковых вод.

Река, выходя из гор, врезается в четвертичные отложения. В верховьях одного из притоков она зарегулирована двумя озерами Ментикелир: Восточным и Западным. Эти озера изометричной формы, протяженностью до 1,6 км по длинной оси, имеют непростой рельеф дна, характеризующийся наличием отдельных ям глубиной до 28 м, плоского мелководья, окаймляющего ямы. Такой характер рельефа свидетельствуют об образовании озерных ванн в результате вытаивания льда, залегавшего здесь некогда в виде ледяных тел. Это так называемые гляциокарстовые озера, и они отличаются от типичных термокарстовых озер, которые имеют плоское и неглубокое дно [Большиянов, 2006].

Рыхлая толща отложений состоит из залегающих в основании видимого разреза галечно-песчаных отложений, вскрывающихся в северном склоне оз. Ментикелир Восточное (рис. 34, точка наблюдения 1411), и залегающих на них алеврито-песчаных отложений с ледяными жилами. Последние в верховьях рек вскрываются редко и обнаруживаются в основном по байджараховому рельефу. Прибрежная равнина высотой 40-60 м у гор и до 15-20 м у берега моря сложена песчано-алевритовыми бассейновыми отложениями, для которых характерны горизонтальная и волнистая слоистость, наличие незначительного количества растительного детрита, залегающего в алевритах в виде тонких линз. В среднем течении р. Урасалах (точка наблюдения 1418), в обнажении высотой 14 м переслаиваются пески и алевриты, слоистость горизонтальная и волнистая с растительным детритом, представленным корой и веточками кустарничков. Мерзлотная текстура массивная, прослойки льда до 2 см, наклонные жилы льда толщиной до 30 см. Радиоуглеродный возраст растительного детрита из горизонта с высоты 9 м над урезом воды в реке (19 м над уровнем моря) 32 550±750 лет (ЛУ-5188). У подошвы осыпи, в урезе реки найдены позвонки лошади.

Породы ЛК, представленные слоистыми алевритами с большим количеством растительных остатков и пронизывающими их ледяными жилами, вскрываются не часто. Они наблюдались на восточном склоне оз. Ментикелир Восточное (точка наблюдения 1401), на восточном берегу оз. Тунгус-Юнкюр (напротив точки наблюдения 1417), в «урочище байджарахов» (точка наблюдения 1421) и в самом нижнем течении реки. В «урочище байджарахов», расположенном в 6 км вверх по течению от устья, на правом склоне долины, в самом крайнем восточном меандре реки ЛК представлен алевритами со значительным содержанием растительного детрита (моховая слоёнка). ЛК вскрыт сверху на половину видимого разреза (25 м) и характеризуется сплошной псевдопластовой ледяной залежью видимой мощностью 3-4 м, образованной сросшимися ледяными жилами, и ниже расположенными байджарахами. Нижняя пачка отложений - горизонтально переслаивающиеся пески и алевриты. Ледяные жилы ЛК в обнажениях выше по течению от «урочища байджарахов» не проникают в подстилающие песчаные отложения, а в нижнем течении вместе со снижением абсолютной и относительной высоты нижнего контакта ЛК замечены случаи внедрения жил в подстилающие пески.

На морском побережье, в районе дельты р. Урасалах уступ размыва слабо обнажен и представляет собой оплывающий термоденудационный склон с большим количеством байджарахов. Алеврита здесь значительно больше, чем в ЛК, слагающем прибрежную равнину верхнего и среднего течения реки. К западу по берегу обнаженность термоденудационного уступа иногда хорошая. На мысе Мамонтов Клык, в 20 км к востоку от устья р. Урасалах, отложения ЛК, представленные алевритовыми песками с растительным детритом (моховая слоёнка) и жильным льдом, ложатся на подстилающую толщу без следов размыва по четкой границе, обусловленной сменой цвета отложений и содержанием растительных остатков. Пески быстро переходят в слоёнку, но выше среди переслаивания растительных остатков и алеврита часто встречаются пески того же состава слоями от 10-20 см до метра. Это означает, что обстановка осадконакопления во время формирования ЛК не сильно отличалась от обстановки накопления нижележащих песков, а накопление последних периодически повторялось. Мерзлотная текстура песков массивная, алевритовых песков с растительными остатками - тонкошлировая и с прослоями льда толщиной до 12 см.

Таким образом, можно заключить, что ЛК в типичных своих проявлениях (алеврит-песок + растительный детрит, тонко переслаивающийся с песком и алевритом, – слоёнка + мощные ледяные жилы) залегает только в прибрежной части исследованной площади.

Долина р. Урасалах севернее кряжа Прончищева имеет протяженность 25 км. От северной гряды кряжа до устья река меандрирует по долине шириной 1,2–2 км. Коэффициент извилистости русла составляет 2,9. На продольном профиле р. Урасалах (рис. 35) представлены результаты измерения высот террас. В главной долине развиты низкая и высокая поймы, три надпойменные террасы. В долине р. Урасалах-Батыта (правый исток реки) низкая пойма очень ограничена и узка. Поймы сложены аллювием. Первая терраса также сложена горизонтально-слоистыми пачками песчано-алевритовых осадков с растительным детритом. Иногда первая терраса имеет цоколь, сложенный более древними рыхлыми песчано-алевритовыми осадками. Вторая и третья террасы в долине эрозионные. Они выработаны в песчаных отложениях, подстилающих ледовый комплекс пород. Из первой террасы высотой 5,5 м в излучине «урочища байджарахов» образец растительных остатков с горизонта 3,5 м над урезом воды в реке (7-8 м над уровнем моря) показал возраст 19020±670 лет (ЛУ-5190). Столь древний возраст не может быть отнесен к первой террасе. Терраса цокольная, и здесь ее площадка и уступ выработаны в более древних породах. В них присутствует явно выраженная косая слоистость аллювиальных отложений, не характерная для ЛК. Вероятно, растительный детрит переотложен в аллювиальные накопления при размыве моховой слоёнки ЛК. Из первой террасы высотой 4 м, расположенной между точками 1415 и 1418, обломок древесины, отобранный с высоты 2 м над урезом воды (12 м над уровнем моря), показал возраст 6960 ±70 лет (ЛУ-5183).

На продольном профиле дно долины изображено в виде прямой наклонной линии, соединяющей верхнюю точку маршрута с устьем, т.к. измерить истинные уклоны дна на различных участках реки не представлялось возможным. Но, судя по изменениям скоростей течения реки, этот профиль не менее сложен, чем профиль террас. Как видно из измерений, первая терраса, имеющая обычно высоту около 5 м, на нижнем участке долины протяженностью около 2 км (между точками наблюдения 1421 и 1423) повышается до 7 м. Здесь река резко уходит на восток по долине, образуя самый протяженный меандр - до 2,5 км от генерального направления реки. Именно здесь обнажается песчаный, древний цоколь террасы, на котором аллювий залегает в виде пласта мощностью до 1 м.

В среднем течении реки наблюдается локальное повышение второй надпойменной террасы, которая обычно имеет высоту 10-11 м, но здесь повышается до 13-14 м. Третья надпойменная терраса высотой 20-22 м более выдержана по высоте. Все террасы в целом понижаются вниз по течению.

В долине реки также имеет место бассейновая терраса. В точке наблюдения 1420 она представлена эрозионными останцами высотой 5 м над рекой (12-13 м над уровнем моря), сложенными алевритовыми песками. В этой части реки терраса выклинивается и сливается с дном долины. На берегу моря бассейновая терраса исследована в 1,5 км к востоку от устья р. Урасалах. Она образует насыпь шириной 20-25 м на границе аласов трех возрастных генераций (см. рис. 34) и прислоняется к склону самого старого. Ее высота до 15 м, сложена тонкозернистыми кварцевыми песками с горизонтальной и волнистой слоистостью. Радиоуглеродный (AMS) возраст растительных остатков с горизонта 13-14 м над уровнем моря - 5470±30 лет (KIA-25106). Хорошо развитая терраса высотой около 15 м и шириной до 500 м прослеживается на протяжении нескольких километров вверх по долине р. Нучча-Джиелях, в которой располагался базовый лагерь экспедиции в районе мыса Мамонтов Клык. Т.к. эта терраса снижается вверх по долине и имеет такую ширину, возможно предположить ее эстуарно-морское происхождение.

Более низкие морские террасы развиты на всем протяжении береговой зоны. В 1,7 км к востоку от мыса Мамонтов Клык терраса имеет высоту бровки 2,2 м, тылового шва 4,5-4,8 м (от отливного уровня моря), ширину площадки до 30 м. В бровке террасы большое скопление плавника древесины в виде стволов, частично погребенных. Радиоуглеродный возраст плавника составил 1070±70 (ЛУ-5181) и 930±70 (ЛУ-5184) лет.

Исследования по долине р. Урасалах подтвердили основные выводы более широкого изучения прибрежной зоны между реками Оленёк и Анабар, проведенного в 60–70-е гг. XX в. [Жуков и др., 1968; Жуков, Пинчук, 1972]. Эти исследования, сопровождаемые бурением в Анабарской губе и на ее побережье, описанием обнажений вдоль побережья от Анабарской губы до мыса Терпяй-Тумса, показали, что прибрежная равнина севернее кряжа Прончищева сложена морскими отложениями, включая и породы ЛК. Грубообломочный материал (галечники, гравийники, пески) залегает в низах четвертичного разреза. Вверх он сменяется песками и алевритовыми песками, алевритами, глинами. В трех выделенных пачках пород [Жуков и др., 1968; Жуков, Пинчук, 1972] повсюду обнаружены комплексы фауны морских моллюсков, остракод и фораминифер. Однако немецкие коллеги и исследователи Института мерзлотоведения СО РАН (Якутск) придерживаются совершенно иной точки зрения. Они считают, что подстилающие ЛК песчаные осадки являются аллювием [Meyer et al., 2006; Schirrmeister et al., 2006], а сами породы ЛК - это чисто континентальные образования, слагающиеся экстранивитами (продуктами нивации, снесенными с возвышенностей), промерзавшими одновременно с отложением этих осадков [Куницкий, 1989; Schirrmeister et al., 2011 б], или озерно-болотными отложениями. Широкое применение новых методов датирования (AMS, IR-OSL) позволило существенно уточнить возраст отложений. Так, для подстилающих ЛК песков получены даты 30-60 тыс. лет назад, а для пород самого ЛК - 27,2-14,5 тыс. лет назад [Schirrmeister et al., 2006].

Наши исследования показали, что р. Урасалах врезается в отложения бассейна с характерной горизонтальной и волнистой слоистостью и для этих отложений не характерна косая слоистость - признак аллювиального накопления.

Немецкие исследователи с помощью дешифрирования космических снимков и маршрутов из полевого лагеря на р. Нучча-Джиелях провели ландшафтное картирование, которое позволило им выделить 13 классов перигляциального ландшафта приморской равнины [Grosse et al., 2006]. С помощью построенной карты и статистических методов они показали, что 78 % ландшафтов на закартированной площади обязано своим происхождением деградации вечной мерзлоты ЛК в голоцене. В этой работе убедительно показано влияние мерзлотных процессов на ландшафты. Однако кроме мерзлотных факторов другие процессы рельефоформирования в этой работе не рассматриваются. На ландшафтной карте исследованной площади нет ни речных, ни морских террас выше 1 м, процессы эрозии связываются только с термоэрозией.

Геоморфологический маршрут по р. Урасалах показал, что кроме мерзлотных факторов рельефоформирования на исследованной площади, как и на других приморских равнинах Якутии, все остальные геоморфологические процессы действуют также. На побережье имеют место неотектонические и современные движения земной коры, зафиксированные деформациями террас даже такой небольшой реки, как Урасалах. Здесь развиты серии голоценовых и более древних морских террас, которые сохранились по берегу и долинам рек. Сами отложения ЛК, развитые по южному берегу моря Лаптевых, также связаны с морем, хоть их и рассматривают как исключительно континентальные образования [Sher et al., 2005; Schirrmeister et al., 2003].

