Experience of applying the cosmogenic dating method (¹⁰Be) to assess the age and scale of the Pleistocene Glaciation in North-Eastern Siberia (based on the example of glacier complexes of the Chersky Ridge)

全文:

1. ВВЕДЕНИЕ

Изучение ледниковой истории суши является одной из задач, решение которой во многом заложило основу четвертичной геологии и палеогеографии. В последние годы реконструкция масштабов, хронологии и климатических условий древнего оледенения в горах Евразии и Северной Америки привлекает значительное внимание ввиду особого значения ледников в понимании климата прошлого, связи их эволюции с изменениями температуры и увлажнения. Для значительной части гор Северной Евразии в последние десятилетия получены детальные реконструкции этапов формирования ледников, определены закономерности их развития (Svendsen et al., 2004; Hidy et al., 2013). Одним из регионов, имеющих многочисленные следы плейстоценовых оледенений, является Северо-Восточная Сибирь. Изучение оледенений на востоке Сибири, начавшееся во второй половине XIX века с исследований П.А. Кропоткина (1873) и продолженное в ХХ веке, показало, что оледенения в северо-восточной части региона возникали неоднократно и имели широкое распространение. В рамках поисковых работ, научно-исследовательских программ и геологического картирования был получен обширный материал по четвертичным отложениям, в том числе и по ледниковым комплексам востока СССР (Онищенко, 1965; Хворостова, 1965; Гольдфарб, 1972; Кинд, 1975; Заморуев, 1976, 1978; Чанышева, Бредихин, 1981; Ананьев и др., 1982, 1984; Воскресенский и др., 1984; Глушкова, 1984; Дегтяренко, 1984; Величко, 1991; Глушкова, Гуалтиери, 1998; и мн. др.). На ранних этапах исследований построение хронологии оледенений основывалось на палинологических данных и стратиграфических взаимоотношениях морен с перекрывающими и подстилающими отложениями неледникового генезиса.

Таким образом, для Северо-Восточной Сибири имеется большое количество работ, посвященных изучению четвертичного оледенения, связанных с ним форм рельефа и осадочных комплексов. Главные выводы были сделаны на основе геоморфологических наблюдений, результатов палинологических и палеонтологических исследований, а также ограниченных серий абсолютных дат, выполненных радиоуглеродным (¹⁴С), люминесцентными методами и по космогенному ³⁶Cl. Опубликованные на данный момент представления о размерах, фазах и времени оледенения кардинальным образом отличаются, а иногда и противоречат друг другу. Тем не менее большинство исследователей склоняются к мнению о позднеплейстоценовом возрасте сохранившихся в рельефе конечно-моренных комплексов и о горно-долинном характере оледенения гор Северо-Восточной Сибири. По современным представлениям максимальным было зырянское оледенение (Q₃²) и меньшим по размерам следующее за ним – сартанское (Q₃⁴). Отложения более ранних ледниковых эпох (ранний и средний плейстоцен¹) встречаются в погребенном виде. Однако ряд исследователей реконструируют в регионе масштабные ледники, которые могут быть отнесены к покровному или полупокровному типам.

Развитие методов датирования по космогенным радионуклидам (¹⁰Be, ³⁶Cl, ²⁶Al) и связанная с этим возможность определения абсолютного возраста конечных морен открывают новые пути для временной привязки ледниковых отложений горных массивов и предгорий Северо-Восточной Сибири и реконструкции оледенений. Некоторая неопределенность в четвертичной истории развития данной территории, связанная с дефицитом прямых датировок ледниковых комплексов, дала толчок к проведению широкомасштабных геоморфологических и геохронологических исследований в рамках международного проекта Searching for the missing ice sheet in Eastern Siberia, главной целью которого стало уточнение возраста и масштаба плейстоценовых оледенений данной территории на основе датирования экспонированных поверхностей валунов в пределах конечно-моренных комплексов по космогенному ¹⁰Be. Вторая цель заключалась в том, чтобы на базе полученных данных провести палеогеографическую реконструкцию размеров оледенения в МИС 2 и решить вопрос дисбаланса объема льда на континентах и объема воды, изъятой из океанов в этот период.

В данной статье мы представляем первые результаты проведенного датирования по космогенному ¹⁰Ве серии конечно-моренных комплексов с тремя четко очерченными валами, образованными выводным малыксиенским ледником из горного массива Охандя (хр. Черского) с абсолютными высотами до ~2300 м (рис. 1).

 

Рис. 1. (а) – Местоположение района исследований на обзорной карте (выделено красным квадратом) и (б) – долина р. Малык-Сиен и хр. Охандя

Fig. 1. (a) – Location of the study area on the overview map (highlighted with a red square) and (б) – Malyk-Sien River valley and Ohandya Ridge

 

2. МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Район исследований расположен в одной из крупнейших горных стран Северо-Восточной Сибири – в хр. Черского (рис. 1, (а)), который представляет собой протяженный горный пояс шириной 400 км при длине 1500 км, состоящий из параллельных, вытянутых с СЗ на ЮВ гряд с максимальными абсолютными высотами чуть более 3000 м. Основной объект исследований расположен в его юго-восточной части и состоит из непротяженных горных массивов, представлявших собой в плейстоцене центры оледенения с системами выводных ледников. Одним из них является хр. Охандя (рис. 1, (б)) северо-западного простирания с абсолютными высотами 2000–2300 м, где широко представлены кары и троги, а также формы аккумулятивного рельефа, связанные с плейстоценовыми оледенениями. Изучение ледниковых форм рельефа и отбор образцов проводились в долине р. Малык-Сиен (рис. 1, (б)).

Климат территории резко континентальный с отрицательными среднегодовыми температурами. Количество осадков варьирует от 300 до 700 мм/год. Повсеместно распространена многолетняя мерзлота.

Комплекс исследований включал геолого-геоморфологические и геохронологические методы, среди которых выделяются: дистанционное зондирование и геоморфологическое картирование, маршрутные наблюдения, отбор и документация образцов, датирование по космогенному ¹⁰Be экспонированных валунов в пределах конечно-моренных комплексов.

