4. ПРОИСХОЖДЕНИЕ И РАЗВИТИЕ ДЕЛЬТЫ РЕКИ ЛЕНЫ

4.1. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЛЕДОВОГО КОМПЛЕКСА ПОРОД

Проблема происхождения ледового комплекса пород не является решенной до настоящего времени. Существует несколько гипотез, объясняющих накопление песчано-алевритовых осадков и их одновременное промерзание. Некоторые исследователи связывают этот процесс с эоловым переносом и осаждением огромного количества минерального материала из атмосферы [Томирдиаро, 1980], многие исследователи видят в ЛК результат аллювиального накопления [Гравис, 1977; Schirrmeister et al., 2003 и др.]. Существует также представление о формировании ЛК в результате сноса и накопления продуктов разрушения горных пород (экстранивитов) в результате воздействия на них нивационных процессов [Куницкий, 1989; 2007].

Другая точка зрения на формирование ЛК сводится к тому, что перед ледниковым щитом на шельфе моря Лаптевых существовал подпруженный им застойный водоем, в котором и происходило накапливание толщ отложений едомы или ледового комплекса пород [Nagaoka et al., 1995].

До сих пор почти никто из исследователей не связывает образование такого уникального криолитологического явления, как ледовый комплекс пород, с морем, на берегах которого обнажаются наиболее известные и грандиозные обнажения едомы. Считается, что в море Лаптевых колебания уровня моря в конце позднего неоплейстоцена соответствовали глобальным, да и отложения ЛК являются чисто континентальными. Только И.Д.Даниловым и его коллегами [Данилов, 1990] в отложениях ЛК на севере Западной Сибири, представленного синим илом с растительными остатками и ледяными жилами, найдены фораминиферы и солоноватоводные виды диатомовых водорослей, свидетельствующие о накоплении осадков в прибрежно-морских условиях.

Одним из важнейших результатов изучения разрезов и буровых скважин в районе дельты р. Лены явился вывод о неразрывной связи пород ЛК и подстилающих их песков. Во-первых, между ними нет следов перерывов в осадконакоплении. Во-вторых, многочисленные датировки тех и других отложений показывают, что и хронологических перерывов также нет. Пески с датировками 111-59 тыс. лет переходят в переслаивающиеся пески и алевриты с большим содержанием органических отложений (ЛК) и возрастом 60-23 тыс. лет. Лишь некоторые разрезы (Мамонтова Хаята, Курунгнах) показывают сартанский возраст верхов ледового комплекса пород. В-третьих, литологически осадки обеих пачек отложений близки, в особенности на побережье между устьями рек Анабар и Оленёк. Отложения ледового комплекса отличает лишь наличие очень большого количества органического материала и алеврита, свидетельствующих об осадконакоплении в условиях значительного выноса органики с суши. Характер среды осадконакопления проявляется четко почти во всех описанных разрезах. Текстура осадочных пород горизонтально-слоистая, волнистая, во многих разрезах видны знаки ряби волнения (разрезы Нагым, урочище Геденштрома, о. Сардах, Курунгнах и др.).

Косая слоистость отложений, свидетельствующая о динамичной - потоковой среде, появляется редко и связана с внедрением в бассейн потоков с суши (скважина С-2, С-1 бурового профиля «Мамонтов Клык»). Эти события могли быть связаны с таянием ледников, развивавшихся на суше в промежутке времени 100-90 тыс. лет назад.

Текстуры ходов илоедов подтверждают бассейновую природу среды осадконакопления нижней песчаной толщи рассматриваемых осадков. В верхней толще их быть не может потому, что отложения ЛК сразу промерзали. Подстилающие пески промерзли позже их непосредственного отложения, т.к. у бассейна осадконакопления хватало глубины для того, чтобы лед, сковывавший бассейн, не ложился на дно.

Здесь проявляется одна существенная особенность обстановки осадконакопления ЛК. Для его формирования, кроме значительного сноса и отложения обломочного и органического материала, была необходима периодичность отложения и промерзания. Исследования на оз. Таймыр [Большиянов, 2006] показали, что формирование ледового комплекса пород и накопление современных осадков и их промерзание в озере происходят в результате значительного перепада уровня воды в озере, обусловленного сезонными изменениями водности бассейна. Этот же процесс возможно предположить и на побережье моря Лаптевых. Отложенные в бассейне осадки должны периодически промерзать, чтобы образовались породы ЛК. Так происходит в настоящее время и происходило в прошлом благодаря колебаниям уровня моря синоптического масштаба (приливы-отливы, сгоны-нагоны) и векового характера.

Где же тогда морские отложения в породах ледового комплекса? Почему нет их признаков? Во-первых, они есть. Более широкое геологическое изучение всего водораздела рек Оленёк и Анабар, проведенное в 1972 г. с использованием бурения и описания обнажений вдоль побережья от Анабарской губы до мыса Терпяй-Тумса [Жуков и др., 1968; Жуков, Пинчук, 1972], показало, что прибрежная равнина севернее кряжа Прончищева сложена морскими отложениями, включая и породы ЛК. Грубообломочный материал (галечники, гравийники) залегает в низах четвертичного разреза. Вверх он сменяются 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. То есть приморская равнина сложена морскими отложениями и представляет собой не что иное, как комплекс прибрежных террас. Приведенные материалы показывают, что подстилающие ЛК осадки накапливались в морском и солоновато-водном бассейне.

Во-вторых, исходя из вышеизложенных материалов, во время формирования ЛК бассейн накопления не был морским по составу воды. Это были практически пресные воды, но сохранившие с морем гидравлическую связь. В бассейне происходили приливо-отливные колебания уровня, действовали сгоны и нагоны, вековые колебания уровня. Это был бассейн, изолированный от открытой части моря и распресненный в результате стока в море пресной воды по рекам Хатанга, Оленёк, Лена и др.