Долина р. Урасалах врезалась в приморскую равнину каргинского и сартанского времени позднего неоплейстоцена. Аккумулятивные процессы в реке зафиксированы лишь при формировании первой надпойменной террасы и поймы. В голоцене в долину вторгались морские воды, что зафиксировано выклинивающейся вверх по течению ингрессионной террасой высотой 13-15 м, отложения которой охарактеризованы радиоуглеродным возрастом около 5,5 тыс. лет. В позднем голоцене уровень моря также повышался на метры, что зафиксировано террасами высотой 2-4 м. Наряду с термокарстовыми процессами на приморской равнине имел место процесс близкий, но существенно иной. Из толщи пород вытаивал не только лед многолетнемерзлых пород, но залежи льда атмосферного происхождения. Об этом свидетельствуют морфология гляциокарстовых депрессий у подножия кряжа Прончищева и маргинальные каналы стока талых снежниковых или ледниковых вод, врезанные в коренные породы низких гор. Одно из последних таких событий, судя по донным отложениям оз. Ментикелир Восточное, произошло в Малый ледниковый период, похолодание и увлажнение которого зафиксировано спорово-пыльцевыми данными в период 260-90 лет назад (см. раздел 5.2).

3.2.1.5. Долина реки Кэлимээр, приустьевой участок и дельта реки Оленёк

Маршрут вниз по долине р. Кэлимээр (правый приток р. Оленёк) проведен летом 2008 г. с целью проверки положения о том, что в прошлом по этой долине осуществлялся сток р. Лены в нижнем течении. Маршрут начался в среднем течении р. Кэлимээр и закончился в дельте р. Оленёк. Река Урукит (правый приток р. Кэлимээр), от которой начался маршрут, врезана в кряж Чекановского и по перевалу высотой 250-260 м переходит в долину р. Ысыы-Хая-Юряге, впадающей слева в р. Лену. Кряж с плоскими слегка наклонными вершинами достигает здесь высот 390-415 м.

В устье р. Урукит, на правом склоне долины (71°40´02´´ с.ш., 125°11´41,7´´ в.д.) эрозией вскрываются отложения террасы высотой 25 м (рис. 36). Они представлены алевритами с глинистыми прослоями и горизонтальной слоистостью. Видимая мощность отложений до 18 м (с 63 до 81 м абсолютной высоты). В них обнаружены раковины двустворчатых моллюсков (рис. 37), возраст которых, определенный уран-ториевым методом в лаборатории геоморфологии и палеогеографии полярных регионов и Мирового океана СПбГУ, составил ≥220,5 тыс. лет. Террасы представлены поймой высотой до 2,5 м, первой террасой высотой 6 м и 24-25-метровой террасой. Все террасы аккумулятивные, последняя сложена бассейновыми осадками. В точке наблюдения 1759 террасы расположены на высотах 3 (пойма), 6 и 10-14 м. Ширина реки на этом отрезке долины достигает 60 м, глубина на перекатах до 10 см и до 1–2 м на плесах в межень.

В точке наблюдения 1762 (71°48´54,5´´ с.ш., 124°53´17,0´´ в.д.) река врезана в нижнеюрские породы, представленные темно-серыми алевролитами с пластами серо-коричневых алевролитов и желваков блинчато-караваеобразной формы, которые залегают на 3-4 м выше уреза воды в реке. Остальная часть уступа размыва высотой до 19 м сложена размывающимся ЛК, сложенным песчаным алевритом с растительными остатками.

В точке наблюдения 1763 (71°51´57,3´´ с.ш., 124°46´45,0´´ в.д.) также в уступе размыва высотой 15-18 м обнажаются породы ЛК, которые залегают на гравийниках и галечниках. Галька хорошо окатана и сортирована, насыщена солями, которые дают белесые потеки при осыпании галечника на бечевник.

В точке наблюдения 1765 (71°56´46,5´´ с.ш., 124°32´45´´ в.д.) ледовый комплекс, представленный песчаными алевритами с растительными остатками (5-15 %), мощностью до 23 м ложится на галечники видимой мощностью до 1 м. Галька средняя и мелкая, преимущественно плоская с налетом солей на поверхности. Галечник переходит в вышележащие алевриты 70-сантиметровым прослоем глинистого алеврита с галькой, ложится на нижнеюрские породы, состоящие из серых алевролитов. Поверхность террасы высотой 25-35 м здесь выражена отчетливо.

Ледовый комплекс также залегает в точке наблюдения 1766 (71°58´12,4´´ с.ш., 124°22´10,2´´ в.д.) на бровке обрыва реки высотой 21 м. Нижние 2/3 высоты обрыва - юрские породы, верхняя треть сложена серыми алевритами с растительными остатками, являющимися отложениями ЛК. Ледяные жилы нигде не обнажаются, но байджарахи указывают на их присутствие и вытаивание.

В левом склоне долины обычно обнажаются нижнеюрские породы, представленные алевролитами. В точке наблюдения 1768 (71°58´09,8´´ с.ш., 124°12´07,1´´ в.д.) терраса понижается до высоты 18-20 м. Мощность четвертичных отложений невелика - не более 4-5 м. Верхние 1,8 м слагают алевриты горизонтально-слоистые, подстилаемые песками и гравием из местных алевролитов.

Высота первой террасы постепенно увеличивается до 7-8 м (от 2-3 в начале маршрута), и в районе точки наблюдения 1769 (71°59´14,1´´ с.ш., 124°13´05,2´´ в.д.) начинается растительная слоёнка (16 км по прямой до устья). В точке наблюдения 1769 в вершине самой восточной из группы излучин, в 8-метровом обнажении правого берега растительная слоёнка, представленная практически не разложившимися растительными остатками (мхи, травы), в верхней части обнажения содержит менее 10 % алеврита. Вниз по разрезу количество минеральной части увеличивается до 15 % на глубине 1,8 м. Датирование слоёнки на глубине 0,5 м - 720±60 лет назад (ЛУ-6114), на глубине 1,8 м - 1150 ±60 лет назад (ЛУ-6145). Толща слоёнки мощностью до 4,5 м, подстилается горизонтальными алевритами и косослоистыми песками с линзами растительного детрита, возраст которого с горизонта 6,3 м ниже бровки обнажения составил 2370±90 лет (ЛУ-6146).

Вниз по течению мощность растительной слоёнки увеличивается до 4-5 м, а ширина ледяных жил в ней до 1-1,5 м. Мерзлотные полигоны на поверхности террасы имеют поперечник до 30 м.

Важным для понимания развития реки является именно то, что первая терраса в низовьях сложена слоёнкой на протяжении 16 км нижней части долины. Эти отложения как бы маркируют ингрессионный характер заполнения нижней части долины р. Кэлимээр в результате подпора ее стока со стороны р. Оленёк.

В точке наблюдения 1770 (500 м ниже по реке от точки наблюдения 1769) снова обнажение ЛК с высотой над рекой 13-15 м. И в точке наблюдения 1772 ЛК также залегает на дочетвертичных породах, в верхней части уступа размыва, высота которого до 25 м. В устье реки хорошо развита терраса 45 м и более высокая терраса высотой 60-80 м. В долине р. Оленёк при впадении Кэлимээра терраса имеет высоту 50-55 м, что немного выше, чем 45-метровая терраса в устье р. Кэлимээр.

Высота первой террасы возрастает от 2-3 м в начале маршрута (рис. 36), т.е. в среднем течении р. Кэлимээр, до 10-12 м в нижнем течении, где она сложена слоёнкой. Высота террасы 25 м понижается до 18-20 м в точке наблюдения 1768, а повышается до 25-35 м в точке наблюдения 1765. Высота террасы 45 м повышается в нижнем течении до 50-55 м, где она и сочленяется с террасой р. Оленёк. Но в нижней части долины р. Кэлимээр появляется ранее не отмеченная терраса 60-80 м.

Ледовый комплекс обнаруживается в долине с высоты около 50 м. Высота сложенных им обрывов повышается вниз по долине, а в верхней части маршрута, где дно долины имеет высоту более 50 м, ЛК обнаружен не был. Это свидетельствует об ингрессионном залегании толщи пород ЛК. В нескольких обнажениях зафиксировано его налегание на слои хорошо окатанных галечников с обильным засолением, что, возможно, было вызвано солоноватостью бассейна, в котором откладывались галечники.

Долина р. Оленёк ниже впадения р. Кэлимээр корытообразна, выработана в дочетвертичных породах. Правый склон долины круче левого. В 10 км ниже устья р. Кэлимээр максимальная глубина реки на гидростворе 7,9 м. Значительное течение наблюдается только у крутого правого склона, вода в левой половине русла практически стоячая. Высота поймы до 14 м - именно на такой высоте выложены стволы плавника по склону вдоль реки. На левом склоне долины есть терраса высотой 50 м, на которой растет лиственница. Верхняя граница леса здесь находится на высоте около 70 м над рекой в межень. Правый крутой склон долины р. Оленёк имеет вогнутую форму из-за развитых на нем процессов оползания, осыпания, солифлюкции. Характерны единичные кекуры - денудационные останцы, на склоне с крутизной до 35-40°, сложенные серыми песчаниками и алевролитами.

В 30 км ниже устья Кэлимээра (72°13´52,7´´ с.ш., 123°14´31,8´´ в.д.) в русле заканчивается 10-километровый песчаный осерёдок, на правом склоне долины уступ размыва с высотой бровки 31 м и следы половодного уровня воды на высоте 12-13 м. На левом склоне долины хорошо выражена терраса высотой 35-40 м и видна бровка террасы на высоте около 80 м. Максимальная глубина реки на этом отрезке 13 м в 4 км ниже окончания осерёдка, средние глубины реки 5-7 м. Течение реки очень слабое из-за подпора уровня реки морем. Высота уреза реки здесь около 4 м над уровнем моря. Перед осерёдком на дне русла эхолот зафиксировал обратные гряды - антидюны, высотой около 2 м.

В устье правого притока р. Оленёк - р. Тас-Юрях (72°22´52,8´´ с.ш., 122°38´54,4´´ в.д.) - приливо-отливные колебания заметны, высота приливов около 30 см. Здесь максимальные глубины реки достигают 15-17 м. В отличие от основной долины, долина р. Тас-Юрях хорошо террасирована. Здесь на правом ее склоне выделяются террасы высотой 11-12 м (пойма), 30-35, 76-85 и 100 м. Граница леса доходит только до бровки террасы высотой 76-85 м. Ширина террас от 50 до 150 м. На склонах долины р. Оленёк террасы менее заметны, но их можно выделить на высотах 11-12, 30-50 и около 80 м. Террасы вырезаны в серых песчаниках, четвертичных отложений практически нет (за исключением поймы).

В 15 км ниже (72°29´16,3´´ с.ш., 122°22´58,1´´ в.д.) река близко - на 5-6 км - подходит к водоразделу кряжа Чекановского, высотные отметки которого здесь достигают 300–310 м. Склон кряжа, обращенный к долине Оленька, интенсивно эродирован долинами притоков. В устье одного такого притока наблюдаются террасы высотой 17–20 м (шириной 30-50 м) и 30-38 м (шириной 50-70 м). Плавник древесины выброшен на высоту 3,5 м над рекой. На противоположном - левом - склоне долины р. Оленёк видна только одна терраса высотой около 17 м, которую река интенсивно подмывает и в 3 км ниже точки наблюдения образует отвесный уступ, сложенный слоёнкой. Уступ прослеживается на несколько километров вниз до устья левого притока Эмээхсин-Юряге. В этой части долины Оленька леса уже нет. Лиственница отдельными массивами наблюдается на правом подветренном и более крутом склоне долины. На левом склоне наблюдаются лишь карликовые и стелющиеся формы лиственницы.