Анализ распространения конечно-моренных гряд в долине р. Малык-Сиен выполнялся посредством дешифрирования космических снимков различного разрешения (Google Earth Pro, https://www.google.com/intl/ru_ALL/earth/versions), изучения цифровой модели рельефа ArcticDEM (Morin et al., 2016; https://www.pgc.umn.edu/data/arcticdem/) и составления карт-схем различного масштаба.

Для определения возраста конечно-моренных комплексов мы использовали метод датирования экспонированных поверхностей крупных валунов по космогенному ¹⁰Be. Атомы бериллия образуются под действием космических лучей в силикатных минералах, в особенности в кварце, и, следовательно, подходят для датирования экспонированных поверхностей (Gosse, Phillips, 2001). Поскольку содержание космогенного ¹⁰Be невелико, для анализа требуется всего 10–30 г кварца (Wagner, 1998).

Одним из основных условий получения качественных данных при датировании этим методом является неподвижность образца с момента его экспозиции. Время стабилизации валуна на поверхности конечной морены совпадает со временем отступания ледника, и его положение (ориентация в пространстве) должно сохраняться до момента отбора образца (Gosse, Phillips, 2001). Однако с момента прекращения воздействия ледника на датируемый образец в работу включаются процессы, влияющие на его сохранность и стабильность на поверхности конечной морены. К ним относятся: речная эрозия (донная и боковая), термокарст, денудация, ветровое воздействие и десквамация.

Эрозия существенно деформирует поверхность конечных морен. Однако она локализуется на узких участках, которые исключаются из потенциальных мест отбора образцов. Также немаловажным фактором является морозное пучение грунтов с эксгумацией валунов на поверхность морены. В этом случае важно детально изучить район отбора образцов на предмет активности проявления данного процесса. Развитие термокарста при деградации многолетней мерзлоты включает протаивание высокольдистых отложений и подземных льдов, сопровождающееся просадкой поверхности и возникновением отрицательных форм мезо- и микрорельефа. Наличие субгоризонтальных поверхностей большой площади свидетельствует об отсутствии каких-либо активных термокарстовых процессов на протяжении длительного периода времени, возможно, с момента деградации оледенения.

Другим важным показателем физической устойчивости во времени датируемых валунов является первичная форма морены. В работе (Putkonen, O’Neal, 2006) показано, что после отступания ледника морена, имеющая крутые склоны и острый гребень, испытывает интенсивную денудацию. Это приводит к сглаживанию первичного ледникового рельефа, смещению части обломочного материала и, как следствие, значительному омоложению его экспонированного возраста. Это справедливо как для одиночных конечных валов, так и для более сложно построенных морен (Bennet, 2001).

Еще одним фактором, способным влиять на точность определения времени экспонирования образца, является экранирование объекта от влияния космического излучения различными формами рельефа, растительным и снежным покровами. Степень топографического затенения выясняется в процессе отбора простым круговым замером углов и простирания секторов тени от горных вершин или протяженных хребтов, что и учитывается в дальнейшем при датировании. Растительный покров также экранирует космическое излучение, но незначительно, порядка 2–4% (Gosse, Phillips, 2001).

Основная трудность при отборе образцов в долине р. Малык-Сиен заключалась в поиске валуна или глыбы, отвечающих перечисленным выше стандартам космогенного датирования. Опробование велось с помощью электрической угловой шлифовальной машины, молотка и зубила. Отбирался поверхностный слой толщиной 2–3 см. Координаты фиксировались с помощью портативного GPS приемник с ошибкой ±5 м. Также определялась топографическая тень по сторонам света. Всего было опробовано и проанализировано 22 валуна, расположенных в пределах трех конечно-моренных валов. 9 образцов были отобраны с внешней моренной гряды, 6 – со средней и 7 – с внутренней морены (табл. 1). Все валуны имели гранитный состав, и ни на одном из них не было обнаружено следов отслаивания или десквамации.

 

Таблица 1. Результаты космогенного датирования образцов из трех конечно-моренных комплексов долины р. Малык-Сиен (хр. Черского)

Table 1. Results of cosmogenic dating of samples from three end-moraine complexes of the Malyk-Sien river valley (Chersky Ridge)

Номер образца	Широта	Долгота	Высота над у. м., м	Концентрация 10Be, (105 ат/г)	Толщина образца, см	Высота валуна, см	Экспонированный возраст, тыс. л.
Внешняя морена
MS-MB-4	63.425	147.668	991	0.763±0.051	3	30	6.8±0.6
MS-MB-2	63.423	147.662	965	1.312±0.069	3	50	11.9±0.9
MS-MB-1	63.420	147.660	950	2.901±0.132	2.5	65	26.7±2.0
MS-MB-10	63.418	147.669	967	3.741±0.031	2	15	33.8±2.0
MS-MB-5	63.426	147.669	993	4.669±0.110	3	40	41.7±2.7
MS-MB-12	63.417	147.674	980	7.274±0.193	2.5	55	65.8±4.3
MS-M1, 5B-2	63.432	147.685	984	11.873±0.170	3	130	108.6±6.8
MS-M1, 5B-1	63.431	147.688	982	13.717±0.202	1	130	124.1±7.8
MS-M1, 5B-3	63.432	147.687	980	14.243±0.475	1.5	150	129.8±9.1
Средняя морена
MS-M2B-2	63.456	147.765	998	3.605±0.126	3	65	32.0±2.2
MS-M2B-6	63.456	147.760	988	4.208±0.112	2	65	37.4±2.4
MS-M2B-3	63.454	147.764	987	4.203±0.085	2.5	55	37.5±2.4
MS-M2B-4	63.455	147.763	983	4.899±0.128	2	60	43.8±2.9
MS-M2B-7	63.456	147.757	987	7.539±0.110	2	100	67.5±4.2
MS-M2B-8	63.457	63.457	985	9.894±0.543	1.5	60	88.9±7.3
Внутренняя морена
MS-M3B-9	63.484	147.821	972	1.174±0.041	1.5	25	10.5±0.7
MS-M3B-8	63.484	147.821	978	1.455±0.044	2	35	13.0±0.9
MS-M3B-4	63.485	147.822	986	1.504±0.147	2	60	13.3±1.5
MS-M3B-1	63.486	147.823	975	1.592±0.094	3	80	14.4±1.2
MS-M3B-3	63.486	147.823	974	2.012±0.062	2	60	18.0±1.2
MS-M3B-11	63.482	147.825	966	3.138±0.085	2	200	28.4±1.9
MS-M3B-7	63.484	147.821	978	4.442±0.081	2	80	39.8±2.5

 

Предварительная обработка проб выполнена в лаборатории OSL и космогенного датирования МГУ/ИГРАН. Определение содержания космогенного ¹⁰Be в образцах выполнялось в лаборатории космогенного датирования Орхусского университета и в центре ускорительной масс-спектрометрии (Дания). Итоговый возраст был получен с помощью онлайн-калькуляторов (CRONUS-Earth (версия 3); Balco et al., 2008).