Доказательства существования отгороженного от моря, но не потерявшего с ним связи бассейна найдены при анализе донного рельефа моря Лаптевых и его геологического строения. На рис. 41 вынесено большинство мелководных банок, имеющихся в море Лаптевых. Эти мелководья являются свидетелями исчезнувших к настоящему времени и продолжающих исчезать островов. Последними из таких исчезнувших в XX в. о-вов являются Васильевский и Семеновский [Клюев и др., 1981], а в XIX в. - о. Св. Диомида [Котюх, Клюев, 1988]. На их месте остались лишь мелководья. Исчезающими в настоящее время являются о. Муостах в заливе Буор-Хая и п-ов Быковский.

Положение мелководий показывает наличие барьера из таких островов в прошлом. Этот не сплошной барьер пересекал море Лаптевых от северной оконечности п-ова Таймыр до Новосибирских островов. Данные о поверхностных отложениях моря Лаптевых (см. рис. 41) показывают, что практически все мелководья сложены песком, а к югу от предполагаемого барьера осадки представлены в основном алевритами - более глубоководными бассейновыми отложениями. Эти данные подтверждают давно высказывающиеся предположения о наличии в прошлом значительных массивов суши в море Лаптевых. Судя по всем имеющимся данным, эти массивы существовали практически до начала исследований моря Лаптевых (Земля Санникова), а исчезают до настоящего времени. Я.Я.Гаккель называл эти земли Арктидой [Говоруха, 1968].

Представленные в разделе 3.1.2.1 разрезы четвертичных отложений потверждают такие построения. В особенности велико значение бурового профиля в районе мыса Мамонтов Клык (раздел 3.1.2.2). Там в скважине С-2 четко фиксируемые морские осадки лежат в интервале глубин 55-75 м, вскрываются и в скважине С-1 с глубины 51-52 м, вероятны на забое скважины С-3. Датируются эти морские осадки возрастом от 111 до примерно 90 тыс. лет (скважина С-2). В обнажении Ойогосский Яр мамонт захоронен в осадках пресноводно-солоноватоводного бассейна 79 тыс. лет назад. Примерно с рубежа 70-80 тыс. лет бассейн становится более пресноводным. Образовавшийся массив островов отчленил от моря краевой пресноводный бассейн, в котором и продолжалось накопление бассейновых отложений, а затем, с обмелением бассейна, осадков ледового комплекса пород. Басссейновые террасы о. Сардах высотой 10-15 м возрастом 46 тыс. лет показывают, что в каргинское время уровень моря тоже был достаточно высок, но во внутреннем водоеме, занимавшем и территорию современной дельты р. Лены, накапливались пресноводные осадки.

Тенденция снижения уровня моря и колебательный характер этого снижения во второй половине позднего неоплейстоцена хорошо зафиксированы в описанных разрезах.

Какова причина возникновения барьера островов в море Лаптевых? Тектонические движения несомненны. Об этом свидетельствуют геофизические исследования. На рис. 41 приведено также положение крупных аномалий силы тяжести согласно данным, полученным во ВНИИОкеангеология [Виноградов, Драчёв, 2000]. Как видно из рисунка, аномалии совпадают с контурами мелей и распространения наиболее мелководных отложений - песков. Полоса аномалий, как и контуры отмелей, протягивается от п-ова Таймыр - к дельте р. Лены. Самая крупная аномалия силы тяжести обнаружена в районе о. Сардах дельты р. Лены. Она связана с неглубоким залеганием пород фундамента [Геологическая карта России, 2004], непосредственно обнаруживаемых в протоках около острова (см. раздел 3.1.1). Таким образом, особенности распределения моря и суши в прошлом и настоящем заложены в строении земной коры исследуемой области. Морские террасы, описанные выше, свидетельствуют о проявлении тектонических движений и о собственно эвстатических колебаниях уровня моря. На сопредельной площади п-ова Таймыр высокое положение моря (террасы высотой до 200 м) существовало с начала позднего неоплейстоцена до каргинского времени [Большиянов, 2006]. Террасы побережья моря Лаптевых значительно ниже, что говорит о наличии резкой тектонической границы к востоку от п-ова Таймыр. Однако и здесь колебания уровня моря имели значительные амплитуды и частоту, что и подтверждают все вышеприведенные результаты. Датирование отложений ОСЛ- и ЭПР-методами не является главным доказательством этих колебаний, но не противоречит геоморфологическим и геологическим данным. Датировки расположились таким образом: 138, 111, 86, 79 тыс. лет назад - морские условия осадконакопления; 59, 48 тыс. лет назад - пресноводный бассейн, сохранивший гидравлическую связь с морем. Лишь одна датировка морских отложений с южного побережья о. Новая Сибирь (47 тыс. лет назад) не вписывается в этот ряд. Или она неверна из-за своей приблизительности по техническим причинам, или в районе о. Новая Сибирь в то время было море.

По господствующим представлениям, формирование ледового комплекса отложений происходило в тот период, когда уровень моря был ниже современного [Nagaoka, 1995; Sher et al., 2005]. Приведенные материалы не подтверждают данный вывод. Породы ЛК формировались в бассейне, уровень которого часто превышал современный. Такая точка зрения на первый взгляд противоречит всем многочисленным палеонтологическим материалам из известных разрезов ледового комплекса пород. Но при внимательном рассмотрении этих материалов можно найти подтверждение бассейновому происхождению ЛК. Например, в разрезе Мамонтова Хаята на Быковском п-ове из отложений всего разреза не исчезают водные водоросли Pediastrum и Botryococcus, макроостатки растительности мелководных бассейнов и маршей, ризоподы, живущие во влажных условиях или в воде, много переотложенной пыльцы [Schirrmeister et al., 2002], что может быть характерно для бассейна; горизонт пляжевой фации из гравия с раковинами гастропод в верхней части обнажения. Еще больше доказательств водного происхождения микро- и макрофоссилий в осадках основания обнажения Ойогосский Яр, а также вышезалегающем ЛК на островах Харданг, Курунгнах и др. (см. разделы 3.1.2.1; 3.1.2.3). Если поискать свидетельства морского осадконакопления в этом регионе, они обязательно находятся. Даже на о. Самойловский, расположенном в верхней части дельты, в скважине на глубине 16 м в осадках обнаружены морские диатомовые водоросли. Но если задаться целью доказать аллювиальный генезис отложений ЛК и подстилающих его песков, то такие мелочи, как огромное количество раковин моллюсков и засоление отложений в низах скважины С-1 бурового профиля Мамонтов Клык, солоноватоводные остракоды и морские диатомеи низов обнажения Ойогосский Яр, пляжевые гравийники и гастроподы в верхах обнажения Мамонтова Хаята, морские диатомовые водоросли в осадках о. Арга, морские террасы на высоте до 40 м в районе дельты и другие признаки влияния моря, можно и не замечать.