В 12 км выше пос. Таймылыр, в устье правого притока Токур-Салаа (72°33´39,6´´ с.ш., 122°05´20,8´´ в.д.), террасы с высотой бровок 13 и 33 м. Террасы выработаны в серых песчаниках и прикрыты сверху склоновыми отложениями. Карьер типа траншеи глубиной до 25 м и длиной до 200 м на высотах 60-80 м над рекой вскрывает серые песчаники с черными прослоями угля. На левом склоне долины первая терраса аккумулятивная, сложенная слоёнкой. Она протягивается по левому берегу реки на протяжении около 12 км и имеет высоту в точке наблюдения около 10 м над рекой. Пос. Таймылыр расположен на левом берегу реки Оленёк, на террасе высотой 13-15 м, выработанной в серых песчаниках. Большой о. Шахталаах-Ары ниже пос. Таймылыр имеет высоту эрозионного уступа 8-10 м, верхняя часть которого сложена моховой слоёнкой. Ниже острова на левом склоне долины видны террасы с высотой около 10-12 (сложена слоёнкой), 25-30 и 50 м.

Субширотная излучина реки, обращенная выпуклостью на север, характеризуется максимальными глубинами русла, которые достигают 16-17 м, а под о. Гусиный, протяженностью до 4 км, также выпуклым к северу, глубина русла до 24 м. На правом склоне долины в излучине отчетливо развита терраса высотой 45-50 м с шириной площадки до 100-120 м и уклоном последней до 5°. В месте окончания излучины у г. Урдюк-Хая высотой 169 м, в точке с координатами 72°47´34,1´´ с.ш., 121°21´39,4´´ в.д., плоская поверхность террасы на высоте 45 м сложена желтыми кварцевыми мелкозернистыми хорошо сортированными песками на глубину до 60 см, под которыми залегают выветривающиеся серые песчаники. На более крутых склонах терраса также закрыта склоновыми отложениями небольшой мощности. На противоположном - левом - склоне долины развита широкая (до 1 км) терраса высотой 10-15 м, занятая множеством озер. В ее уступе размыва высотой до 7 м вскрывается моховая слоёнка.

Терраса высотой 45-50 м прослеживается и далее вниз по долине, но не столь отчетливо, как в описанной излучине.

А река, закончив излучину, заметно расширяет дно долины и устремляется на северо-запад - к устью. Правда, течение реки чрезвычайно слабое, иногда противоположное направлению стока из-за подпирающего действия моря, сток притоков также в подпоре. В широком днище развиты широкие побочни (до 3 км) и обширные острова - до 7 км длиной. Один из таких островов - о. Менелях, в юго-восточной скуле которого (72°51´06,3´´ с.ш., 120°52´44,3´´ в.д.) отобраны образцы для определения возраста слоёнки. Высота эрозионного уступа здесь 8,5 м. Слоёнка состоит из растительных остатков: мхов и веток кустарничков, переслаивающихся с алевритом, которого в верхах уступа до 5 %, а внизу - до 20-30 % по объему от общего объема породы. Образец слоёнки с высоты 6,8 м над рекой имеет радиоуглеродный возраст 2250±80 лет (ЛУ-6147), а с высоты 4,5 м - 2830±80 лет (ЛУ-6148). Слои осадков толщиной 2,3 м откладывались, таким образом, в течение около 580 лет. Первая терраса по левому берегу реки за о. Чаячий также сложена растительной слоёнкой. На левом склоне долины есть плохо выраженная терраса высотой 40–50 м.

В 15 км выше устья р. Оленёк на правом склоне долины выделяются террасы высотой 7-8,5 м и 25-30 м. Последняя тянется и по левому склону долины до урочища Хочо. Есть также структурно-обусловленная терраса высотой 70-80 м. В устье р. Буолкалаах, впадающей справа, на склонах выделяются террасы высотой 20- и 40-60-метровой высоты. По наблюдению с левого склона долины над пос. Усть-Оленёк, на противоположном склоне долины за песками Терим, до половины ширины сжимающими русло (с 2 до 1 км), есть терраса высотой 60 м. Плоская гора Эбе-Хаята представляет собой террасу высотой около 80 м.

Ниже устья р. Кэлимээр в долине р. Оленёк выделяются террасы высотой до 100 м (в устье р. Тас-Юрях). Пойма здесь имеет высоту от 14 (10 км ниже впадения р. Кэлимээр) до 11-12 м (в устье р. Тас-Юрэх), и только она сложена аллювием. Более высокие террасы - эрозионные: 35-40, 50, 80 м. Стометровая терраса отмечена только в устье р. Тас-Юрях.

Ниже этого притока нижние террасы претерпевают резкое изменение. Пойма уже в 15 км ниже р. Тас-Юрях имеет высоту только 3,5 м (линия плавника половодья). Зато здесь появляется аккумулятивная терраса, сложенная слоёнкой (не аллювием), и ее высота до 17 м в районе 15 км ниже устья р. Тас-Юрях. Вниз по долине высота террасы, сложенной слоёнкой, уменьшается (10-12 м в устье р. Токур-Салаа вдоль левого берега; 10-12 м в районе выше пос. Таймылыр по левому берегу; 8-10 м на о. Шахталаах ниже пос. Таймылыр; 8-9 м на о. Менелях; 7-8,5 м в 15 км выше устья реки по левому берегу).

Высокие террасы на склонах долины р. Оленёк между устьем р. Тас-Юрях и пос. Таймылыр представлены только террасой 30-38 м. Ниже Таймылыра вновь появляется очень хорошо выраженная эрозионная терраса высотой 45-50 м. В 15 км выше устья также хорошо читается терраса 25-30 м и фрагментарно развита терраса высотой 70-80 м. В самом устье на левом склоне долины четко выделяются террасы высотой 60 и 80 м. Наиболее четко выраженная в долине р. Оленёк 45-50-метровая терраса в ее устье повышается до 60 м. Заслуживает внимание резкая перестройка нижних террас в долине реки. Пойменная аллювиальная терраса ниже правого притока - р. Тас-Юрях исчезает, и появляется терраса, сложенная слоёнкой. Это происходит на расстоянии около 110 км выше устья р. Оленёк и, скорее всего, связано с подпорным влиянием моря. Радиоуглеродный возраст слоёнки, слагающей о. Менелях, 2300-2800 лет, что соответствует толще песков и алевритов, слагающих нижнюю часть 8-метровой террасы в нижнем течении р. Кэлимээр (см. точку наблюдения 1769).

Дельта р. Оленёк - лопастная дельта выдвижения, но, как и Ленская дельта, заключает в себе эрозионные останцы более древних поверхностей. Здесь это о. Джангылах-Арыта в восточной части дельты, высотой до 46 м, сложенный поздненеоплейстоценовыми отложениями ледового комплекса пород. Ширина надводной части дельты с запада на восток - 52-55 км, длина с юга на север до 20 км. В дельте р. Оленёк основной сток воды в отличие от Ленской дельты продолжается на северо-запад по протоке Улахан-Уэся. Основная площадь дельты представляет собой поверхность террасы, понижающуюся к морю. В вершинной части дельты терраса имеет высоту 3-5 м, на картах отметки высот до 9 м, но в маршруте такие высоты не наблюдались.

В точке наблюдения, расположенной в 6 км к северо-западу от полярной станции Усть-Оленёк на о. Улахан-Ары по протоке Кубалаах-Уэся, - терраса высотой 5 м, понижающаяся до 3 м. На поверхности полигональная тундра с размерами полигонов 7х7 м, в трещинах между полигонами вскрываются ледяные жилы шириной до 0,8 м. Центры полигонов обычно понижены и заболочены. В глубь острова размеры полигонов увеличиваются до 20-30 м в поперечнике. В уступе размыва в точке наблюдения с координатами 73°01´59,3´´ с.ш., 119°42´46,5´´ в.д. вскрывается растительная слоёнка мощностью 1,2 м, состоящая из коричневых мхов со стеблями трав, переслаивающихся с песчаным алевритом со мхом, которого иногда до 100 %. Радиоуглеродная датировка слоёнки с глубины 1,15 м 2950±60 лет назад (ЛУ-6149). Слоёнка подстилается мелкозернистым кварцевым песком с прослоями растительных остатков, возраст которых с глубины 1,8 м от бровки уступа размыва составил 3450±60 лет (ЛУ-6150). Видимая мощность песков 0,8 м.

Оголовье о. Кубалах-Арыта в 10 км к северу от полярной станции Усть-Оленёк (73°04´41,0´´ с.ш., 119°49´01,9´´ в.д.) представляет собой террасу высотой 4,5 м. Уступ размыва высотой до 1,5 м. В нем также вскрыта слоёнка с минеральной частью до 20 %, в которой есть гравий. Возраст этих осадков с глубины 0,8 м составляет 1260±110 лет (ЛУ-6151). Под ней переслаивание песков и растительных остатков и хорошо сортированный мелкозернистый песок видимой мощностью до 0,2 м.

Интересно отметить совпадение возраста слоёнок на о. Улахан-Ары (3000 лет в основании слоёнки) в дельте и на о. Менелях (2300-2900 лет период формирования) в 45 км выше по течению в долине р. Оленёк. Также совпадает возраст слоёнки на о. Кубалах-Арыта в дельте (1300 лет основания слоёнки) и в низовьях р. Кэлимээр (точка наблюдения 1769), где она формировалась в интервале 700-1200 лет назад.

Геоморфологические исследования, проведенные по долинам рек Кэлимээр и Оленёк, не подтвердили высказывающееся мнение о том, что р. Лена ранее протекала по этой долине. Несмотря на значительную ширину долины р. Кэлимээр, в ней нет речных Ленских террас и на этих террасах практически нет аллювия, который должен был бы быть, если бы р. Лена здесь протекала.

3.2.1.6. Морские террасы в дельте реки Лены и в районе дельты

В отличие от общепринятого мнения о том, что на побережье моря Лаптевых морских террас нет, наши исследования показали довольно широкое их распространение на исследуемых берегах. В районе Тикси - на мысе Сого (рис. 5, № 9) развита лестница абразионных террас высотой: 2,5-6,8 м; 12,2-16,4; 19,6-20,6; 24,5-31,5 м (определены нивелированием от отливного уровня моря). Выше по глазомерным наблюдениям выделяются террасы высотой 40-45, 60-64, 76-80 м. Последние две террасы обработаны абразией на месте ранее заложенных межкуэстовых понижений. В привершинной части горы Сого-Тааса имеют место террасы высотой около 100 и 130-135 м. Кроме выровненных площадок террасы имеют на поверхности в пятнах-медальонах выходы хорошо окатанного материала (мелкая галька), а плоскости обломков аргиллитов, наиболее развитых пород горы, часто покрыты налетом солей, которые не встречаются на склонах горы и соседней горы Фрайберга выше уровня 135 м над уровнем моря. Также хорошо заметны морские террасы на коренных склонах, обращенных к морю (рис. 38).

Погребенные морские льды в горах Хараулах в 1935 г. наблюдал А.И.Гусев. По его свидетельству [Гусев, 1935], в районе пос. Тикси, в верховьях долины р. Хатыстах им был обнаружен погребенный лед горько-соленого вкуса, что позволило этому исследователю сделать вывод о тектонических колебаниях, приведших к отложению морского льда в долинах, а затем подъему территории на значительную высоту. Последняя осталась неохарактеризованной, но верховья р. Хатыстах располагаются на высотах от 120 до 180 м.