Поправки на экранирование космических лучей из-за топографии, растительности и снежного покрова рассчитывались согласно (Gosse, Phillips, 2001). Топографическая тень, оцененная по полевым наблюдениям, включена в наши расчеты возраста. Экранирование растительностью считалось незначительным из-за редкого проективного покрытия. Толщина снежного покрова оценивалась по ближайшим метеостанциям Якутска и Магадана (толщина около 50 см, сохранность до 8 месяцев в году), однако, учитывая, что станции расположены в низинах и далеко от нашего полевого участка, мы признаем высокую неопределенность этих оценок. В качестве меры предосторожности мы удваиваем оценку мощности снежного покрова с 50 до 100 см, что фактически увеличивает возраст воздействия с ~4 % до ~8 % соответственно. Такие эффекты не влияют на результаты нашего исследования, поэтому мы пренебрегаем ими в основном тексте.

3. РЕЗУЛЬТАТЫ

3.1. Строение конечно-моренных гряд

По данным дешифрирования космических снимков и изучения карт четвертичных отложений, а также анализа опубликованных геологических данных (Гольдфарб, 1972), в районе исследования область ледниковых отложений распространяется вплоть до слияния рек Малык-Сиен и Берелёх (рис. 2). Рельеф поверхности гляциального комплекса холмисто-западинный. В 20 км от края ледниковых отложений вверх по течению р. Малык-Сиен выделяется три вала конечных морен, расположенных на расстоянии 2–3 км друг от друга. Для определения возраста экспонирования конечно-моренных комплексов были проведены работы по поиску и отбору образцов валунов и глыб, расположенных на поверхности моренных отложений в долине р. Малык-Сиен (рис. 3). Степень выраженности в рельефе трех изученных моренных валов различная. Наиболее хорошо сохранились средняя и внутренняя морены.

 

Рис. 2. Характер и площадь распространения ледниковых отложений (Гольдфарб, 1972) в районе исследования и на прилегающих территориях. Оранжевым цветом показаны ледниковые отложения. Красной пунктирной линией отмечена осевая часть конечных морен в долине р. Малык-Сиен

Fig. 2. The nature and area of glacial deposits distribution in the study area and in adjacent territories (Goldfarb, 1972). Glacial deposits are shown in orange. The red dotted line marks the axial part of the terminal moraines in the Malyk-Sien River valley

 

Рис. 3. Выборка сравнительно высоко выступающих валунов и их опробование для датирования времени экспозиции (табл. 1). Валуны, расположенные на моренах: (а), (б), (в) – на внешней, (г) – на средней, (д), (е) – на внутренней

Fig. 3. Selection of relatively high and stable boulders and their sampling for exposure dating (tab. 1). Boulders located within: (a), (б), (в) – the outer moraine, (г) – the middle moraine, (д), (е) – the inner moraine

 

Внешняя моренная гряда крупнее, более пологая и занимает большую территорию по сравнению с другими. Она представляет собой вал шириной до 3 км и высотой 65–160 м, который в срединной части прорезан р. Малык-Сиен на глубину до 70–90 м. Проксимальный склон морены имеет крутизну 3–5˚, дистальный – более пологий – 2–3˚. Склоны конечной морены расчленены временными водотоками, в некоторых местах на их поверхности имеются небольшие озера. В целом морена имеет сглаженные очертания и, по всей видимости, претерпела значительные изменения в результате воздействия различных агентов денудации. На ее поверхности встречаются редкие валуны и глыбы до 2 м в поперечнике. Образцы были отобраны в основном с дистального склона, гребня и платообразной площадки внешней морены. В связи с тем, что количество валунов для датирования было ограничено, дистанция между ними достигала нескольких сотен метров. Для опробования рассматривались экземпляры размерами не менее 1 м в диаметре. В итоге с дистального склона была взята серия образцов, расположенных от подножия до гребня моренного вала. На проксимальном склоне была обнаружена субгоризонтальная площадка с несколькими валунами, три из которых также были опробованы.

Средняя морена расположена в 3 км выше по течению р. Малык-Сиен. Ее высота достигает 50 м при ширине 1.5–1.9 км. Крутизна дистального склона морены составляет в среднем 5–7˚, проксимального – 3–4˚. Для нее характерен холмисто-западинный рельеф с хорошо выраженными грядами и небольшими озерами. Северная часть вала осложнена серией крупных термокарстовых понижений. Валуны, расположенные в апикальной части моренной гряды, возвышаются над ее поверхностью в среднем на 50–60 см, иногда на 1 м. Образцы были взяты в привершинной части фрагмента морены, расположенного к северу от р. Малык-Сиен. Расстояние между опробованными валунами составляет 150–200 м.

Внутренняя морена расположена от средней в 2.5 км выше по течению р. Малык-Сиен. Ширина конечно-моренного комплекса по основанию составляет 2 км, высота около 30–40 м. В отличие от внешней и средней морены, внутренняя делится на серию валов, которые, возможно, фиксируют стадии отступания ледника. Фронтальный склон морены имеет уклон до 10˚ и представляет собой единую подковообразную структуру. Второй вал осложнен серией понижений. Хорошо очерченные гряды с крутыми склонами и относительно острыми гребнями характеризуют ее как наиболее молодую из рассмотренных морен. Широко распространены небольшие озера. На внутренней морене в ее правобережной части относительно долины р. Малык-Сиен была опробована серия валунов, высота которых над поверхностью составляла от 0.2 до 2 м, расстояние между точками опробования составляло от первых метров до 300 м. Отбор образцов проводился преимущественно на субгоризонтальных площадках.