Отложения ЛК, залегающие на отметках до 50-60 м над уровнем моря, имеют очень значительный объем. Аллювиальная гипотеза происхождения ЛК несостоятельна еще и потому, что этот огромный объем отложений должен был быть накоплен во времена низкого базиса эрозии, что невозможно по геоморфологическим причинам. Если базис эрозии в каргинское время, когда накапливался основной объем ЛК, был низок, то и отложения этих осадков не могло произойти, т.к. реки тогда бы преимущественно врезались в приморскую равнину и выносили бы материал далеко на север. Так как русловые фации аллювия в ЛК практически неизвестны, ему приписывают пойменное происхождение. Но в случае врезания рек поймы не могут быть широкими, тем более захватывающими пространство от Хатанги до Колымы. Поэтому с точки зрения геоморфологических процессов накопление ЛК должно было происходить в условиях, когда базис эрозии находился выше современного его положения. Что в принципе и доказывают каргинские террасы высотой до 20-30 м в регионе моря Лаптевых. В таком случае и реки могли широко меандрировать и иметь обширные поймы. И влияние моря должно было чувствоваться повсюду. Оно и зафиксировано практически во всех исследованных разрезах. Оно присутствует в этом «странном» на первый взгляд симбиозе фоссилий, с одной стороны, говорящих о сухих условиях, с другой - о влажных, с третьей - о засоленных грунтах. Все это очень характерно для современных и древних маршей и морских осушек.

Состав растительности, определенный спорово-пыльцевым методом и при анализе макроостатков растений, показал в отложениях ЛК наличие остатков как сухолюбивой, так и влаголюбивой растительности. Во всех спорово-пыльцевых спектрах преобладает пыльца злаковых и осоковых с участием полыни и сложноцветных [Зигерт и др., 2009]. В этих же осадках постоянно заметное присутствие остатков зеленых водорослей Pediastrum и Botryococcus, представителей мелководных водоемов. Среди макроостатков совместно встречены ксерофильные и водные растения. Пионерный характер найденных остатков водных и литоральных растений указывает на резкие колебания обводнения местности [Зигерт и др., 2009]. В осадках ЛК есть многочисленные находки ризопод и остракод [Зигерт и др., 2009], которые также жили и живут в водных бассейнах. Что же это за условия осадконакопления с противоречащими друг другу находками животных и растений? Оказывается, именно такие условия осадконакопления характерны для современных и древних ваттов - обширных плоских однообразных низменных равнин, покрытых вязким илом и причлененных непосредственно к коренному берегу [Крапивнер, 1965].

Поскольку грунты в этой зоне засолены, здесь поселяется галофитная растительность (ксерофиты), среди которых главная роль принадлежит семейству маревых. Нередки здесь полыни, осоковые, а на наиболее редко заливаемых участках также и злаки. Из разнотравья для таких ландшафтов очень характерны сложноцветные. С прилегающей к побережью суши привносится пыльца древесных, вересковых, багульника, кассандры, подбела и аналогичных тундровых форм, а также осок, злаков, плаунков и мхов. Если ватты достаточно обширны, то их растительность довольно ясно отражается на спорово-пыльцевых диаграммах, создавая «ксерофитную составляющую», которая вместе со спорами и пыльцой тундровой, лесотундровой или лесной зоны и дает картину «странной», противоречивой флоры, принимаемой за «приледниковую». Это лишь еще одно свидетельство противоречивости ваттов, заложенной уже в их пространственном положении - между морем и сушей [Крапивнер, 1965]. К этим словам, написанным 45 лет назад, добавить почти нечего. Но в современных условиях исследователи также не видят такой специфики отложений, откладывающихся в прибрежных условиях, и связывают эту противоречивость с гетерогенностью отложений ЛК, констатируя при этом, что всегда рядом с водными и заболоченными существовали ландшафты с ксерофильными и мезотрофными биоценозами [Зигерт и др., 2009].

Еще одно геоморфологическое доказательство связи отложений ЛК с морем - это то, что ЛК ингрессионно залегает в речных долинах, что доказано маршрутами по рекам Кэлимээр и Оленёк рядом с дельтой (см. раздел 3.2.1.5) и р. Большой Балахне на п-ове Таймыр [Большиянов, Макаров, 2011]. В долинах этих рек ЛК залегает на высотах до 50-60 м над уровнем моря, как и на приморской равнине, но вверх по течению выклинивается, и его поверхность переходит в дно долин на этой же высоте, как и положено эстуарным террасам. Даже на карте распространения едомы, которая приведена в книге С.В.Томирдиаро [1980] (яркого сторонника накопления отложений ЛК эоловым путем), отлично видно, что ЛК заходит вверх по долинам всех приморских рек (Яны, Идигирки и более мелких) и выклинивается на высотах 50-60 м над уровнем моря. И в долинах рек отложения ЛК подстилаются морскими отложениями.