Абразионные площадки террас хорошо заметны на склонах кряжа Чекановского, подмываемого Оленёкской протокой дельты р. Лены (рис. 5, № 7). А у подножия гор Ангардам при выходе из них р. Тас-Юряге (рис. 5, № 8) морская цокольная терраса высотой до 30 м имеет протяженность до километра, а ширину - до 200-300 м (см. раздел 3.1.2.1).

На островах моря Лаптевых морские террасы тоже есть. Например, на южном побережье о. Новая Сибирь в районе урочища Утес Деревянные горы (рис. 5, № 13) терраса высотой 55 м снижается до 40 м, а терраса высотой 26 м понижается до 20 м над уровнем моря. На террасу высотой 40 м наложен прибрежный береговой вал шириной 4 м, высотой 1,2 м (рис. 39). На коротком своем протяжении (100 м) он воздымается на 8, 5 м вместе с террасой. Судя по деформациям террас, Утес Деревянные горы является куполовидной структурой, продолжающей свое воздымание и в настоящее время (рис. 40).

На о. Котельный наиболее приподнятая возвышенность - гора Малахатын-Тас (рис. 5, № 14) отчетливо террасирована. На ней при взгляде с юго-западной оконечности Земли Бунге видны четыре пологие и широкие выработанные террасы.

Западное побережье моря Лаптевых, представленное берегами Восточного Таймыра (рис. 5, № 15), кардинально отличается от других берегов моря тем, что на Таймыре лестница морских террас выражена значительно четче и на современном этапе хорошо датирована. Террасы высотой до 200 м датируются поздним неоплейстоценом. Особенно хорошо морские террасы выражены на высоте около 100 м над уровнем моря [Большиянов, 2006; Межубовский и др., 2003]. Такие террасы, четко выраженные в рельефе и подтвержденные морскими отложениями с морской фауной, на южном берегу моря Лаптевых пока никем не описаны.

Побережье между устьями рек Анабар и Оленёк, к северу от кряжа Прончищева представляет собой равнину, на которой широко развита терраса высотой около 45 м. Большинство исследователей считает, что эта равнина сложена отложениями ЛК и, естественно, к морским равнинам не относится. Но в исследованиях предшественников на побережье между реками Оленёк и Анабар отмечается большое количество раковин морских моллюсков и раковин типичных обитателей морских бассейнов - фораминифер, как в подстилающих отложениях, так и в самих осадках ЛК [Жуков и др., 1968].

Выражены террасы и далее на восток. Побережье в районе мыса Буор-Хая (рис. 5, № 10), берег Ойогосский Яр (рис. 5, № 11), так же, как и побережье к северу от кряжа Прончищева, представляет собой морскую равнину высотой до 35-40 м. На мысе Святой Нос (рис. 5, № 12) наблюдалась терраса высотой 28-35 м в 12 км к югу от мыса (72°47´24,8´´ с.ш., 140°49´11,2´´ в.д.).

Высокие террасы о. Арга-Муора-Сисё (рис. 5, № 5) и останцов ЛК, развитые на площади дельты р. Лены (рис. 5, № 6), также, по-видимому, представляют собой площадки террас, связанные с морем, а не с рекой, т.к. они сложены не аллювием, а бассейновыми отложениями.

Голоценовые террасы широко распространены на южном побережье моря и на его островах. Они представлены абразионными площадками и аккумулятивными образованиями и имеют высоту до 15 м. На мысе ТерпяйТумса (рис. 5, № 3) терраса высотой около 15 м и шириной до 1-1,5 км хорошо выражена среди окружающих ландшафтов своим красновато-коричневым цветом. По долине р. Урасалах (рис. 5, № 1) она прослеживается на расстоянии до 13 км от моря, где выклинивается, переходя в днище долины реки (см. раздел 3.2.1.4). Она сложена песком и представляет собой лишь эрозионные останцы. В устье р. Урасалах (73°39´49,1´´ с.ш., 116°32´30,0´´ в.д.) песчаная терраса вложена в аласы и очень четко выражена в рельефе в виде насыпи с шириной площадки до 20 м [Bolshiyanov, Makarov, 2004]. Возраст ее определен радиоуглеродным датированием растительных остатков, содержащихся в песках. Он составил 5470±30 лет (KIA-25106). Широкая, до 500 м, высотой 15-16 м, эта терраса заходит в устье р. Нуччи-Джиелях (73°36´34,3´´ с.ш., 117°07´38,5´´ в.д.) и прослеживается вверх по течению на несколько километров (рис. 5, № 2). Здесь терраса выработана в отложениях ледового комплекса пород.

Голоценовый возраст 15-метровой аккумулятивной террасы в устье р. Урасалах может быть характерен только для нее. Одновысотные абразионные террасы могут быть и более древнего возраста.

Более низкие террасы довольно широко развиты на всех берегах моря Лаптевых.

Терраса высотой 2,5-3 м к востоку от мыса Мамонтов Клык (73° 35´,57,3´´c.ш., 117°14´29,1´´ в.д.) по плавниковой древесине датирована 1070±70 лет назад (ЛУ-5181) и 930±70 лет назад (ЛУ-5184).

Терраса высотой 3-4 м на Земле Бунге (74° 50´21´´c.ш. 144°23´12´´ в.д.) содержит в себе плавниковую древесину возрастом 1030±60 лет (ЛУ-5078).

Терраса высотой 3,5-4 м северо-западного берега Малый Ляховский содержит в себе плавниковую древесину возрастом 670±60 лет (ЛУ-5072) и 780±50 (ЛУ-5079).

Терраса высотой 3,5-4,5 м косы мыса Святой Нос в бухте Эбелях, где была расположена полярная станция, содержит плавниковую древесину возрастом 490±50 лет (ЛУ-5082) и 410±50 лет (ЛУ-5071).

В бровке террасы высотой 3,5 м по западному побережью залива Куба залегает плавник древесины возрастом 750±40 лет (ЛУ-4545).

На юго-западном берегу того же залива (72° 53´47,8´´c.ш. 123°10´11,2´´ в.д.) в террасе высотой 2,5-3 м отобран плавник древесины возрастом 1220±40 лет (ЛУ-4544).

Терраса высотой 5-8,5 м на юго-западном побережье залива Куба (72° 53´47,8´´c.ш. 123°10´11,2´´ в.д.) сложена песчаными отложениями, по растительным остаткам определен их возраст - 3620±60 лет (ЛУ-4551).

Кроме того, плавник древесины возрастом от 100-150 (о. Котельный, устье р. Хомурганнах, 74° 44´18´´c.ш., 123°24´11´´ в.д.) до 180 (урочище Утес Деревянные горы на о. Новая Сибирь) радиоуглеродных лет выброшен на берег до высоты 8 и 13 м соответственно.

Таким образом, на изученных берегах моря Лаптевых терраса 2,5-4,5 м представлена накоплениями двух возрастных генераций: 490-780 и 1030-1220 радиоуглеродных лет. Скорее всего, это и есть две разные террасы, но располагающиеся в настоящее время на одной и той же высоте.

Геоморфологическое строение берегов вполне подтверждает такой вывод – одни террасы почти размыты и находятся в останцах, другие выражены более четко и распространены шире. Колебания уровня моря Лаптевых в голоцене распространялись до высот 15 м от современного уровня. Одни из них были более длительными, другие более короткими, что позволяло сформироваться террасам или только береговым линиям с плавником древесины.

Терраса высотой 5-8 м сложена осадками с возрастом около 3600 лет, 13-15-метровая терраса имеете возраст около 5500 лет.

Геоморфологические наблюдения показывают, что лестница террас высотой 3-4, 5-10 и 13-15 м хорошо развита на побережье моря Лаптевых в районе долины р. Песчаная и мыса Мус-Хая.

Аллювиально-морские отложения в устьях рек представлены специфическими осадками, состоящими из растительных остатков (зеленые мхи и осоки) и песков, переслаивающихся в различных пропорциях. Часто масса растительных остатков составляет до 90 % объема этих отложений. Возраст растительной слоёнки, слагающей о. Менелях в устье р. Оленёк (72°51´06,3´´ с.ш., 120°52´44,3´´в.д.), 2250±80 лет (ЛУ-6147) на высоте 8,5 м над урезом воды и 2830±80 лет (ЛУ-6148) на высоте 4,5 м над урезом воды в реке. Такого типа отложения повсеместно развиты в эстуарии р. Оленёк ниже пос. Таймылыр. Возраст растительной слоёнки, т.е. аллювиально-морских отложений, слагающих дельту р. Оленёк в протоке Кубалах-Уэся (73°01´59,3´´ с.ш., 119°42´46,5´´ в.д.), 2950±60 лет с глубины 1,15 м от поверхности первой террасы и 3450±60 лет (ЛУ-6150) с глубины 1,8 м. Время формирования этих осадков связано с повышенным уровнем приемного водоема - моря Лаптевых, которое и определяло процессы осадконакопления, в частности осаждение специфических органоминеральных отложений в условиях пресноводных бассейнов, отчлененных от морского бассейна значительными массивами островов - останцов ледового комплекса пород, в настоящее время в значительной мере исчезнувших [Большиянов и др., 2008].

На побережье моря Лаптевых, где так широко развиты сильно льдистые отложения ЛК, как верхненеоплейстоценового, так и голоценового возраста, наблюдается интереснейшее взаимодействие мерзлотных и морских форм рельефа. Это аласы и вложенные в них аккумулятивные накопления морских береговых валов и террас. Такие формы наблюдались на побережье залива Куба в аласах (см. раздел 3.2.1.1) и особенно четко в аласе при устье р. Урасалах, где 15-метровой высоты (над уровнем моря) песчаная насыпь залегает в аласе, днище которого располагается на высоте 2-3 м над уровнем моря. Более того, на основании геоморфологических наблюдений можно предположить, что большинство аласных котловин на побережье моря образовалось при вытаивании вечномерзлых пород под влиянием повышения уровня моря. Так, днища аласов п-ова Буор-Хая или аласов вдоль побережья между устьями рек Оленёк и Анабар приурочены к высотным отметкам 7-10 м. Это означает, что протаивание мерзлоты было обусловлено единым процессом повышения уровня моря, который и оставил четкий геоморфологический уровень днищ аласов, протаивавших одновременно под влиянием вторжения моря на сушу - в отложения ЛК. На западном побережье п-ова Буор-Хая, в точке с координатами 71°37´10,6´´ с.ш., 132°14´38,7´´ в.д., терраса высотой 9 м сложена сверху 3,5 м слоёнки возрастом 4370±200 лет (ЛУ-6669) в ее основании, а ниже серыми алевритами с большим количеством растительных остатков. На высоте 1,7 м над урезом воды в бухте вскрыт горизонт древесных остатков, возраст которых по одному обломку древесины составил 8460±80 лет (ЛУ-6665). Вероятно, около 8500 лет назад толща ЛК протаивала в результате наступления моря и на днище аласа скопились древесные остатки. Позже депрессия была заполнена отложениями слоёнки в результате последующего повышения уровня моря.