На основе анализа содержания атомов космогенного ¹⁰Be в образцах получены 22 даты (табл. 1). Девять дат внешней морены (рис. 4) можно разделить на две возрастные группы. Первая – это образцы с дистального пологого склона и гребня морены, здесь отмечается значительный разброс – от 7 до 66 тыс. л. н. Вторая группа, отобранная с платообразной площадки внешней морены, формирует компактный кластер 109±7, 124±8, 130±9 тыс. л. (табл. 1). Для средней морены получено 6 дат от 32 до 89 тыс. л. н. Остальные семь – характеризуют возраст внутренней морены: от 11 до 40 тыс. л.

 

Рис. 4. Фрагмент долины р. Малык-Сиен с конечными моренами и места отбора проб (красные точки). Прямоугольники показывают возраст экспонирования моренных валунов. В нижней части рисунка представлен продольный топографический профиль с конечно-моренными валами, на которых показаны высоты мест отбора проб. Красная стрелка на внешней морене указывает на ключевые образцы MS-M15B-1, MS-M15B-2 и MS-M15B-3, положение которых в постседиментационный период было более стабильным

Fig. 4. Fragment of the Malyk-Sien River valley with terminal moraines and sampling locations (red dots) with the exposure ages of moraine boulders. The lower part of the figure shows a longitudinal topographic profile with terminal moraine ridges and heights of the sampling sites. The red arrow on the outer moraine indicates the key samples MS-M15B-1, MS-M15B-2 and MS-M15B-3, whose position was more stable during the post-depositional period

 

3.2. Причины разброса возрастов морен

Наблюдаемый разброс экспонированных возрастов валунов в моренах может быть обусловлен двумя причинами: (1) постседиментационным экранированием отложений (цикличное погребение и экспонирование, например, эоловыми или другими процессами) или их более поздней эксгумациией (выведение на поверхность валунов в процессе денудации верхней части морены); и (2) наличием накопленных за предыдущий цикл экспозиции радионуклидов. Экранирование дает омоложенный возраст морены, тогда как унаследованный космогенный ¹⁰Be приводит к его удревнению (Fabel, Harbour, 1999; Applegate et al., 2010; Heyman et al., 2011). Такие факторы необходимо учитывать при идентификации возраста конечных морен и в долине р. Малык-Сиен, принимая во внимание широкий разброс для всех групп образцов (рис. 5). Анализ распределения дат должен учитывать логичное увеличение возраста трех моренных валов от внутреннего к внешнему. Помимо этого, все моренные гряды подвержены постепенному разрушению, то есть снижению высоты за счет выполаживания крутых участков склонов. Таким образом, с течением времени форма вала будет изменяться, тем самым меняя эффект экранирования валунов в морене (Putkonen, Swanson, 2003; Heyman et al., 2011). Этот эффект наблюдается при заметном увеличении разброса возрастов от внутренней молодой морены к внешней, древней и более денудированной (от ~29 до 123 тыс. л. соответственно, рис. 5). Хотя наследование радионуклидов в валунах является в значительной степени стохастическим, оно оказывает непропорционально сильное влияние на более молодые морены, потому что унаследованный бериллий может составлять значительную часть итогового возраста. Например, унаследованный ¹⁰Ве идентифицирован в 27% (n = 590) перемещенных льдом валунов, датированных в Фенноскандии (Jansen et al., 2019).

 

Рис. 5. Распределение плотности (probability density plot, PDP – по вертикальной оси) космогенных дат для внешней, средней и внутренней морен. Прямоугольники, окрашенные в цвета, соответствующие цвету морен на рис. 4, отражают диапазон дат, принятых как наиболее достоверные. На фотографии показан западный берег озера Малык. Черные стрелки указывают на уровень краевых морен, сформировавшихся в разные периоды среднего и позднего плейстоцена. Белой стрелкой отмечены моренные отложения сартанского времени

Fig. 5. Probability density plot of cosmogenic ages for outer, middle and inner moraines. Colored rectangles correspond to the color of the moraines in fig. 4 and reflect the range of ages accepted as the most reliable. The photograph shows western shore of Lake Malyk. Black arrows indicate the level of marginal moraines formed during different stages of the Middle and Late Pleistocene. The white arrow marks moraine deposits of MIS 2

 

3.3. Возраст трех конечно-моренных комплексов в долине р. Малык-Сиен

Представление о том, что разброс дат для внешнего вала является результатом более длительного экспонирования, денудации и выполаживания морены, согласуется с расположением изученных валунов в пространстве (рис. 4). Известно, что заглубление валунов (высота над поверхностью морены) напрямую связано с периодом экспонирования. То есть чем менее он заглублен, тем больший период времени объект находится под воздействием космических лучей. Для групп валунов с широким разбросом дат обычно следует рассматривать наиболее древнюю в качестве минимального возраста дегляциации (Heyman et al., 2016).