Образование сингенетических повторно-жильных льдов по общепринятым представлениям не может быть связано с промерзанием грунтов на мелководьях под морским льдом или льдом какого-либо другого бассейна. По нашим наблюдениям в районе описанного в 1998 г. комплекса обнажений ЛК на мысе Саблера в оз. Таймыр [Большиянов, 2006], дно западной мелководной части озера представляет собой полигональную систему из четырехугольных полигонов размером до первых десятков метров, ограниченных ледяными жилами. Полигоны отчетливо видны с вертолета при глубинах воды меньше 1 м и обнажаются в период межени. Зимой уровень озера минимальный и значительная часть его дна обсыхает, а на остальной мелководной акватории лед толщиной до 2,5 м ложится на дно, что также приводит к его промерзанию. Короткие периоды половодья, длящиеся до трех месяцев в году, оказывается, не способны привести к деградации полигональной структуры и протаиванию ледяных жил. В катастрофические сезоны особо низкой воды большая часть дна оз. Таймыр осушается в силу его мелководности. Одним из последних таких маловодных сезонов был летне-осенне-зимний период 1997 г. Промерзанию дна тогда даже не мешал снежный покров. Оз. Таймыр с его значительными сезонными колебаниями уровня воды может быть моделью образования и сохранения повторно-жильных льдов в подводном состоянии.

Образование ледяных жил в морских условиях описано Н.Ф.Григорьевым [1966] на мелководных взморьях устьевых участках рек Яны и Индигирки. В мерзлотно-геологических профилях, составленных по результатам беспримерного героического ручного бурения с временных «буровых платформ», показаны сингенетические мерзлотные текстуры и ледяные жилы, возникающие при промерзании мелководий, в частности под морским ледовым покровом.

Мнение о несоответствии большого количества находок останков мамонтовой фауны из ЛК его морскому происхождению («мамонты не могут жить в море»), скорее всего, правильно - мамонты в море не живут, но могут умирать на осушках в полосе развития ваттовых отложений - тиксотропных алеврито-глинисто-песчаных породах, насыщенных водой. Каждый исследователь Севера, особенно устьевых областей рек и, например, отливных осушек южного побережья моря Лаптевых, если изучал равнины на границе моря и суши, проваливался в эти осадки примерно по колено. Многолетнемерзлые породы не дают возможности провалиться глубже. Но даже при современных климатических и мерзлотных условиях выбраться из таких отложений самостоятельно - довольно трудная задача для человека, а для мамонта попадание в подобные осадки практически всегда означает смерть, тем более что вокруг обездвиженного животного были звери и люди, непременно пользовавшиеся трагичной для мамонта ситуацией. Эти аналогии с современными условиями можно было бы считать фантазиями, если бы не находки целых скелетов мамонтов в подобного типа осадках в парагенезисе с моллюсками, остракодами и диатомовыми водорослями, которые жили в солоноватоводном или опресненном бассейне. Такой полный скелет мамонта найден в нижней части (на приливном урезе воды) берега Ойогосский Яр - в районе устья р. Кондратьева, в точке с координатами: 72º40′31,1″ с.ш., 143º36′00,1″ в.д. [Большиянов и др., 2009] (см. раздел 3.1.2.1).

Об осадконакоплении в морских условиях на современном побережье моря Лаптевых в поздненеоплейстоценовое время свидетельствуют также данные изучения надводных и подводных отложений Ванькиной губы (20 кернов грунтовых трубок, 83 скважины вибробурения на глубину до 4,5 м, 20 скважин бурения со льда до глубины 17 м [Кошелева и др., 2009]), расположенной в юго-восточной части моря Лаптевых. На верхненеоплейстоценовом этапе развития этой акватории выделяются казанцевская и каргинская трансгрессии. Признаков регрессии моря в верхнем неоплейстоцене, по приведенным материалам [Кошелева и др., 2009], не наблюдается. Несмотря на то, что временные интервалы осадконакопления в губе в этой работе практически ничем не подтверждены, морское осадконакопление в мелководной губе продолжалось на протяжении верхнего неоплейстоцена, что подтверждается находками в толще раковин морских моллюсков, фораминифер, солоноватоводных, морских и пресноводных диатомовых водорослей. Причем отмечается, что в морских осадках, определенных по малакофауне, присутствует заметное количество пресноводных диатомовых водорослей. Возможность обитания пресноводных диатомей в современных морских условиях отмечалась в разделе 3.1.2.2.

На материалах указанного исследования [Кошелева и др., 2009], к сожалению, нельзя определить регрессивные этапы развития прибрежных частей моря Лаптевых в течение верхнего неоплейстоцена, но можно сделать вывод, что во время накопления осадков преобладали обстановки морского осадконакопления, как и положено на морском дне.

Таким образом, обобщая приведенные материалы наблюдений и различных анализов, имея в виду труды предшественников и современников, можно предположить, если не утверждать, что отложения ЛК на побережье моря Лаптевых формировались в мелководном и пресноводном бассейне со значительным поступлением из рек органического материала в виде остатков растительности.

Этот бассейн имел гидравлическую связь с морем. Колебания уровня бассейна синоптического масштаба (приливы-отливы, сгоны-нагоны) и вековые его колебания были одним из основных факторов сингенетического промерзания откладывавшихся бассейновых осадков, формировавшихся из речных наносов. Подстилающие ЛК пески формировались в морском бассейне 111-79 тыс. лет назад. Морская терраса у подножия гор Ангардам возрастом 138 тыс. лет свидетельствует о высоком стоянии уровня моря в течение казанцевского времени. Вероятно, отложение песков о. Арга-Муора-Сисё происходило в этом же бассейне.

Начиная с середины позднего неоплейстоцена тектоническими движениями на поверхность были выведены значительные участки дна, образовавшие барьер островов, протягивавшийся от п-ова Таймыр к Новосибирским островам. В этом причина слабо сохранившихся признаков морских отложений в породах ЛК. Однако текстура и литология осадков, несмотря на значительное влияние криогенных процессов, свидетельствуют о накоплении столь значительного комплекса отложений в условиях бассейна.

Благодаря тектоническим движениям и эвстатическим колебаниям уровня моря менялись условия накопления осадков. Изменявшиеся природные условия на окружающей суше также засвидетельствованы в описанных отложениях и рельефе. Здесь в начале позднего неоплейстоцена развивались ледники, что вызывало активный сток их талых вод в бассейн. Реки всегда выносили в море значительное количество растительных остатков, которые временами накапливались в мелководных бассейнах в виде моховой слоёнки - самой характерной особенности ледового комплекса пород.