3.2.2. Геоморфологическое строение дельты реки Лены

Море Лаптевых наряду с Восточно-Сибирским является наиболее мелководным бассейном Российской Арктики. Глубины у бровки шельфа не превышают ста метров, а на остальной площади преобладают глубины в 20-40 м. Довольно однообразный ровный рельеф шельфа осложняют серии песчаных банок (рис. 41), останцов бывших архипелагов, протягивающихся с запада на восток от п-ова Таймыр до Новосибирских островов и ограничивающих прибрежную, наиболее мелководную часть шельфа от открытого моря. Зачастую банки сложены песчаным материалом, в то время как дно окружающей акватории выполняется более тонкозернистым материалом. Следует отметить, что отмеченные серии банок были выявлены в результате промеров для целей судоходства по трассе Северного морского пути. Промеры в целом локализованы в прибрежной зоне, и поэтому на рис. 41 показано распространение мелководных банок только в южной части моря Лаптевых. Такие же мели - останцы бывших островных массивов - есть и в северной части моря. Более детальные промеры шельфа к северу выявят другие скопления банок. Так, в настоящее время выявляются банки, на которых формируются стамухи. Анализ космоснимков на акватории морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, проведенный А.Н.Горбанем (личное сообщение), показывает, что стамухи «сидят» на мелководных банках, которые подтверждаются гидрографическими промерами. Так, в западной части моря Лаптевых севернее о. Песчаный на меридиане 116° в.д. обнаружены три стамухи, располагающиеся на отмелях. Данный метод обнаружения отмелей представляется перспективным. Образование мелководных банок на месте исчезающих островов наблюдается на протяжении последних десятилетий. В XX в. полностью исчезли о-ва Васильевский и Семеновский [Клюев и др., 1981], в XIX в. о. Св. Диомида [Котюх, Клюев, 1988], и на их месте также образовались мелководные банки, что является доказательством наличия здесь в прошлом островов.

Континентальное обрамление дельты реки состоит из невысоких складчато-глыбовых гор Верхоянской горной системы (Хараулахский хребет и кряж Чекановского). Абсолютные отметки высот гор в пределах устьевой области р. Лены достигают 990 м. Долина р. Лены по разлому прорезает горные хребты, формируя прямолинейный участок протяженностью около 150 км, именуемый «ленской трубой». Именно на выходе из нее сформировалась дельта реки. Плоский рельеф с малыми уклонами дна моря способствует резкому падению энергии потока р. Лены и, как следствие, накоплению выносимого материала, формирующего огромный конус выноса - дельту р. Лены, слагаемую в основном песчаными наносами, как с поверхности, так и до глубины в первые десятки метров. Отличительная черта этой дельты - значительное содержание в надводной части органического материала в виде толщ переотложенных мхов и трав, а также внедряющихся в них стволов деревьев.

Геоморфологическое строение надводной части дельты характеризуется плоской в целом поверхностью, состоящей из разновозрастных аккумулятивных и денудационных форм рельефа. Первые являются бассейновыми террасами и пляжами в береговой зоне, пойменными и надпойменными террасами, русловыми образованиями в протоках, а также конусами выноса, приуроченными к горным массивам Хараулахского хребта и кряжа Чекановского. Денудационные формы рельефа представлены эрозионными и абразионными останцами дочетвертичных пород, слагающих окружающие дельту горы, и останцами четвертичных отложений.

До настоящего времени геоморфологическое строение дельты наиболее полно было представлено в схеме, предложенной М.Н.Григорьевым [1993] (рис. 42). Согласно схеме в дельте выделяются три надпойменных террасовых уровня: 3-й - поверхность, сложенная породами ЛК, 2-й - сложен песками о. Арга-Муора-Сисё, 1-й - надпойменная терраса, сложенная алевритом и песком, в разной степени обогащенными растительными остатками, зачастую полностью вымещающими минеральную часть. Помимо трех надпойменных выделяют еще и пойменные террасы. Количество их варьирует в разных частях дельты. Наши исследования позволили если не пересмотреть, то по крайней мере существенно расширить понимание геоморфологического строения дельты р. Лены.

«Третья терраса» представляет собой эрозионные останцы поверхности, сложенной породами ЛК (местное название «едома»), распространенного в прибрежных районах морей восточного сектора Российской Арктики, в том числе и моря Лаптевых. Вопросы происхождения и возраста толщи ледового комплекса рассматриваются ниже в разделе 4.1 настоящей работы.

Комплекс геолого-геоморфологических исследований показывает, что эта поверхность не является третьей надпойменной террасой реки, как считается до настоящего времени. Роль реки в формировании ЛК сводится к его активному разрушению в результате термоэрозии. В разрушении ЛК принимали также участие процессы терморазмыва в те времена, когда уровень моря в голоцене повышался по сравнению с современным. На геоморфологической карте дельты видно, что совсем недавно более крупные массивы островов, сложенные ЛК, располагались гораздо ближе к морскому краю прежней дельты, по существу являясь самыми первыми островами, размываемыми наступавшим морем в восточной части дельты. Наиболее крупными островами, сложенными ЛК, в настоящее время являются о. Собо-Сисё в восточной, о. Курунгнах - в центральной и о. Харданг в западной частях дельты. Относительная высота останцов ЛК изменяется от 20 м до 60 м, в среднем же составляет 35-40 м. Такой перепад высот может быть связан с активными тектоническими движениями, которые имели место в голоцене. Одним из примеров воздымания подошвы ЛК и подстилающих его бассейновых песков служит разрез о. Курунгнах, образованный прямолинейным участком Оленёкской протоки. В 2007 г. были проведены измерения подошвы, которая воздымается в западном направлении с градиентом 8 м на 4 км (рис. 43). Здесь очевиден тектонический перекос, произошедший после накопления толщ песков и налегающих на них отложений ЛК.

Поверхность останцов ЛК осложнена формами микро- и мезорельефа. В первую очередь, это термокарстовые формы, достигшие здесь своего максимального проявления. Это озерные котловины глубиной до 15 м, заполненные или частично заполненные водой, аласы (рис. 44). Часто на склонах аласов можно наблюдать террасы, образованные в ходе предшествующих этапов спусков воды озер. Для поверхности ЛК характерны активные эрозионные процессы, приводящие к спуску озер и формированию нетеррасированных термоэрозионных долин. Такие водотоки активны в летний период и питаются водами термокарстовых озер. Глубина эрозионного вреза в таких долинах достигает 7 м.

К другим формам мезорельефа, представленным на поверхности ЛК, относятся бугры пучения, или булгунняхи, достигающие в диаметре 120-150 м и по высоте до первых десятков метров. Происхождение булгунняхов связано с промерзанием днищ озерных котловин после спуска озер. К формам мезорельефа можно отнести мерзлотные полигоны, имеющие повсеместное распространение. Форма полигонов различна и зависит от их возраста.

Отличительной особенностью рельефа поверхности ЛК является наличие байджарахов, небольших холмов, высотой до 5-7 м и диаметром до 20 м, представляющих собой остатки минеральной составляющей пород ЛК, образующиеся при их выжимании и при вытаивании льда (рис. 45), т.е. в процессе термоденудации.

Важным современным геоморфологическим процессом, затрагивающим данную поверхность, является процесс термоэрозии. Это разрушение берегов под воздействием совокупности гидродинамических и термических факторов текущей воды. Скорости разрушения берегов в результате термоэрозии достигают 2-3 м в год. Но процесс этот протекает неравномерно, и потому показатель средней скорости отступания берегов не полностью отражает суть процесса. Термоэрозионные берега год от года могут быть условно стабильными. В это время идет «подготовительная» работа для дальнейшего разрушения берегового обрыва. В приурезовой части берегового уступа образуются термоэрозионные ниши, имеющие протяженность в глубь острова до десятков метров. По ним и происходят обрушения берегового уступа.

Поверхность о-вов Арга-Муора-Сисё и Джипириес-Сисё, или «вторая терраса», включена в дельту, но образована не речными процессами и раньше современных дельтовых пространств. Эти острова являются останцами обширного геологического тела, образованного на морском мелководье из наносов, принесенных рекой. Затем он был поднят тектоническими движениями и с тех пор разрушается (см. раздел 4.2) как речными, так и морскими процессами размыва. Высоты этой поверхности достигают 30 м. Поверхность ровная, с перепадами высот до 10 м, сильно изъеденная термокарстовыми озерами и аласами, ориентированными длинными осями с северо-северо-востока на юго-юго-запад. Особенно сильно заозерена территория центральной части о. Арга, в субширотном поясе которой озера занимают около 50 % площади. Здесь глубина озер достигает 30 м (оз. Николай-Кюеле). В связи с отсутствием в толще песков, слагающих эти острова крупных ледяных жил и вообще крупных скоплений льда есть трудность в объяснении происхождения озер, природа которых явно связана с вытаиванием льда. Происхождение этих форм рельефа рассматривается в разделе 4.2. Озера и аласы довольно часто соединены друг с другом термоэрозионными долинами. Отдельные озерные ванны в процессе расширения соединяются друг с другом, но индивидуальность озерных котловин при этом не теряется - в них обособлены глубоководные центральные части. Северная часть о. Арга активно разрушается наступающим морем, в результате чего северное побережье острова представляет собой глубоко вторгающиеся в сушу заливы, развивающиеся по разрушенным (протаявшим) озерным котловинам. Рисунок побережья напоминает риасовый, но здесь главным процессом развития заливов выступает термоабразионная деятельность ингрессирующего моря. Западное побережье острова, хоть и защищено от прямого действия волновых процессов серией береговых баров (береговой барьер с местным названием «пески»), также сильно изрезано термоабразионными заливами и напоминает по рисунку шхерный тип берега. Южный склон острова по границе с Арынской системой проток и западный склон по границе с Туматской системой проток осложнены булгунняхами, которые не встречаются в центральной и очень редки в северной части острова. Поверхность острова и в настоящее время заметно позже освобождается от снега по сравнению с окружающими пространствами дельты, и на ней периодически развиваются снежники и ледники, которые даже закартированы на геоморфологической карте [Гусев, 1953]. В настоящее время они исчезли. Пассивные ледники и снежники, периодически возникающие на поверхности острова, угнетают растительный покров, который обеднен по сравнению с окружающими дельтовыми пространствами и поверхностью ЛК и представлен мохово-злаковым покровом. По этой же причине полигоны на поверхности тундры выражены значительно слабее, чем на других островах дельты.

Первая терраса дельты р. Лены является молодым образованием. Она разновозрастна в разных частях дельты. Возраст ее колеблется от 8 тыс. лет в центральной части, до первых сотен лет на северном ее побережье. Высота террасы меняется от 10-12 м в центральной части (о-ва Самойловский и Тит-Ары [Makarov et al., 2006]) до 0,5-1 м в прибрежных частях дельты. На геоморфологической схеме дельты р. Лены В.Н.Коротаева [2012] первая терраса выделена как старая и молодая дельтовые поймы. Но эта площадь, как правило, не заливается половодными водами в настоящее время, за исключением случаев затора в каких-либо протоках и резкого подъема уровня воды. Терраса сложена песчаными отложениями и растительной слоёнкой, состоящей на 90-100% из мохового растительного детрита. Происхождение первой террасы также обычно связывается с деятельностью р. Лены. Но, как видно из изучения отдельных районов дельты, эта терраса также обязана своим происхождением колебаниям уровня моря. Это аллювиально-морская терраса, и ее развитие связано с колебаниями уровня приемного водоема.

Разнородный характер поверхности первой террасы дешифрируется на космических и аэрофотоснимках (рис. 46). В результате дешифрирования снимков и сопоставлении его результатов с описанием строения рельефа, составленного в ходе геолого-геоморфологических маршрутов и полученных радиоуглеродных датировок отложений, слагающих террасу, удалось выделить единые по своим свойствам и возрасту поверхности конусы выноса, которые в совокупности и образуют поверхность, принимаемую за первую террасу дельты р. Лены.

Наиболее древней частью первой террасы являются острова, находящиеся на границе Арынской и Туматской проток. Возраст террасы здесь составляет 8570 лет (ЛУ-4191), а высота островов достигает 8 м.

Другой крупной составной частью первой террасы является массив островов Оленёкской и Арынской проток дельты р. Лены. Его формирование началось около семи тысяч лет назад (6890±170, ЛУ-4409; 6520±130, ЛУ-4407). Острова имеют высоты 10-12 м.