Этот же тренд, хотя и в меньшей степени, отмечается и для среднего вала, но полностью отсутствует на внутреннем, что отражает различную степень постседиментационных преобразований разновозрастных морен. Соответственно, наша интерпретация возраста внешней морены основана на трех наиболее древних образцах, формирующих компактную группу (MS-M1, 5B-1; MS-M1, 5B-2; MS-M1, 5B-3; табл. 1, рис. 5). Эти валуны расположены на уплощенной площадке проксимального склона конечной морены (рис. 4), т.е. в более стабильных геоморфологических условиях, что позволяет говорить о незначительном влиянии экзогенных процессов и вторичного перемещения. Все они возвышаются над уровнем земли более чем на 130 см, что более чем в два раза превышает высоту над поверхностью морены валунов, расположенных на ее дистальном склоне (табл. 1). Таким образом, средний экспонированный возраст внешней морены в долине р. Малык-Сиен составляет 120.8±13.7 тыс. л. и соответствует концу МИС 6 – началу МИС 5 (рис. 6). В то же время необходимо отметить, что молодые даты могли быть получены также при неправильной оценке геоморфологической позиции внешней конечной морены. В связи с тем, что ее возраст достаточно древний и степень эрозионного расчленения и денудации высока, существует вероятность неправильной интерпретации ее размеров. Что имеется в виду? В данном случае вал внешней конечной морены с фронтальной стороны подчеркнут долиной р. Кюрбелях, однако на правом берегу ледниковые отложения также фиксируются и распространяются на расстоянии до 3 км (рис. 2). Возможно, что водная эрозия могла расчленить ранее единый массив конечной морены и в настоящее время валуны, расположенные на дистальном склоне, были экспонированы по мере углубления вреза. Если мы посмотрим на первый кластер и его расположение в пространстве, то мы можем увидеть некоторую закономерность в распределении возраста экспозиции валунов. То есть наиболее молодые – расположены в нижней части долины (за исключением образца с возрастом ~7 т. л.) и, по мере подъема по склону, датировки показывают все более древний возраст (рис. 4). На геоморфологической схеме Малык-Сиенской впадины Ю.И. Гольдфарб (1972) выделил внешнюю конечную морену в тех же размерах, в каких рассматриваем и мы. Но по возрасту он отнес ее к далекинской фазе (зырянское оледенение, МИС 4), а правобережную морену (относительно р. Кюрбелях) к концу среднего плейстоцена (малыксиенская фаза). Такой же возраст (МИС 4) для внешней морены показан и на карте четвертичных образований (Карта …, 2020).

 

Рис. 6. На схеме прямоугольниками различных цветов показан экспонированный возраст валунов с учетом ошибки 1–σ для внешней (зеленый), средней (оранжевый) и внутренней (коричневый) морен. Тон соответствует наиболее вероятному возрасту морены (зеленый – внешняя морена, оранжевый – средняя, темно-фиолетовый – внутренняя). На морской изотопной шкале (Lisiecki, Raymo, 2005) голубым и синим цветами обозначены стадии оледенения (цифры в скобках отражают границы морских изотопных стадий). Самая нижняя панель представляет собой визуализацию предполагаемых стадий (МИС 6 – МИС 2) максимального выдвижения ледников в долине р. Малык-Сиен

Fig. 6. Dating results: rectangles of different colors show age of the boulders, taking into account the 1–σ error for the outer (green), middle (orange) and inner (brown) moraines. The tone corresponds to the most probable age of the moraine (green – outer moraine, orange – middle, dark purple – inner). On the marine isotope scale (Lisiecki, Raymo, 2005), blue and blue colors indicate the stages of glaciation (the numbers in brackets reflect the boundaries of the MIS). The lowest panel is a visualization of the expected stages (MIS 6 – MIS 2) of maximum glacier advance in the Malyk-Sien River valley

 

Интерпретация возраста средней морены вызывает некоторые трудности. Распределение дат на временной шкале (рис. 5, 6) показало концентрацию четырех из них в МИС 3, а два образца относятся к МИС 4 и МИС 5. Если для средней морены мы также будем использовать модель постседиментационного экранирования или поздней эксгумации как основную причину наблюдаемого разброса экспонированного возраста (от ~89 до 32 тыс. л.), то мы необоснованно исключим из рассмотрения значительную часть компактно сосредоточенных дат 43.8–32 тыс. л. (табл. 1, рис. 5, 6). Как было сказано выше, для Северо-Восточной Сибири наряду с зырянской и сартанской фазами оледенения Н.В. Кинд (1975) выделила жиганский этап выдвижения ледников в период 33–30 тыс. л. н. Принимая во внимание факт соответствия размеров зырянского оледенения и жиганской фазы можно интерпретировать возраст экспозиции валунов как результат двух оледенений. Учет этих особенностей позволяет определить средний экспонированный возраст в 37.7±4.9 тыс. л. и объединить группу образцов, сосредоточенную в пределах МИС 3 (рис. 5), как близкую к жиганской фазе. Выдвижение ледников в это время может быть связано с все еще низкими среднегодовыми температурами и увеличением влажности в каргинское время. Такие же подвижки ледников в МИС 3 характерны для отдельных районов западной, северной и центральной Монголии (Gillespie et al., 2008; Batbaatar et al., 2018; Blomdin et al., 2018). Возраст средней и внутренней морен на карте четвертичных образований (Карта…, 2020) и в работе Ю.И. Гольдфарба (1972) указан как сартанский (МИС 2).

Семь дат по валунам внутренней морены в целом моложе и лучше согласуются друг с другом, чем даты для внешней морены (табл. 1, рис. 5, 6). Следуя модели, упомянутой выше, здесь причина разброса дат может быть связана с наследованием радионуклидов, накопленных в предыдущие эпохи оледенения и осадконакопления. Наиболее вероятным сценарием, объясняющим наблюдаемый разброс, является участие датированных валунов в более ранних этапах оледенения. Этот процесс мог привести к тому, что время экспонирования некоторых валунов оказалось более длительным, чем возраст самой морены (Heyman et al., 2011). Таким образом образцы M3B-7 и M3B-11 мы считаем удревненными. Характерно что во внутренней морене такие даты соответствуют возрасту средней морены, а в средней – близки к возрасту внешнего вала. В целом для внутренней морены остальные даты укладываются в период после окончания глобального LGM (рис. 5, 6). Таким образом, средний экспонированный возраст внутренней морены мы оцениваем в 13.8±2.2 тыс. л.

4. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

4.1. Дискуссионные вопросы ледниковой истории Северо-Восточной Сибири

Несмотря на длительное изучение четвертичной истории региона и полученный значительный фактологический материал, исследователи сформулировали различные реконструкции оледенения Северо-Восточной Сибири, которые отличаются как масштабами распространения ледников, так и хронологией их формирования в разные этапы плейстоцена.

Так, по результатам изучения четвертичных отложений и рельефа в пределах хребта Черского и прилегающих территорий Б.А. Онищенко (1965) выделил четыре оледенения (в том числе и голоценовое). По его оценке, в раннем плейстоцене оно было небольшим и оставило следы в виде толщ несортированных отложений (30–70 м) с включением неокатанных глыб. Среднеплейстоценовое оледенение не было максимальным и носило горно-долинный характер. Что касается позднеплейстоценового оледенения, то, по мнению автора, оно было максимальным. Мощность ледников достигала 300–500 м.