Полученные новые данные о геологическом и геоморфологическом строении побережья моря Лаптевых и его акватории подтвердили ранее выдвинутую Я.Я.Гаккелем точку зрения о том, что в Северном Ледовитом океане в прошлом существовали обширные территории суши, в частности и на шельфе моря Лаптевых. Время существования этой суши в описываемом регионе - с середины позднего неоплейстоцена до настоящего периода.

4.2. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ОСТРОВА АРГА-МУОРА-СИСЁ

В разделе 3.1.2.3 приведены данные о том, что формирование песков о. Арга происходило примерно в то же время, что и пород ЛК, - от 50-60 тыс. лет назад до сартанского времени позднего неоплейстоцена (15-20 тыс. лет назад). По составу (хорошо сортированные песчаные отложения) и структурам (бассейновая слоистость горизонтальная и волнистая) пески, подстилающие ЛК, являются такими же литологическими разностями, как и пески, слагающие о. Арга. Т.е. пески о. Арга и ЛК формировались в одно и то же время, но в разных гидрологических условиях. Если для ЛК самым характерным являются ледяные жилы, своим ростом вытесняющие органо-минеральные отложения, то в песках о. Арга таких жил не наблюдается. Там описаны тонкие жилы подземного льда и пластовые залежи, образовавшиеся из плавучего льда бассейна, севшего на дно и перекрытого отложениями. Основное различие в осадкоформировании ЛК и песков о. Арга заключается в том, что породы ЛК промерзали сразу при отложении, а пески о. Арга откладывались в более глубоких условиях бассейна, не сильно глубокого, но позволявшего иметь немного воды между дном и ледовым покровом, чтобы отложения сразу не промерзали. Это основное различие и обеспечило такое значительное отличие ЛК от отложений о. Арга. Более того, пески о. Арга являются естественным продолжением условий осадконакопления, в которых откладывались подстилающие ЛК пески. Возраст их от 120 до 60-50 тыс. лет. И в отложениях этого бассейна откладывались макро- и микрофоссилии, свидетельствующие о морской среде осадконакопления. Значит, в это время бассейн осадконакопления был морским. Есть морские диатомовые водоросли и в песках о. Арга [Гусев, 1954]. Кроме того, погребенные льдины с высокой минерализацией также свидетельствуют о морском влиянии. Но к этому времени бассейн осадконакопления заметно опреснился, связь с открытым морем была затруднена появившимися многочисленными островами и архипелагами островов. Однако приливы и отливы, сгоны и нагоны, а также вековые колебания уровня моря в этом бассейне имели место, и это было решающим фактором для формирования ЛК, т.к. осадконакопление и промерзание могли иметь место только при заметных колебаниях уровня бассейна. Вывод на поверхность выше уровня моря песков о. Арга, как и, вероятнее всего, песков п-ова Земля Бунге на о. Фаддеевский архипелага Новосибирские острова, произошел в результате дифференцированных тектонических движений, приводящих к разнонаправленным движениям соседних блоков земной коры. На схемах залегания четвертичных отложений между о. Арга и останцами ЛК о-вов Харданг, Эбе-Басын-Сисё исследователи показывают линии разломов земной коры [Галабала, 1987; Григорьев, 1993].

В.Н Коротаев [1984], высказавший мысль о том, что о. Арга сложен каргинскими морскими отложениями, оказался, по-видимому, прав, даже не имея такого количества геологических данных, которые есть в распоряжении исследователей в настоящее время. Но и на данном этапе как морское происхождение о. Арга, так и аллювиально-морское происхождение ЛК большинством исследователей отвергается и заменяется несостоятельной гипотезой аллювиального осадконакопления. Несостоятельность ее именно в том, что в песках о. Арга нет фаций речных отложений, ни пойменных, ни старичных, ни русловых. Несмотря на то, что исследователи [Schwamborn et al., 2002; Shirrmeister et al., 2011] постоянно называют отложения о. Арга и отложения ЛК речными, существенных доказательств наличия текстур, характерных для аллювия, они не приводят. Кроме того, геоморфологические условия побережья и дна моря Лаптевых никак не могут допустить площадного осадконакопления аллювия, если базис эрозии находился далеко к северу от современной дельты р. Лены (как отмечено на всех этапах развития этой области от 100 до 12 тыс. лет) [Shirrmeister et al., 2011]. В таком случае реки преимущественно бы врезались в отложения и их разрушали, а не накапливали мощные толщи в бесконечно широких поясах меандрирования, существование которых также ничем не доказывается кроме постулирования [Зимов, 1985].

Таким образом, морское осадконакопление, имевшее место в казанцевское время, продолжалось на территории о. Арга-Муора-Сисё и во второй половине позднего неоплейстоцена, но в специфических условиях закрытых морских акваторий с большим стоком пресных речных вод.

4.3. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ДЕЛЬТЫ РЕКИ ЛЕНЫ

4.3.1. Модель развития дельты в голоцене

Модель развития дельт в многолетнем (вековом) временном диапазоне разработана в предшествующей работе [Установить особенности…, 1987] и основывается на комплексных гидролого-геоморфологических исследованиях таких устьевых областей рек Российской Арктики, как Обь [Макеев и др., 1988], Пясина, Хатанга [Большиянов и др., 2007], Нижняя Таймыра. Основные изменения, происходящие в устьевых областях в многолетнем масштабе, связаны с колебаниями уровня моря. При подъеме уровня площади дельт полностью или частично замещаются мелководными водоемами, в которых аккумулируются значительные массы осадков, приносимых реками. В результате последующей регрессии моря подводная дельта превращается в участок суши, и дальнейшее ее наращивание в высоту происходит главным образом под влиянием работы реки. Во время регрессии основным процессом в развитии дельты становится размыв - формирование проток (глубинная эрозия), размыв берегов (боковая эрозия). На этом этапе возникают типичные пойменные формы рельефа: русловые валы, старицы. Интенсивность размыва определяется многими факторами: стоком воды, наносов, тепла, устойчивостью многолетнемерзлых пород и т.д. Важным фактором выступает время - продолжительность размыва и регрессии морского бассейна. При смене режима отступания моря или его стабильного положения новой трансгрессией морские заливы смещаются вверх по долинам, и на размытых рекой и морем старых дельтах вновь могут откладываться аллювиально-морские осадки. Таким образом, периодическое чередование регрессий и трансгрессий определяет облик и пространственное положение дельт рек. Результат применения модели для устьевой области р. Пясины приведен на рис. 63.