Туматский конус выноса имеет возраст 2,5-3 тыс. лет (2280±8, ЛУ-5611; 3170±60, ЛУ-5612). Острова в этой части дельты относительно невысоки, 7-8 м, а прибрежной части - всего 1-1,5 м.

Сардахский, или Сардахско-Трофимовский, конус формируется с 4 тыс. лет назад. Высоты островов достигают 10-12 м.

Самое молодое образование в дельте - острова Быковской протоки высотой до 10 м, которые обширным конусом выноса выдвигаются в море Лаптевых. Его возраст не превышает 1,5 тыс. лет (1400±100, 2530±200 МГУ-773 и МГУ-861 соответственно) [Коротаев, 1984].

Поверхность всей террасы закономерно понижается от вершины дельты (10-12 м) к ее морскому краю (0,5 м).

На первой террасе активно развивается образование ледяных жил, что в свою очередь приводит к формированию сети мерзлотных тундровых полигонов на ее поверхности (рис. 47). Мощность ледяных жил различается по районам дельты и зависит главным образом от возраста отложений, вмещающих жилу. Максимальной мощности жилы достигают в наиболее древней, центральной части дельты р. Лены, ширина их может достигать 2-3 м, а в глубину они распространяются на 10-12 м. В местах прилегания первой террасы к останцам ЛК иногда бывает даже трудно различить жилы ЛК и первой террасы. Размеры мерзлотных полигонов на поверхности террасы зависят от их возраста. В плане их поперечник не превышает 20 м, но на стадии зрелости полигоны могут сливаться. В этом случае размеры отдельных ячеек полигональной сети значительно увеличиваются в размерах. Полигоны ограничены ледяными жилами. В результате их роста происходит деформация отложений первой террасы, их выпирание, и на границе полигонов образуются валики высотой до 10 см. В процессе развития жилы происходит рост валиков, ширина которых в зависимости от зрелости полигона может достигать 1,5-2 м, а высота 0,7-1 м.

Часто центральная часть полигона занята водой. В этом случае на процесс мерзлотного полигонообразования накладывается термокарстовая составляющая. Соответственно, сливаясь, полигоны объединяют и озерца своих центральных частей. Тогда плановые размеры вновь образованных озер достигают величин в десятки метров, а глубины могут превышать один метр.

Ледяные жилы в береговом уступе островов дельты активно разрушаются процессами термоэрозии и термоденудации. В результате образуются глубокие гроты или ниши. Если глубина ниш составляет первые метры, то глубина термогротов не поддается определению (рис. 48). Образование термоэрозионных ниш и пещер способствует активному разрушению берегов островов первой террасы.

Термокарстовые озера распространены в дельте повсеместно, а старицы встречаются исключительно на первой террасе. Размеры стариц различны. Они вытянуты вдоль берегов островов и являются палеоруслами проток. Такие озера протяженностью в первые сотни метров прорезают всю толщу террасы и имеют надводные склоны с высотами до 7 м, в то время как водой заняты нижние части палеорусел, где глубины составляют 1-3 м. Старицы образуются при перераспределении стока по рукавам дельты во время стояния высокого уровня воды в реке. После формирования старицы она продолжает развиваться по типу термокарстовых озер. Отдельно можно выделить тип озер, которые развиваются на поверхности мерзлотных полигонов. В центральной части полигона в процессе его образования появляется углубление, заполненное водой. При слиянии полигонов образуются водоемы, в которых начинается термокарстовый процесс. Однако первичное озеро часто бывает спущено в реку при размыве берегов. Если оно продолжает существовать в качестве озера, то заметно углубляется в результате протаивания мерзлоты под слоем воды.

На первой террасе есть прирусловые валы, которые образовывались во время половодья. Они зафиксированы в Сардахско-Трофимовской системе проток, но редки здесь, т.к. речной фактор в образовании первой террасы играет второстепенную роль. Один из береговых валов в центральной части дельты на террасе о. Сардах-Арыта, протока Маастах-Уэся (см. табл. 4, № 30), залегающий на террасе высотой 7 м, имеющей возраст 1800 лет, сформировался в результате подъема уровня воды до высоты около 8 м в современную эпоху. Такие подъемы воды в центральной части дельты ниже главного узла разветвления обусловлены заторами льда в какой-нибудь одной из систем проток, во время которых резко возрастают уровни воды в других протоках.

Похожие на береговые валы формы рельефа образованы в результате проявления бульдозерного воздействия половодного льда на берега островов (рис. 49). Высота напорных валов составляет 2-3 м, они протягиваются на десятки метров вдоль берегов островов. Наиболее характерны они для песчаных островов дельты и приурочены к Сардахско-Трофимовской системе проток, а также к Быковской протоке.

Уникальным образованием первой террасы является о. Чай-Ары в Быковской протоке (рис. 49). Это единственный из обнаруженных островов первой террасы, сложенный речным аллювием (см. раздел 3.2.1.3). Чай-Ары - одно из самых молодых образований в дельте, по предварительным оценкам возраст аккумулятивной части этого острова, который в основании сложен девонскими аргиллитами, составляет 50-60 лет. С точки зрения морфологии его характеристики соответствуют первой террасе. Высота составляет 7-8 м. На его поверхности только начали развиваться морозобойные тундровые полигоны, а также термокарстовые котловины озер. Поверхность полностью освоена растительностью.

Пойменные террасы в дельте р. Лены распространены повсеместно вдоль даже самых мелких проток. Высоты поймы плавно понижаются от центральной части, 10 м - высокая пойма и 9 м - низкая, до 0,3-0,5 м в прибрежных частях дельты. Низкая пойма практически не освоена растительностью. Ледяные жилы не развиваются. Высокая же пойма редко заливается водой. Она часто полностью освоена растительностью. Местами начинает закладываться сеть мерзлотных полигонов.

Русловые образования представлены побочнями, перекатами, осерёдками. Уровень воды во время половодья в дельте р. Лены значительно поднимается - до 10 м. В это время переносится и откладывается огромное количество материала. Нередко русловые образования в период межени возвышаются на 2 м над поверхностью воды. Если в период половодья все русловые образования скрыты под водой, то в межень они могут занимать более половины ширины русла. Сложены русловые образования песком. Побочни нередко сливаются с пойменными террасами.

Дельта реки сформирована на участке побережья, окруженного горными массивами кряжа Чекановского и Хараулахского хребта. Это складчато-глыбовые образования с максимальными высотами до 529 м (кряж Чекановского). В дельте Лены есть три эрозионных останца - части этих массивов. Один - это о. Столб в центральной дельте, где и происходит деление р. Лены на протоки. Высота острова 111 м. Другие два располагаются в районе «горы» о. Америка-Хая и представляют собой останцы кряжа Чекановского. Высота «горы» 86 м. Отдельно отметим о. Сардах, который представляет собой купольное поднятие высотой 60 м. Сложен он миоценовыми или плиоценовыми отложениями. Вопрос о его происхождении не ясен. Это аномальный остров для дельты р. Лены. Именно здесь по данным геофизики кристаллический фундамент залегает в непосредственной близости от дневной поверхности (100 м) [Григорьев 1993], а иногда и выходит на нее.

Горные массивы, обрамляющие дельту р. Лены, в недавнем прошлом являлись центрами развития оледенения горного типа. Это были крупные снежники, которые развивались и переходили в разряд ледников. Последующее их таяние привело к формированию вдоль Быковской и Оленёкской проток серии крупных конусов выноса. Такие конусы приурочены к долинам, берущим свое начало в горах. Долины не террасированы. Сформированные конусы выноса имеют мощность 3-5 м и сложены галечными и гравийными отложениями. Наиболее крупный из них находится в среднем течении Быковской протоки. В месте его формирования в губе Нералах располагается научно-исследовательская станция «Лена-Норденшельд». Мощность отложений здесь составляет 5-7 м, а площадь конуса едва не достигает квадратного километра. На поверхности конусов выноса уже видны следы деятельности р. Лены, наблюдается заложение некоторых высотных половодных уровней. Крупнейший за последние десятилетия подъем уровня воды во время половодья 2008 г. частично разрушил станцию (рис. 50). В результате ледяной пробки, образовавшейся в устье Булкурской протоки, большая часть половодного стока р. Лены устремилась в Трофимовскую и Быковскую протоки, что привело к катастрофическим для постройки последствиям.

Разнообразна береговая линия дельты р. Лены. Наблюдается несколько участков как размыва, так и аккумуляции наносов. В западной части дельты, в приустьевой области Оленёкской и Арынской проток, сформировался мелководный бассейн залива Куба. Отличительной особенностью побережья залива являются голоценовые морские террасы высотой до 8 м и возрастом до 3 тыс. лет и современный деревянный пляж (рис. 51), формирующийся в результате переработки и измельчения плавниковой древесины. Северная часть дельты р. Лены представлена побережьем Туматского конуса выноса. Тип берега здесь можно охарактеризовать как абразионно-аккумулятивный. Берег представлен абразионным уступом высотой до 1 м, который периодически заливается водой в процессе приливного и нагонного воздействия, активизируя аккумуляцию. К востоку характер береговой линии дельты р. Лены меняется. Она становится почти исключительно абразионной. Это хорошо видно на космических снимках (см. рис. 46), берег прямолинеен. Восточная часть дельты, устьевая область Сардахской, Трофимовской проток и Быковской протоки, представляет собой активно развивающиеся эстуарии.

Приведенные выше новые данные по геологическому и геоморфологическому строению дельты р. Лены позволили построить уточненную геоморфологическую карту дельты (рис. 52). На карту нанесены разновоз растные сегменты дельты, формирующие поверхность, принимаемую за первую террасу. Также нанесены эрозионные останцы поверхностей прибрежной равнины о-вов Арга и Джипириес, едомы, внемасштабными знаками - останцы морской террасы возрастом 138 тыс. лет (Оленёкская протока), прислоненные к куполовидному поднятию о. Сардах бассейновые террасы возрастом 48000 лет, конусы выноса по побережью Быковской протоки.

3.2.3. Русловые деформации и перераспределение стока по рукавам

3.2.3.1. Главное русло

Первое дельтовое разветвление р. Лены происходит от оголовья о. Тит-Ары (175 км от устья). Левый рукав - Булкурская протока действует только в половодье и несет воды по неглубокому руслу в Оленёкскую протоку. Правый рукав, или Главное русло, на протяжении 70 км течет вдоль скалистого берега, образованного низкими горами Приморского кряжа. У мыса Крест-Тумса и о. Столб река разливается на основные рукава: Быковскую, Трофимовскую, Оленёкскую и Туматскую протоки. Это основной узел разветвления дельты р. Лены. В 4,7 км выше мыса Крест-Тумса находится основной гидрометрический створ, который обслуживался, как и створы на других протоках (Туматской, Оленёкской, Быковской, Трофимовской), сотрудниками полярной станции Столб до 2002 г. С 2001 г. и до настоящего времени гидрометрические измерения в этих и других створах проводятся ежегодно в период межени российско-германской экспедицией «Лена». Изменения глубин в гидрометрическом створе Главного русла (рис. 53) в многолетнем плане достигают величины 5–6 м, а в створе разветвления между о. Столб и мысом Крест-Тумса изменения глубин более существенные.