Для бассейнов рек Индигирки и Колымы З.М. Хворостова (1965) выделяет средне- и позднеплейстоценовое оледенения, допуская возможность существования и более ранних этапов выдвижения ледников.

В 1960–1970 гг. были получены первые радиоуглеродные даты для Верхоянского хребта (Кинд, 1975). Их анализ показал, что наиболее древними являются самаровские ледниковые отложения (Q₂⁴), выходящие за рамки радиоуглеродного датирования. Причем масштаб распространения самаровской морены был меньше, чем размеры последующих оледенений. Зырянская стадия оледенения (Q₃²) определена путем датирования перекрывающих ледниковые отложения толщ. Возраст межледниковых отложений колеблется от 40 до 33 тыс. л., т.е. они относятся к каргинскому времени. Следующей по времени является жиганская морена, которая соответствует каргинскому кратковременному похолоданию и могла сформироваться в период между 33 и 30 тыс. л. н. Серию из трех морен Н.В. Кинд (1975) относит к сартанскому оледенению – между 26 и 15 тыс. л. н.

Ю.И. Гольдфарб (1972) на основе анализа разрезов глубоких шахт и геоморфологических наблюдений в бассейне р. Берелёх (хр. Черского) выделил пять плейстоценовых оледенений: одно в раннем, два в среднем и два в позднем.

В.В. Заморуев (1976), приводя накопленные к тому времени новые данные, ставит вопрос о пересмотре сложившихся взглядов на историю четвертичного оледенения Северо-Востока СССР. Он выдвигает тезис о том, что максимальное распространение ледников было не в среднем плейстоцене, а в позднем. В подтверждение своих предположений он приводит результаты полевых исследований в Аллах-Юньском районе (правобережье р. Алдан). На основе изучения эрратических валунов, рыхлых отложений и датирования погребенной древесины радиоуглеродным методом В.В. Заморуев (1978) пришел к выводу о том, что максимальное выдвижение ледников в этой части горного массива было в позднем плейстоцене. Причем он акцентирует внимание на том, что максимум это оледенение достигло не ранее 40 тыс. л. н., а его распад завершился в начале голоцена. По его мнению, оледенение Аллах-Юньского района являлось частью Южно-Верхоянского горного ледникового покрова.

По мнению В.В. Колпакова (1979), в западном Приверхоянье максимальное выдвижение ледников произошло в первую фазу позднеплейстоценового оледенения. Отложения этого возраста перекрывают самаровский ледниковый комплекс. Что касается сартанского оледенения, то его размеры были сопоставимы с зырянским.

Для северо-западного Приохотья Г.С. Ананьевым и др. (1984) выделяются ранне-, средне- и позднеплейстоценовое оледенения. На основе датирования термолюминесцентным методом (Ананьев и др., 1982) достаточно выветрелых погребенных ледниковых отложений сделано заключение о двух фазах выдвижения ледников в раннем плейстоцене. Формы аккумулятивного рельефа этих этапов оледенения не сохранились. В среднем плейстоцене выделены также две фазы оледенения, причем максимальным было первое. Следы позднеплейстоценового оледенения в рельефе представлены хорошо сохранившимися конечными, боковыми моренами, плотинными озерами и др. На основе изучения ледникового комплекса определены два горизонта, которые коррелируются с зырянским и сартанским оледенениями (Ананьев и др., 1984).

Версия о максимальном первом раннеплейстоценовом оледенении для территории, расположенной в пределах южных отрогов хр. Черского, предложена в работе (Чанышева, Бредихин, 1981). Всего для района исследований авторами выделено пять похолоданий и соответствующие им пять оледенений: одно в раннем плейстоцене, два в среднем и два в позднем. Также, проводя анализ масштаба оледенений, авторы пришли к выводу о том, что в позднем плейстоцене они носили горно-долинный характер, а в среднем и раннем – полупокровный и покровный, соответственно (Чанышева, Бредихин, 1981).

К интересным выводам по размерам плейстоценовых оледенений пришла О.Ю. Глушкова (1984). На основе анализа различных параметров, а также морфологии экзарационного и аккумулятивного ледникового рельефа с привлечением данных по составу и возрасту коррелятных осадков были определены размер и возраст позднеплейстоценовых оледенений Северо-Восточной Сибири. В позднем плейстоцене автор выделяет два оледенения, зырянское и сартанское, разделенные каргинским потеплением. Размеры зырянского оледенения были больше, чем сартанского, и охватывали 40% площади исследуемой территории. Сартанские ледники занимали 14% территории и были сосредоточены, главным образом, в разрозненных, обособленных ледниковых узлах (Глушкова, 1984).

В бассейне верхней и средней Колымы С.С. Воскресенским с коллегами (1984) выделено шесть эпох похолодания и пять оледенений. Для позднего плейстоцена это зырянская и сартанская фазы. Для среднего плейстоцена – тазовское и самаровское оледенения. Для раннего плейстоцена имеются следы одной фазы выдвижения ледников. Проводя реконструкции оледенения исследуемого района, С.С. Воскресенский отмечал, что хоть и имеются надежные корреляции отложений, тем не менее при отсутствии датировок по разрезам, судить о времени возникновения оледенений достаточно сложно (Воскресенский и др., 1984).

По данным, полученным Ю.П. Дегтяренко (1984), максимальным для Корякского нагорья было позднеплейстоценовое оледенение (возраст определен по геоморфологическим, биостратиграфическим и радиоуглеродным данным), которое охватывало территорию площадью 300 000 км². Длина зырянских ледников составляла 200 км и более. По времени первая фаза оледенения проявилась между 75 и 48 тыс. л. н., затем, во время каргинского потепления, происходило сокращение ледников. Вторая фаза оледенения (сартанская) фиксируется в период 26–11 тыс. л. н.

В.Ф. Иванов (1984) для Восточной Чукотки выделил четыре самостоятельных фазы оледенения: два в среднем плейстоцене и два в позднем. Причем максимальными были второе среднеплейстоценовое и первое позднеплейстоценовое.