Исходя из данной модели, предлагается методика построения кривых колебаний уровня моря, заключающаяся в определении абсолютного возраста отложений, слагающих различные геоморфологические уровни дельт: осушки, поймы, террасы, образование которых полностью контролируется положением базиса эрозии. Анализ распределения датировок отложений по различным высотам геоморфологических уровней дает возможность построить кривые изменения уровня приемного бассейна во времени. Основной метод датирования древних береговых линий и отложений эстуариев - радиоуглеродное определение возраста растительных остатков и плавниковой древесины, в изобилии накапливающихся в устьевых участках рек в любой отрезок времени их существования.

Эта модель, построенная по данным датирования береговых линий для нескольких устьевых областей, имеющих характер эстуариев, казалось бы, неприменима к такой мощной дельте выдвижения, как дельта р. Лены. Однако полученные данные, обсужденные выше, показали, что вплоть до последних тысячелетий дельта р. Лены выдвигалась в море отдельными лопастями по мере разрушения ограничивающих ее массивов, заполняя наносами пространства между этими исчезающими массивами островов. Такими массивами были и остаются до настоящего времени в западной части дельты о. Арга-Муора-Сисё, о. Харданг-Сисё, п-ов Эбе-Басын. В восточной части дельты от обширного массива суши, сложенного породами ЛК и существовавшего в недавнем прошлом, остались лишь останцы, продолжающиеся в дельте в северо-северо-восточном направлении по оси стрелки Быковского п-ова - о. Муостах: о. Бёлькёй-Дьянги, о. Буор-Ылар-Сисё в системе Быковской протоки, о. Собо-Сисё, о. Кыыллаах-Хаята, о. Боскуо в системе Сардахской протоки. Гора Боскуо является последним, наиболее северным, небольшим останцом пород ЛК в восточной половине дельты. Массивы ЛК здесь в системе Трофимовской протоки полностью разрушены, и дельта приняла вид типичной дельты выдвижения. По результатам датирования первой террасы дельты момент деградации массивов ЛК на территории дельты до такой степени, когда они перестали играть определяющую роль в распределении стока р. Лены, наступил всего около 2000 лет назад, когда образовалась Быковская протока, прорвавшая перешеек останцов ЛК между Быковским п-овом и о. Собо-Сисё. Геологическое и геоморфологическое строение дельты указывает на то, что она состоит из разновозрастных массивов первой надпойменной террасы, которая имеет наиболее древний возраст в западной части (начало голоцена) и молодой в восточной части (Сардахско-Трофимовская система проток 5,2-3,8 тыс. лет и Быковская протока (около 2 тыс. лет)). Таким образом, дельта р. Лены приняла обычный вид многолопастной дельты выдвижения не в результате постепенного выдвижения края дельты в море, а при термоабразионной и термоэрозионной деятельности моря и реки, разрушивших массивы суши, существовавшие здесь после накопления пород ЛК и подстилающих их песков (о. Арга-Муора-Сисё). О. Муостах в заливе Буор-Хая также является крайним останцом этого массива суши, опоясывавшего место современной дельты, а само устье реки было заливом или эстуарием. В таких условиях закрытой от прямого воздействия моря системы эстуариев и происходило накопление осадков, приносившихся рекой и возникавших при разрушении берегов в результате колебаний уровня моря.

4.3.2. Колебания уровня моря в голоцене

Исходя из разработанной модели, подтвержденной исследованиями в нескольких устьевых областях рек евразийской Арктики, и на основании геологического и геоморфологического строения первой террасы дельты р. Лены предполагается следующая последовательность событий формирования первой террасы дельты и соответствующих колебаний уровня моря в дельте. Специфические органоминеральные отложения (слоёнка) формировались на этапах подпора со стороны моря, когда протоки дельты становились эстуариями и в многочисленных водоемах дельты, отгороженных от моря останцами предшествующих этапов ее формирования, при колебаниях уровня синоптического масштаба (приливы-отливы, сгоны-нагоны) откладывались слоистые толщи преимущественно мохового состава, они сингенетически промерзали при осушении водоемов или при налегании на их дно ледового покрова в зимних условиях. Исходя из такой схемы развития дельты и знания ее геологического строения, можно определить время повышенного стояния уровня и перерывы в осадконакоплении слоёнки, соответствовавшие этапам размыва накопившихся осадков при пониженном стоянии приемного водоема - моря Лаптевых. Возраст слоёнок определен радиоуглеродным методом. Высота островов, сложенных слоёнками, известна из натурных исследований и по картографическим материалам. Анализируя геоморфологическое положение островов, возможно сделать предположение о высоте, на которую поднимался уровень бассейна во время отложения органоминеральных осадков.

На рис. 64 представлены кривые колебания базиса эрозии проток, построенные на основании анализа датировок островов первой террасы исходя из принятой модели формирования ее островов.

Основой для увязки распределения датировок по районам дельты р. Лены является кривая изменений уровня моря Лаптевых, построенная по данным датированных береговых линий моря в районе дельты р. Лены (см. раздел 3.2.1.6). При сопоставлении датировок, полученных из различных частей дельты р. Лены, с данными по высотам и возрасту древних береговых линий моря Лаптевых (см. рис. 64) видно, что большая часть молодых датировок, полученных для проток дельты Лены, укладывается в периоды возможного повышенного стояния уровня моря Лаптевых. Есть очевидная корреляция изменения возраста и высот отложений морских террас с такими же параметрами первой террасы дельты в различных ее районах. Наблюдается некоторое несоответствие высот и возраста морских террас и террас дельты. Например, два возрастных интервала (2-4 и 1-2 тыс. лет), в течение которых были образованы морские террасы высотой 8,5 и 4 м, сливаются в один в Туматской и Арынской протоках.