Измерения глубин в створах Главного русла также показали значительные изменения. На судовых лоциях конца 50-х гг. XX в. в створах между мысом Крест-Тумса и о. Столб, а также несколько южнее обозначены глубины 10-12 м. Промеры в первом десятилетии XXI в. показывают несравненно большие глубины - до 30-32 м. На рис. 54 приведены промеры, выполненные в августе 2007, 2008 и 2009 гг. Эхолотный промер 2007 г. в ложбине у правого берега (мыс Крест-Тумса) показал существование узкой - до 70 м - ложбины с глубиной 47 м. Тогда эти данные были подвергнуты сомнениям, но независимые наблюдения глубин до 52 м с борта судна-обстановщика «405» в 2007 г. в этом же створе, вероятнее всего, указывают на то, что такие глубины здесь могут существовать в определенные моменты времени. На следующий год эта глубокая щель была занесена осадками. У правого берега Главного русла под о. Столб яма шириной 200-300 м меняла глубину в 2007-2009 гг. от 9 до 15 м. Судя по формам рельефа, на дне Главного русла наносы движутся крупными грядами, то засыпая, то обнажая крупные эрозионные рытвины, выработанные в скальных породах. Общая тенденция резкого углубления русла с середины XX до начала XXI в. характерна не только для Главного русла, но и для Сардахско-Трофимовского узла разветвления.

3.2.3.2. Сардахско-Трофимовский узел разветвления

На 25-м км от истока Трофимовской протоки от о. Столб начинается второй крупный узел разветвления дельты р. Лены - Сардахско-Трофимовский. Трофимовская протока разделяется осерёдком (пески Трофим-Кумага, или Трофимовские) на расстоянии 5 км. В настоящее время осерёдок причленился к левому берегу, а справа расширился в сторону о. Сардах-Хая, сузив русло правой Трофимовской протоки, а по существу (по величине стока) Сардахской протоки. Левая протока (бывшая Большая Трофимовская) теперь извилистым руслом проходит вдоль пойменных обрывов о. Булгунняхтах-Арыта, активно размывая его в районе бывшего поселка Трофимовск. Эта протока была судоходной (глубины до 4 м) еще в начале 1980-х гг. Тогда по ней отмечался активный сток. В настоящее время она представляет собой узкое русло, меандрирующее от левого подмываемого берега и в пределах Трофимовских песков с глубинами 2-4 м.

Глубокое и широкое русло правой протоки контролируется пойменными и коренными обрывами о. Сардах-Хая. На 35-40-м км Трофимовской протоки происходит слияние проток Большой Трофимовской, которая теперь совсем небольшая, и правого рукава Трофимовской протоки, активно размывающей о. Сардах. Далее воды бывшей Большой Трофимовской протоки подхватываются течением правого рукава и через неширокое русло, стесненное отмелью-побочнем с левого берега и оголовьем о. Гоголевский, вливаются в Трофимовскую потоку, которая прямолинейным руслом шириной 2 км в пойменных и 0,75-1 км в меженных берегах следует на северо-восток до 50 км между дельтовыми о-вами Гоголевский и Чака, сохраняя достаточно большие глубины (10-13 м). Основной поток Трофимовской протоки отклоняется оголовьем о. Гоголевский и проходит вдоль его южного берега (географическое начало Сардахской протоки).

В 2001-2002 гг. в Сардахско-Трофимовском узле разветвления был проведен комплекс гидрометрических работ, промеров, исследований русловых деформаций [Большиянов и др., 2006]. График связи среднесуточных уровней на полярной станции Столб и временного экспедиционного водомерного поста на о. Сардах характеризовался довольно устойчивой линейной связью. Уровенный режим в узле разветвления в период половодья и летней межени определялся только речными факторами. Расходы измерялись на четырех створах, разбитых в 2001 г. (створы 1-4), а также на дополнительных створах (створы 5-9), как показано на рис. 55. Основной створ № 1 был заложен с высокого уступа размыва о. Сардах-Хая на осушку Трофимовских песков. Здесь происходит основной сток реки. Створ № 2 располагался в бывшей Большой Трофимовской протоке, которая, прежде прижимаясь к о. Булгунняхтах-Арыта в районе пос. Трофимовск, имела несравненно большее значение для стока воды и наносов, чем в настоящее время. Створ № 3 был заложен собственно в протоке Трофимовской с о. Гоголевский (ранее о. Безымянный) ниже узла разветвления. Створ № 4 был предназначен для учета части стока, уходящего в восточном направлении по протоке Маастах-Уэся. При уровне на основном водомерном посту станции Столб 260 см были сделаны промеры в протоках, уходящих влево из Трофимовской протоки выше Сардахско-Трофимовского узла разветвления. Большинство проток, таких, как Яков-Уэся и Булгунняхтах-Уэся, оказались пересохшими, лишь узкая протока, проходящая вдоль о. Буоран, была действующей. Здесь на створе № 9 были измерены скорости течения и мутность воды. Результаты показали крайне малую роль этой протоки в отъеме воды и наносов в Трофимовской протоке при подходе к Сардахско-Трофимовскому узлу разветвления (см. рис. 55).

В результате проведения гидрометрических измерений и сравнения этих данных с материалами прошлых исследований XX в. [Отчет по гидрологическим…, 1986] получены новые данные о перераспределении стока воды и наносов на одном из самых динамичных участков дельты р. Лены. В Трофимовской (Сардахской) протоке у правого берега под о. Сардах-Хая за период с 1949 по 1980 г. произошло резкое углубление русла с 10 до 27 м (рис. 56). По данным лоции на 1985 г. протока здесь имела глубины 10-15 м при ширине русла 1–2 км. В 2001–2002 гг. между о. Сардах-Хая и песками Трофим-Кумага русло сузилось до 625 м, а глубины достигли 25-28 м. Промеры показали, что русло протоки под о. Сардах-Хая (створ № 1) имеет корытообразную форму с глубинами до 28 м, а в 2002 г. обнаружена глубина в 30 м. Дно восточной половины протоки (под о. Сардах-Хая) выстлано крупнообломочным аллювием или коренными породами, что определено по поведению якоря при попытках закрепиться на створе. В западной половине протоки на дне залегает песчаный аллювий.

К 2002 г. Трофимовские пески сместились вниз по течению, образовав обширные мели напротив Гоголевского острова. Совмещенные профили гидроствора № 3 (см. рис. 55) выполненные в 1980-х гг. и в 2001-2002 гг., показывают, что в Большой Трофимовской протоке русло также не остается неизменным. В 80-е гг. здесь происходило уменьшение глубин на фарватере и у левого берега. Деформации русла заметны и при сравнении промеров 2001 и 2002 гг. Проявляются они главным образом в увеличении глубины на фарватере и уменьшении ширины русла. Сужение русла происходит за счет отложения наносов на левом берегу и роста побочня, который стремится сузить протоку ниже оголовья о. Гоголевский.

Расходы воды Большой Трофимовской протоки, измеренные в створе № 3 (ниже оголовья о. Гоголевский) в период открытого русла, при уровнях по в/п Столб от 190 см до 378 см изменяются в пределах от 2710 до 7882 м³/с (табл. 5). Расходы взвешенных наносов в этом же створе, измеренные в период открытого русла, изменялись от 63 до 262 кг/с при средней мутности потока от 15,0 до 33 г/м³. Расходы воды Сардахской протоки, измеренные в навигационный период, составили 3560-11550 м³/с при уровнях воды по в/п Столб от 190 до 378 см. Расходы взвешенных наносов Сардахской протоки изменялись в 80-х гг. XX в. от 79 до 260 кг/с, средняя мутность потока при этом составляла от 16 до 40 г/м³ (табл. 5). Измерения в Сардахско-Трофимовском узле разветвления показали прямую зависимость стока наносов от водного стока. Как правило, большему стоку воды соответствует большая мутность и больший сток наносов. На участке от створов 1 и 2 до створа 3 происходит транзит взвешенного вещества, мутность на его протяжении практически не меняется.

В 80-х гг. доля стока воды по Большой Трофимовской протоке составляла в летнюю межень 43-52 % от стока всей Трофимовской протоки до узла разветвления. В настоящее время эта доля уменьшилась до 40 %, а основная доля стока воды Трофимовской протоки (около 60 %, см. табл. 5) уходит в правый рукав - Сардахский, между приверхом о. Гоголевский и о. Сардах (рис. 57).

Измерения ниже узла разветвления в Сардахской протоке показали на участке протяженностью 20 км от створа 8 до створа 7 увеличение мутности (см. рис. 55), которое может быть связано с процессами развития водотока, размыва русла и берегов. На всем своем протяжении южные берега этой протоки активно размываются, что также свидетельствует об активизировавшемся стоке. Замечено, что южные берега Сардахской протоки подвержены интенсивному размыву, что определенно выявляется при сравнении положения береговых уступов этого берега несколько десятков лет назад (по картам) и современного его положении. Наиболее явно следы размыва видны у бывших поселков (Буор-Хая в устье Сардахской протоки), где практически все постройки и кладбища перестали существовать или находятся в стадии разрушения. Активно размываются берега о. Собо-Сисё, в уступах которого выходят отложения ЛК. Русло Сардахской протоки в 2001-2002 гг. было очень широким и мелким. Судоходство по ней даже для мелкосидящих судов невозможно. На некоторых широких перекатах глубины в межень не превышают 0,5 м, а русловые бороздины, переходя от северного к южному берегу, местами исчезают, чтобы вновь появиться под южными берегами протоки. Все это говорит о том, что в настоящее время Сардахская протока является развивающимся водотоком и в ней следует ожидать дальнейших изменений.

При выходе Сардахской протоки на отмелое устьевое взморье моря Лаптевых в районе заливов Арангастах-Кубита и Кыыллаах-Кубата не прослеживается хорошо разработанной русловой бороздины.

Трофимовская потока в 85 км ниже разветвления с Сардахской протокой отдает сток в протоки, уходящие направо, и перед выходом протоки на устьевой бар в межень она несет только 8 % от количества воды, поступающей в нее у о. Столб на главном узле разветвления в дельте [Бабич и др., 2007].

Таким образом, данные о распределении стока и эрозии русла и берегов в Сардахско-Трофимовском узле разветвления дельты р. Лены свидетельствуют о все большем перераспределении стока воды в южном и юго-восточном направлениях.

Проведенные гидрологические исследования и изучение русловых деформаций позволили понять сильную изменчивость процессов, происходящих в дельте. Даже на протяжении инструментального этапа исследования дельты такие изменения найдены, и они оказались существенными, как для русловых процессов, так и для судоходства.

3.2.3.3. Оленёкско-Булкурский узел разветвления

Другой важнейший для дельты узел разветвления - Оленёкско-Булкурский. Он очень важен для жизни Оленёкской протоки. Сюда во время ледохода устремляется значительное количество воды от первого узла разветвления дельты - о. Тит-Ары. Однако на спаде половодья сток по Булкурской протоке в Оленёкскую прекращается, и, даже по измеренным уклонам, Оленёкская протока в межень отдает часть стока Булкурской протоке, который затем распределяется в вершине дельты. Этот естественный, наиболее короткий путь стока воды в вершине дельты в настоящее время заменился очень необычным, идущим против течения Главного русла стоком по Быковской протоке и длинным, извилистым стоком по Оленёкской протоке, бывшей ранее одним из главных рукавов дельты. В настоящее время сильные деформации русла Оленёкской протоки сильно осложняют проводку по ней крупных судов. Измерения расходов проводились в разные годы на одном и том же створе, место которого представлено на рис. 58. Координаты створа: правый берег 72° 14′44,5″ с.ш., 126° 08′07,6″ в.д. и левый берег 72° 14′48,1″ с.ш., 126° 06′01,6″ в.д.

Еще в 2002 г. было замечено, что расход воды и наносов в Булкурской протоке меняется в течение летнего периода очень сильно, в десятки раз. Позднее, в 2004 и 2005 гг., это было также подтверждено (табл. 6).