С.А. Архипов (1983), учитывая глобальный характер климатических изменений в плейстоцене, попытался синхронизировать оледенения по всей Сибири. На основе опубликованных данных для Северо-Востока СССР им были выделены шесть похолоданий и приуроченных к ним оледенений: два в раннем плейстоцене – раннемитогинское, или авлекитское (580±150 тыс. л. н); позднемитогинское, или охотское (470±120 тыс. л. н); два в среднем – оляйонское, или юровское (250±50 тыс. л. н); среднекрестовское, или номанкурское (145±40 тыс. л. н); два в позднем – ванкаремское, или тылхойское, и искатеньское, хаймикинское, или гордеевское (24±4, 17±4 тыс. л. н). Однако в этой схеме не была учтена кратковременная жиганская фаза выдвижения ледников в каргинский интерстадиал 33–30 тыс. л. н., выделенная (Кинд, 1975). Позднее А.А. Величко (1991) включил жиганскую ледниковую подвижку в хроностратиграфические компоненты позднего плейстоцена ледниковых областей Северо-Востока СССР.

Согласно работам (Stauch et al., 2007; Stauch, Lehmkuhl, 2010), в центральной части Верхоянских гор и в Приверхоянье в долинах рек Дянушка, Тумара и Келе сохранилась серия конечных морен с возрастом 140–135, 120–100, 90–85 и моложе 50 тыс. л. (возраст определен IRSL методом). По данным (Stauch et al, 2007; Stauch, Gualtieri, 2008), горное оледенение на северо-востоке Сибири достигло максимальных размеров на самых ранних стадиях последнего ледникового периода, то есть в МИС 5d и 5c примерно 110–90 тыс. л. н. Это указывает на то, что ледниковый покров этой территории становился все меньше по мере того, как ледниковые щиты Северной Америки и Фенноскандии увеличивались в течение последнего ледникового цикла. Было высказано предположение, что эта “противоположная” тенденция в северо-восточной части Сибири была вызвана уменьшением переноса влаги в этот район (Шейнкман, 2008) отчасти именно из-за роста скандинавского ледникового покрова (Stauch, Lehmkuhl, 2010; Barr, Clark, 2012).

Во время зырянского оледенения (МИС 4) формировались крупные долинные ледники, которые выходили во внутригорные прогибы и на предгорные равнины (Галанин, 2012; Barr, Clark, 2012). По мнению А.А. Галанина (Галанин, Глушкова, 2006), в пределах Тауйской губы зырянское оледенение началось примерно 74 тыс. л. н. и продолжалось до 60 тыс. л. н. На основе датирования по ¹⁴С и ³⁶Cl минимальный возраст зырянских морен в долине р. Танюрер оценивается как 69.4–55.5 тыс. л. (Brigham-Grette et al., 2003).

Ряд исследователей считает, что около 20 тыс. л. н. в регионе существовала серия крупных соединяющихся ледниковых щитов толщиной до 2000 м с центром на Янском плоскогорье (Grosswald, Hughes, 2002). Другие полагают, что оледенение ограничивалось местными горными ледниками протяженностью не более 20 км (Gualtieri et al, 2000; Stauch et al, 2007; Stauch, Gualtieri, 2008).

По (Brigham-Grette et al., 2003), последнее оледенение на Чукотском полуострове имело возраст около 20 тыс. л. и относилось к горно-долинному типу (Верховская, 1986). Данные радиоуглеродного датирования и палинологического анализа осадков из оз. Сансет (бассейн Нижнего Анадыря) показывают, что формирование озера произошло в период активного таяния сартанских ледников, связанного с быстрым потеплением климата около 12.4 тыс. л. н. (Шило и др., 2005).

По данным (Галанин, Глушкова, 2006), сартанское оледенение (27.4–12.5 тыс. л. н.) было локализовано на немногочисленных обособленных участках в системе гор Черского, в осевой части Верхоянского хребта, в горных системах Тихоокеанско-Арктического водораздела и на Корякском нагорье.

4.2. Сокращение протяженности ледников Северо-Восточной Сибири начиная со среднего плейстоцена

Полученные для долины р. Малык-Сиен результаты представляют собой первую ¹⁰Be хронологию этапов оледенения центральной части Северо-Восточной Сибири и свидетельствуют о формировании внешней морены не в зырянское время, как это принято в работах (Гольдфарб, 1972; Карта …, 2020), а в конце среднего - начале позднего плейстоцена. Также это касается средней морены, возраст которой определен нами как каргинский (жиганская фаза), а не сартанский, как полагали Ю.И. Гольдфарб (1972) и составители карты четвертичных образований (Карта …, 2020).

Новые данные и опубликованные ранее материалы (Glushkova, 2011), позволяют предложить для юго-востока хр. Черского следующую реконструкцию развития оледенения: протяженность ледников LGM находится в пределах значений, зарегистрированных для более ранних стадиалов последнего ледникового цикла (Brigham-Grette et al., 2003; Stauch et al., 2007; Stauch, Lehmkuhl, 2010), которые, в свою очередь, меньше протяженности ледников, формировавшихся в предыдущий ледниковый максимум – пик МИС 6 ~150–135 тыс. л. н. (Stauch et al., 2007; Stauch, Lehmkuhl, 2010).

Сокращение площади оледенения в среднем и позднем плейстоцене характерно и для других регионов Евразии и Северной Америки. Это относится к восточной окраине Евразийского ледникового щита (Svendsen et al., 2004; Astakhov et al., 2016), окраине Кордильерского ледникового щита на Юконе (Hidy et al., 2013; Ward et al., 2017), а также к горным ледникам Аляски (Kaufman, Manley, 2004; Briner, Kaufman, 2008), к горам Южной и Восточной Сибири (Blomdin et al., 2016; Margold et al., 2016). Мы можем предположить, что эти сокращавшиеся массивы континентального льда отражали недостаток влаги, вызванный значительной площадью Лаврентийского и Евразийского ледниковых щитов, во многом изменявших характер атмосферной циркуляции во время ледниковых максимумов (Löfverström et al., 2014).