В каждой из рассмотренных систем проток дельты датировки и события, отмеченные ими, не совсем совпадают, что связано с ошибками метода датирования, сложностями датирования, связанными с частым переотложением растительного детрита. Датировки увязываются не очень просто.

В целом тем не менее есть сходимость данных по морским и дельтовым террасам, а значит, возможно использовать весь комплекс данных, полученный для дельты р. Лены, для уточнения и дополнения кривой колебаний уровня моря Лаптевых в голоцене. Принимая во внимание самые древние на современный момент датировки первой террасы дельты в 6-8 тыс. лет, можно предположить высокое стояние уровня в то время. Более того, в устье р. Урасалах 15-метровая морская терраса датируется возрастом 5500 лет (см. раздел 3.2.1.4). При совместном анализе данных по датированию первой террасы дельты и морских террас на побережье моря Лаптевых построена единая кривая колебания уровня моря Лаптевых для голоцена (рис. 65).

Таким образом, первая терраса дельты р. Лены сформирована при неоднократном повышении уровня моря Лаптевых до высоты, как минимум, 7-8 м на этапах 6-8, 3-4, 1-2 тыс. лет назад, а также в результате ее эрозии и перестройки гидросети дельты на этапах понижения уровня, имевших место 5,2-4,5; 3,3-3 тыс. лет назад и в течение последних столетий. Этапы повышения уровня и накопления отложений были продолжительнее этапов понижения уровня и размыва отложений.

4.3.3. Современные колебания уровня моря

Для анализа современной многолетней изменчивости уровня, как правило, используются сведения о среднегодовом уровне моря, полученном путем осреднения за соответствующий период данных наблюдений на отдельных береговых гидрометеорологических станциях. Непременным условием при этом является приведение этих наблюдений к одному горизонту. Изменение уровня моря в каждой конкретной точке наблюдения определяется гидрометеорологическими и геологическими причинами. Определение роли отдельных факторов в общем процессе многолетних изменений уровня моря является задачей крайне сложной, как в силу отсутствия или недостаточности информации для оценки отдельных составляющих колебаний уровня, так и потому, что между ними действуют обратные связи [Ашик и др., 2010].

Получены основные статистические характеристики многолетних колебаний уровня по отдельным станциям и их пространственное распределение, оценены основные параметры многолетних изменений положения среднего уровня, определены его основные тенденции. Раньше предполагалось, что по величине линейного тренда можно судить о скорости вертикальных движений земной коры (исходя из гипотезы о неизменности положения поверхности моря за период исследования). В настоящее время стало очевидным наличие долгопериодных трендов в колебаниях уровня моря, обусловленных климатическими и внутриземными причинами. Разделить эти составляющие, оперируя только данными наблюдений за колебаниями уровня, практически невозможно.

Для оценки линейного тренда в колебаниях уровня моря, как правило, используется величина коэффициента уравнения линейной регрессии, связывающего величину среднегодового уровня с номером года:

H_i = aN_i + H₀,

где H_i - среднегодовой уровень; N_i - номер года; a - величина линейного тренда; H₀ - средний уровень моря. Вычисление величины линейного тренда и среднего уровня осуществляется на основе метода наименьших квадратов.

Исходя из данных, полученных по ряду станций и приведенных в табл. 9, большинство побережий испытывает наступление моря. Только в трех регионах: 1 - архипелаг Шпицберген, Земля Франца-Иосифа и Северный остров арх. Новая Земля; 2 - Обская и Байдарацкая губы, п-ов Ямал; 3 - Хатангский и Оленёкский заливы, - несмотря на колебательный характер изменений уровня моря, имеет место устойчивое его понижение, а значит, повышение берегов и выход их из зоны затопления морем. Выявленная картина современного изменения уровня моря (рис. 66 а) является достаточно приближенной. В действительности характер колебаний уровня еще более мозаичный. Например, по геоморфологическим данным Новосибирские острова во многих частях испытывают погружение, но о. Малый Ляховский явно поднимается, окружая себя аккумулятивной морской террасой, препятствующей активному размыву ледового комплекса пород. А относительное повышение уровня моря наблюдается к югу и к северу от острова, где породы ЛК активно размываются. Еще более контрастная картина поведения моря в Оленёкском заливе, где на станции Усть-Оленёк фиксируется тренд к понижению уровня моря, а на станции Терпяй-Тумса - к повышению. Очевидно, что современное отступание уровня моря в Обской и Байдарацкой губах совершенно противоположно тому наступлению уровня моря, которое и создало эти глубокие заливы в конце голоцена. Дельта р. Лены находится в совершенно разных условиях колебания уровня. Со стороны Оленёкского залива (с запада) уровень моря понижается, а с северо-запада (п.ст. Дунай) и юго-востока (пос. Тикси) уровень моря повышается. Такие контрастные тенденции на ограниченных участках побережий вызываются не только гидрометеорологическими факторами, но и блоковыми движениями земной коры.

Такое обобщение по современным колебаниям уровня морей Российской Арктики, проведенное по рядам уровенных наблюдений за период до 60 лет, является шагом вперед по сравнению с предшествовавшими попытками выявления тенденций изменений уровня моря. На рис. 66 б приведена другая карта [Никонов, 2006], сведения о методике и данных для построения которой нигде не упоминаются. Но именно эта карта до сих пор широко используется для выявления тенденций изменений движения земной коры. На этой карте круговыми полями выделены районы, в которых уровень моря изменяется в противоположном направлении по сравнению с картой изменения уровня морей, построенной авторами (рис. 66 а).

Ряд данных по современному изменению уровня моря, полученный путем инструментальных измерений, можно продлить в прошлое, используя другие методы: геолого-геоморфологический, картографический. Так, для дельты р. Лены был реконструирован ход уровня моря в голоцене. На этапе, охватывающем последние 240 лет, для воссоздания истории изменения уровня моря Лаптевых были использованы карты, составленные в 1770 [Часть Мангазейского и Якуцкого уездов…, 1770], 1823 [Берег ледовитого моря…, 1823], 1826 [Генеральная карта Якутской области…, 1826], 1855 [Карта Восточной Сибири…, 1855], 1882 [Карта Азиатской России…, 1882], 1890 [Карта Якутской области…, 1890], 1919 [Карта России с прилегающими к ней владениями…, 1919], 1930 [Карта Восточной Сибирь и Приамурья…, 1930] гг. (рис. 67). Для более ранних этапов голоцена использовались геолого-геоморфологические данные, содержащие информацию о положении уровня моря Лаптевых.