Летом 2007 г. помимо измерения расходов воды было выполнено также рекогносцировочное нивелирование электронным лазерным тахеометром ELTA 3 «Zeiss» участка протоки в районе гидрометрического створа, которое показало, что уклон водной поверхности в период летней межени направлен в другую сторону, чем в период половодья (см. рис. 58). Это приводит к значительному уменьшению стока по Булкурской протоке, его прекращению и, возможно, противотечению обратно в Главное русло. Причиной данного явления, скорее всего, являются переформирования в Оленёкско-Булкурском узле разветвления, особенно проявляющиеся в период половодья, увеличение эрозионной деятельности потоков и переотложение влекомых наносов, что, в свою очередь, приводит к подпору уровня Булкурской протоки и торможению (остановке) ее течения. А причиной этих явлений являются современные тектонические движения земной коры.

Роль второстепенной Булкурской протоки может быть довольно значительна в период половодья. В это время расход воды Оленёкской протоки, в которую впадает Булкурская, может практически на 100 % состоять из объема последней. В отдельные годы ледовые заторы в Оленёкской протоке поворачивают сток Булкурской протоки в Туматскую протоку. Т.е. река на этом отрезке долины течет вспять. Таким образом, Оленёкская протока динамична в основном на пике половодья за счет стока по Булкурской протоке, а в период его спада и в межень в ней не могут наблюдаться активные русловые деформации. Бывают также годы, когда ледяной затор закрывает русло Булкурской протоки у о. Тит-Ары и вся вода половодья устремляется к главному узлу разветвления. Таким периодом было лето 2008 г. Тогда уровень в Быковской протоке поднялся до 12 м выше меженного в районе полярной станции Столб, а в Оленёкской протоке уровни не выросли и до 2 м над меженными.

Летом 2005 г. были проведены измерения расходов воды и наносов по длине Оленёкской протоки. В табл. 7 представлены координаты расположения створов.

Расходы воды и наносов на створах Оленёкской протоки представлены на рис. 59. Расход воды протоки Ангардам в 2 км от ее ответвления от Оленёкской протоки больше, чем расход самой Оленёкской протоки ниже по течению (расходы наносов при этом практически одинаковые). Наибольший расход наносов отмечен на главном гидростворе Оленёкской протоки (сразу после впадения в нее Булкурской протоки). Далее, вниз по течению протоки, расходы воды и наносов уменьшаются, но на разных участках составляют различные величины (рис. 59). Расход воды и наносов самой Булкурской протоки на этой фазе гидрологического режима незначителен.

На основе полученных данных можно сказать, что большая часть стока Оленёкской протоки в некоторые периоды перераспределяется в протоку Ангардам, что приводит к углублению ее русла.

3.2.3.4. Туматская протока

В ходе гидрологических и геоморфологических исследований в 2006 г. проведен маршрут по одной из центральных проток дельты Туматской-Осохтох от о. Самойловский до морского края дельты - о. Алхан. По длине протоки (165 км) на 5 гидрометрических створах (рис. 60, табл. 8) измерены морфометрические характеристики проток, скорости течения и мутность воды, что позволило продолжить начатые в 2005 г. исследования трансформации стока наносов по длине проток дельты от вершины к морскому краю дельты. Измерения по длине протоки показали закономерно уменьшающуюся среднюю мутность потока от вершины дельты к морскому краю (от 46 до 22-26 г/м³) , что может означать осаждение взвеси по пути к морю и потерю потоком до половины наносов, откладывающихся непосредственно в дельте.

Более сложные изменения расходов воды и наносов и уровня воды наблюдались в устьевой части Туматской протоки. В момент прилива расход воды и наносов был больше примерно в 3 раза, чем в момент отлива. Необходимо также отметить, что в прилив направление течения было из моря - в реку. Увеличение расхода наносов в прилив также объясняется подпором со стороны моря и поступлением солоноватых вод, вызывающих дополнительное осаждение взвешенного материала.

Измерения поверхностной температуры воды по ходу маршрута показало падение температуры воды на 1 градус на каждые 30 км маршрута от вершины дельты к ее морскому краю по протоке Туматская-Осохтох.

Бывшие ранее судоходными протоки Туматская и Осохтох в настоящее время на двух перекатах непроходимы в межень даже для моторной лодки. Центральная система проток (Туматская-Осохтох) отмирает на современном этапе развития дельты.

3.2.3.5. Причины перераспределения стока в дельте

При рассмотрении карт или космических снимков дельты р. Лены бросается в глаза странная особенность стока воды в дельте. Выходя из «ленской трубы», сток резко поворачивает к востоку по Трофимовской и к юго-востоку по Быковской протокам, принимая в последнем случае практически обратное направление стоку реки выше дельты. От вершины дельты (о. Тит-Ары) сток по прямому направлению в дельту по Булкурской протоке может осуществляться только в половодье. В остальное время эта протока не действует, а в западную часть дельты вода попадает по сложному извилистому пути через Туматскую и Оленёкскую протоки. Для южной части последней вдоль о. Курунгнах зачастую отмечается противотечение. Для прямого стока воды и его распластывания более или менее равномерно в дельте р. Лены условий нет. Охарактеризованные выше особенности стока подтверждают этот вывод. Оленёкская протока получает руслоформирующие расходы воды из Булкурской протоки только в период половодья и из-за краткости последнего находится в стадии отмирания. По центральной системе проток (Туматские, Осохтох) стекает все меньше воды, и русловые деформации делают эти протоки непроходимыми для судов. Сток по Большой Трофимовской протоке сокращается и перераспределяется в Сардахскую протоку, которая частично подпитывает Быковскую протоку по мелким извилистым рукавам. Таким образом, общий сток в дельте все больше концентрируется в восточных и юго-восточных рукавах, что говорит о перекосе земной поверхности в дельте.

Если снова посмотреть на дистанционные изображения дельты, можно выделить несколько явных прямолинейных линеаментов. Так, северо-восточный край дельты - продолжение бухты Буор-Хая - явный линеамент, и он параллелен «ленской трубе», а также юго-западному краю о. Арга-Муора-Сисё. Долина Оленёкской протоки параллельна северо-северо-восточному краю дельты и в целом долине Быковской протоки. Исходя из этого, можно предположить разломный характер закладки основных проток дельты.

Для выявления тектонических нарушений в дельте р. Лены были использованы материалы по аномальному магнитному полю.

А.А.Труниным специально для данного исследования составлены карты на основе карт магнитных аномалий масштабов 1:5000000, 1:2500000, 1:1000000. Выделены региональная и локальная аномалии магнитного поля. Региональная составляющая была получена при радиусе осреднения 40 км. При данном радиусе функция среднеквадратического отклонения общего поля становится постоянной и выходит на площадку своего значения. Существуют и другие площадки данной функции, но преобразованное магнитное поле по другим площадкам является малоинформативным. Локальная составляющая была получена путем вычитания основного аномального магнитного поля от ее региональной составляющей.

Региональная составляющая (рис. 61 а) показывает разломы по Оленёкской и Быковской протокам, причем по интенсивности составляющей можно судить о существенной разнице между этими разломными зонами. Также заслуживает внимания сильная отрицательная аномалия в центре дельты р. Лены.

Локальная составляющая (рис. 61 в) показывает разделение зон стока между протоками Быковской и Большой Трофимовской. Видно, что основной разлом располагается в районе между Трофимовской и Быковской протоками, т.е. по Сардахской протоке.

Совместный анализ региональной и локальной составляющих магнитного поля указывает на то, что отрицательная магнитная аномалия в центре дельты р. Лены имеет глубинный характер. Предположительно глубина источника составляет 50 км.

Общий анализ региональной и локальной составляющих показывает, что дельту р. Лены можно отчетливо разделить условно на два участка - восточный и западный. Граница проходит западнее оси симметрии дельты.

Геоморфологическое строение дельты свидетельствует о том, что роль блоковых современных тектонических движений земной коры также значительна для рельефа. На небольших площадях дельты есть одновозрастные террасы, с разницей высотных отметок поверхности до 5-6 м (см. геологический профиль по Сардахской протоке - о. Дьнэлээх и окружающие острова, раздел 3.1.2.4). Исследователи отмечали разные высотные отметки поверхности ледового комплекса пород в западной и восточной частях дельты [Григорьев,1991]. Прямое доказательство перекоса земной поверхности обнаружилось при исследовании южной оконечности о. Курунгнах, который подмыт Оленёкской протокой таким образом, что на протяжении нескольких километров хорошо виден разрез четвертичных отложений (см. рис. 43). Здесь наблюдается четкая литологическая граница между ледовым комплексом пород и подстилающими их песками. Эта граница от юго-восточной оконечности острова воздымается на 8 м на протяжении 4 км. Затем к устью Булкурской протоки снова опускается к разлому Оленёкской протоки.

Возраст границы около 50 тыс. лет. Значит, воздымание земной коры имело место после этого рубежа, скорее всего в голоцене, и продолжается в настоящее время. На этом локальном участке видно, что, во-первых, в настоящее время в районе вершины дельты земная поверхность воздымается к западу, а во-вторых, что по разломам происходят дифференцированные движения земной коры. Таким образом, из косвенных и прямых данных становится понятным не совсем обычное перераспределение стока по рукавам дельты. Вода и наносы стекают преимущественно на восток и юго-восток по протокам Быковской и Трофимовской, вместо того, чтобы следовать прямым путем на север-запад по Оленёкской протоке. Прослеженные этапы развития дельты (см. разделы 3.2.2, 4.3.1) свидетельствуют о том, что еще в середине голоцена основной сток осуществлялся по Оленёкской протоке. Значит, интенсивность современных движений земной коры в районе дельты весьма значительна.

3.2.4. Динамика акватории на отдельных участках

Гидрографические промерные работы вдоль морского края дельты выполнялись в разные годы Тиксинской гидробазой. В фондах этого предприятия произведена работа по выявлению площадей, охваченных повторными промерами. Таких площадей оказалось мало (рис. 62). Еще одной проблемой при сравнении промеров является трудно устанавливаемая связь уровней промеров различных лет. Повторные промеры с увязанными уровнями установлены на следующих площадях: акватория к востоку от южной части Быковского п-ова, выход в море из Быковской протоки, южная часть о. Муостах, акватории между о-вами Аэросъемки и Дунай в северо-западной части дельты.

Сравнение промеров 1945 и 1959 гг. по 7-километровому профилю к востоку от о. Муостах и к югу от него показали увеличение глубин на 0,4-0,5 м за 14 лет между промерами.

Промеры по трем меридиональным профилям между о. Дунай и о. Булгунняхтах-Бёлькёй в 1953 и 1966 гг. не показали изменений глубин за 13 лет.

Сравнение навигационных карт масштаба 1:50000 1961 и 1970 гг. по широтно ориентированным профилям, пересекающим фарватер Быковской протоки при выходе ее в море и Быковский п-ов, показало незначительное увеличение глубин (до 0,5 м) в прибрежной зоне Быковского п-ова (до 500 м от берега) и не улавливаемые в пределах точности измерений изменения глубин в более мористой части профилей. В целом сравнение навигационных карт различных лет изданий (1980 и 1999 гг.) не показало заметных изменений глубин, т.к. промеры прибрежных акваторий Арктики в системе гидрографической службы морского флота России в конце XX в. прекратились. Сравнение же промеров 1946 и 1971 гг. в районе Быковского п-ова показало увеличение глубины акватории примерно на 1 м в прибрежной зоне на протяжении 2,5 км за 25 лет. Выход из Быковской протоки на акватории к востоку от о-вов Оччугуй-Хастыр и Орто-Уэс-Арыта в целом за период с 1955 по 1977 г. углубился не менее чем на 1 м, как в прорезях, так и на мелководьях.

Таким образом, немногочисленные повторные промеры вокруг дельты, которые можно сравнить, показывают заметное увеличение глубины в районе быстро отступающих в результате разрушения останцов (островов, полуостровов), сложенных ледовым комплексом пород, неизменные глубины за период 13 лет в северо-западной части дельты у о-вов Дунай, углубление на выходе из Быковской протоки.

 ОГЛАВЛЕНИЕ