В большинстве континентальных регионов, упомянутых выше, проблема времени развития максимального оледенения в плейстоцене остается нерешенной. Полученные нами результаты по возрасту конечно-моренных комплексов в долине р. Малык-Сиен подтверждают опубликованные ранее палеогеографические реконструкции (Гольдфарб, 1972; Чанышева, Бредихин, 1981; Glushkova, 2011), указывавшие на отсутствие в центральной части Северо-Восточной Сибири (хр. Черского) значительных объемов льда. Новые данные позволяют исключить исследованный регион из списка возможных районов, которые могли бы компенсировать “недостающий ледниковый покров LGM” (Simms et al., 2019) в системе “понижение уровня океана – оледенение суши”. Действительно, если бы где-то на северо-востоке Сибири в LGM образовался большой ледниковый щит, маловероятно, что он совпал с минимальным распространением ледников на его западной (Верхоянский хребет) и восточной перифериях (тихоокеанское побережье), а также в центральной части.

5. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Впервые для Северо-Восточной Сибири представлены 22 новые даты, полученные по экспонированным поверхностям валунов в пределах трех конечно-моренных комплексов в южной части хр. Черского в долине р. Малык-Сиен. На возраст, определенный по космогенному ¹⁰Be, влияют геологические процессы, вызывающие как частичное удревнение дат (унаследованный ¹⁰Be), так и их омоложение в результате выхода на дневную поверхность образцов в процессе воздействия различных агентов денудации. С учетом этих факторов для исследованной долины р. Малык-Сиен выделено три разновозрастных моренных комплекса, время формирования которых связано с МИС 6 для внешнего вала, МИС 3 для средней и МИС 2 для внутренней морен. Новые данные подчеркивают тренд к постепенному уменьшению максимальной протяженности ледников в этой части Северо-Восточной Сибири начиная с МИС 6. Сокращение размеров оледенений может быть связано с резко континентальными условиями, наблюдаемыми во внутренних районах Евразии и в западной части Северной Америки, а также с уменьшением количества годовых осадков в результате увеличения дальности переноса атлантических воздушных масс и их блокирования Евразийским ледниковым щитом (Шейнкман, 2008; Krinner et al., 2011).

Полученные результаты, основанные на датировании ледниковых комплексов в долине р. Малык-Сиен по космогенному ¹⁰Be, уточняют возраст внешней и средней морен и подтверждают выводы о том, что в пределах хребта Черского (Гольдфарб, 1972; Чанышева, Бредихин, 1981), как и в других районах Северо-Восточной Сибири (Gualtieri et al., 2000; Brigham-Grette et al., 2003; Stauch et al., 2007; Stauch, Lehmkuhl, 2010; Glushkova, 2011), позднеплейстоценовое оледенение имело горно-долинный характер, отличаясь от масштабных покровов Европы и Северной Америки. Учитывая достаточно ограниченную площадь ледников на территории Черского и Верхоянского хребтов к концу МИС 6 (~130 тыс. л.), наличие обширных горных ледниковых покровов на северо-востоке Сибири в позднем плейстоцене представляется маловероятным.

БЛАГОДАРНОСТИ

Коллектив авторов благодарит руководителя и исполнителей международного проекта Searching for the missing ice sheet in Eastern Siberia (грант независимого исследовательского фонда Дании – Естественные науки 9040-00199B) М. Кнудсена, Е. Норгаарда, М. Маргольда, В. Тумского, Т. Романис за организацию и финансовое сопровождение полевых исследований, за энтузиазм и целеустремленность в нелегких маршрутах по горной Якутии. Большую благодарность выражаем А.В. Панину за ценные комментарии и советы при подготовке статьи. Авторы выражают благодарность рецензентам за ценные советы и замечания, которые улучшили первоначальный вариант статьи.

КОММЕНТАРИЙ

В связи с запретом правительства Дании на совместные публикации с российскими научными организациями было принято решение опубликовать результаты, полученные в рамках международного проекта Searching for the missing ice sheet in Eastern Siberia исследовательскими группами Дании и России, отдельно: в журнале Geophysical Research Letters (датский коллектив) и “Геоморфология и палеогеография” (российский коллектив).

ACKNOWLEDGMENTS

The team of authors would like to thank Mads Knudsen, Jesper Norgaard, Martin Margold, Vladimir Tumskoy, Tatiana Romanis, the leader and executors of the international project (grant of the Independent Research Foundation of Denmark – Natural Sciences 9040-00199B) “Searching for the missing ice sheet in Eastern Siberia” for organization and financial accompaniment of field research, for enthusiasm and determination in difficult routes through the mountainous Yakutia. We are very grateful to Andrei Valerievich Panin for valuable comments and advice in preparing the article. The authors are grateful to the reviewers for valuable advice and comments that improved the original version of the paper.

COMMENTS

Due to the Danish government’s ban on joint publications with Russian scientific organizations, it was decided to publish the results obtained under the international project “Searching for the missing ice sheet in Eastern Siberia” by the research teams of Denmark and Russia separately: in the journal “Geophysical Research Letters” (Danish collective) and “Geomorfologiya i Paleogeografiya” (Russian collective).

¹ Здесь и далее имеется ввиду неоплейстоцен российской шкалы.

作者简介

S. Arzhannikov

Institute of the Earth’s Crust of the SB RAS

编辑信件的主要联系方式.
Email: sarzhan@crust.irk.ru
俄罗斯联邦, Irkutsk

A. Arzhannikova

Institute of the Earth’s Crust of the SB RAS

Email: sarzhan@crust.irk.ru
俄罗斯联邦, Irkutsk

A. Chebotarev

Institute of the Earth’s Crust of the SB RAS

Email: sarzhan@crust.irk.ru
俄罗斯联邦, Irkutsk

N. Torgovkin

Institute of Permafrost Science of the SB RAS

Email: sarzhan@crust.irk.ru
俄罗斯联邦, Yakutsk

D. Semikolennykh

Lomonosov Moscow State University

Email: sarzhan@crust.irk.ru
俄罗斯联邦, Moscow

M. Lukyanycheva

Institute of Geography of the RAS

Email: sarzhan@crust.irk.ru
俄罗斯联邦, Moscow

R. Kurbanov

Lomonosov Moscow State University; Institute of Geography of the RAS

Email: sarzhan@crust.irk.ru
俄罗斯联邦, Moscow; Moscow

参考

补充文件