Следует отметить, что точность методов различна. Инструментальные наблюдения позволяют отслеживать ежегодную изменчивость, амплитуда которой составляет первые миллиметры за год. Использование картографических материалов позволяет говорить лишь о направленности процесса изменения уровня моря, что обусловлено недостаточной точностью построения карт в XVIII, XIX и начале XX вв. Тем не менее для дельты р. Лены стало возможно выявить поднятие уровня моря Лаптевых на 3-5 м в середине XIX в. На карте 1855 г. [Карта Восточной Сибирь и Приамурья…, 1855] видно, что п-ов Быковский являлся островом, а это следствие подъема уровня моря как минимум на 5 м. Датировки заброшенной на острова дельты и побережье моря плавниковой древесины возрастом 150-180 лет (см. раздел 3.2.1.6) и 180-200 лет (см. раздел 3.2.1.1) подтверждают картографические материалы о высоком стоянии уровня моря около середины XIX в.

4.3.4. Развитие дельты в голоцене

На формирование дельты р. Лены в голоцене определяющее влияние оказали изменения уровня моря Лаптевых. Другим определяющим фактором была конфигурация разрушавшихся и продолжающих исчезать массивов останцов ЛК и о. Арга-Муора-Сисё. Эти массивы суши долгое время определяли направление стока реки в устье и выдвижение отдельных конусов. Постепенно с начала голоцена до современности произошло разворачивание основных направлений стока в дельте с северо-запада на восток и юго-восток. В одно и то же время на различных участках дельты р. Лены формировались условия либо транзита, либо аккумуляции, либо размыва отложений. Схема развития дельты р. Лены приведена на рис. 68.

Около 30-40 тыс. лет назад продолжалось накопление ЛК, и к концу этого этапа значительные его массивы сформировались вдоль Приморского кряжа и кряжа Чекановского [Большиянов и др., 2008]. Пока нет материалов, опровергающих предположение, что р. Лена 30-40 тыс. лет назад впадала в море в том же месте, что и в настоящее время. По-видимому, она прорезала массивы ЛК, вытекая из обусловленной разломом земной коры теснины «ленской трубы». 17-15 тыс. лет назад уровень моря был значительно ниже современного и дельта или дельты реки располагались в сотнях километров к северу от современного ее конуса выноса. На месте современной дельты шло активное размывание пород ЛК. 8 тыс. лет назад в дельте сформировались первые растительные слоёнки, что может свидетельствовать о повышенном уровне стояния бассейна. 6 тыс. лет назад во время отступления моря размывались ранее накопленные осадки, в том числе породы ЛК и вышедшего на поверхность массива аллювиально-морских песков о. Арга-Муора-Сисё. В то время, по-видимому, река освоила как главную протоку Оленёкскую, которая заложена по разлому земной коры. 5 тыс. лет назад протоки дельты снова вступили в эстуарный этап развития, когда активно накапливались растительные слоёнки. 4,5 тыс. лет назад - этап размыва и накопления аллювиальных песков, сменившийся около трех с половиной тысяч лет назад этапом заполнения мелководных эстуариев дельты растительными и песчаными осадками. 1000-500 лет назад снова этап размыва с окончательным формированием облика останцов ЛК в дельте, образование Быковской протоки. Кратковременное повышение уровня моря произошло около 400 лет назад, и далее начался современный этап вреза, с кратким повышением уровня моря около 200 лет назад. Перекос водной поверхности обусловлен тектоническим воздыманием земной поверхности в вершине дельты, который приводит к отмиранию Оленёкской протоки, центральных проток дельты и к перераспределению стока в пользу восточных и юго-восточных проток дельты.

Во время Малого ледникового периода (500-100 лет назад) на склонах низких гор, которые прорезает река, развивались формы пассивного оледенения, при таянии которого высвобождалось значительное количество воды. Это приводило к интенсивной эрозии и выносу в дельту большого количества грубообломочного материала, о чем свидетельствуют 5 конусов выноса в Быковской протоке между о. Чай-Ары и заливом Неелова, сильно стеснившие и изменившие сток по этой протоке. Такого рода события неоднократно имели место в дельте на протяжении голоцена. В частности, развивались пассивные ледники и на о. Арга, где их остатки были отмечены на геоморфологической карте 1953 г. Зафиксированы стоки талых ледниковых вод Малого ледникового периода и в озерах у подножия кряжа Прончищева [Макаров и др., 2008]. Однако колебания уровня моря и стока реки были определяющими в развитии дельты. Из-за трудностей сопоставления полученных радиоуглеродных датировок временные этапы могут не быть абсолютно точными даже в радиоуглеродном масштабе времени. Но проведенные исследования позволили определить принцип развития дельты и последовательность событий.

Пока невозможно понять, какие именно причины вызывали колебания уровня моря - тектонические или эвстатические, т.к. нет инструмента для их разделения. Однако роль тектонических движений несомненна. Даже в настоящее время (последние 60 лет) уровень моря у западной кромки дельты (Оленёкский залив) падает, а в восточной (бухта Сого в районе Тикси) растет [Ашик и др., 2010]. Геоморфологическое строение дельты свидетельствует о том, что роль блоковых современных тектонических движений земной коры также значительна.

Однако не все изменения можно связать только с тектоническими причинами. Несомненны и эвстатические колебания уровня, которые приводили к частой и довольно резкой смене знака в уровенном режиме моря Лаптевых.

Развитие дельты р. Лены в голоцене определилось морскими и речными факторами. На протяжении этапов в сотни и тысячи лет первостепенным фактором ее формирования является изменение уровня моря.

 ОГЛАВЛЕНИЕ