New evidence on the structure and age of the Bestyakh Terrace of the Lena River (Ust-Buotama Outcrop)

Full Text

1. ВВЕДЕНИЕ

Северо-Восточная Сибирь – значительный по размерам, географическому разнообразию регион, палеогеографическая история которого до сих пор исследована слабо. Наиболее ярким геоморфологическим объектом региона, запечатлевшим основные события развития рельефа и четвертичных отложений, является р. Лена. Дискуссия о количестве, возрасте и генезисе террас р. Лены ведется уже более полувека. В первой схеме геоморфологического районирования Центральноякутской равнины (Зольников, Попова, 1957) были выделены три геоморфологические области: 1) древняя, сильно расчлененная денудационная равнина, 2) древняя аллювиальная равнина четвертичного возраста и 3) современные долины рек. В работе П.А. Соловьева (1959) выделена лестница из 11 террас, разделенная на три уровня: 1) низкие аккумулятивные террасы: пойменная (относительной высотой до 8–10 м), якутская (14–17 м) и сергеляхская (18–22 м); 2) средневысотные аккумулятивно-эрозионные террасы: кердёмская (26–36 м), бестяхская (56–78 м), тюнгюлюнская псевдотерраса (66–98 м), абалахская (116–134 м), маганская (156–176 м); 3) высокие эрозионные террасы: эмильская (194–212 м), киренская (250–270 м), верхоленская (300–325 м). По мнению П.А. Соловьева (1959), эти формы рельефа разнородны и делятся на три типа: типичные речные террасы, аллювиальные и денудационные равнины. С.С. Коржуевым (1977) в долине Лены выделены 8 разновозрастных террас в интервале от 3 до 200 м от уреза воды. В работе Е.М. Катасонова и М.С. Иванова (1973) подробно описан ряд опорных плейстоценовых обнажений в долине среднего течения р. Лены. Позднее М.С. Иванов (1984) выделил пойму и 5 надпойменных террас: якутскую (8–10 м), сергеляхскую (12–14 м), кердёмскую (15–25 м), бестяхскую (45–75 м) и тюнгюлюнскую (65–100 м), а также абалахскую денудационно-аккумулятивную равнину (115–135 м).

В последние годы предложены новые схемы геоморфологического строения долины Лены. Так, сергеляхская и якутская террасы объединены в один уровень, другой уровень – дьолкуминский террасовидный, помещен между кердёмской и бестяхской террасами (Спектор, Спектор, 2002). Детальные морфометрические исследования позволяют усомниться в предлагаемых в классических работах высотах и наличии четких границ между тюнгюлюнской, бестяхской и кердёмской террасами (Правкин и др., 2018). Данные авторы пришли к выводу об относительной молодости речных террас в среднем течении долины Лены.

М.С. Иванов (1984) объясняет значительное снижение высоты бестяхской и кердёмской террас от устья р. Буотама до устья р. Алдан результатом тектонического погружения, которое проявляется в снижении к северу отметок подошвы четвертичных отложений. К таким же выводам пришел А.А. Галанин (2021), указав, что максимальная высота бестяхской террасы (90–120 м) и мощность слагающих ее песков дьолкуминской свиты (70–80 м) наблюдаются в Усть-Буотамском обнажении в 120 км южнее г. Якутск. В северном направлении около г. Нижний Бестях ее высота снижается до 40–60 м, еще в 100 км севернее в обнажении Песчаная гора – до 25 м (кердёмская терраса), а на 60-километровом участке до устья р. Алдан данная поверхность снижается до высоты 12–18 м и именуется первой надпойменной террасой (Галанин, 2021).

Современные данные указывают на то, что выделенные террасовые уровни не являются нормальными аллювиальными (цикловыми) террасами, в которых последний завершающий цикл осадконакопления зафиксирован пойменной фацией аллювия. Эти ступени рельефа являются полигенетическими поверхностями выравнивания (денудационно-аккумулятивными равнинами), относительная высота которых и особенности рельефа связаны не с эрозионно-аккумулятивными циклами или направленным врезанием р. Лены, а с субаэральным осадконакоплением и дефляцией, господствовавшими здесь на протяжении большей части среднего и позднего плейстоцена¹ (Галанин, 2021).

Дискуссионными остаются вопросы генезиса и возраста двух наиболее выраженных ленских террас, бестяхской и кердёмской, в строении которых в разном объеме принимают участие четыре основные свиты (бестяхская, огдогунская, мавринская и дьолкуминская). Бестяхская свита была выделена Г.Ф. Лунгерсгаузеном (1961) и описана как базальный аллювий: слабоохристые гравийно-галечно-песчаные отложения мощностью 2–5 м. Возраст свиты соотносится с тобольским временем (МИС 11-9) среднего плейстоцена (Камалетдинов, Минюк, 1991). Абсолютных дат для свиты в настоящее время не получено. Огдогунская свита была впервые выделена В.А. Камалетдиновым и П.С. Минюком (1991) в пределах Буотамо-Синского геоморфологического района в обнажениях Усть-Буотама и Диринг-Юрях. Толща залегает на эродированных слоях бестяхской свиты и перекрывается осадками мавринской свиты без существенного перерыва. По мнению указанных авторов, формирование отложений связано с делювиальным сносом со склонов и выносом обломочного материала в процессе врезания мелких правобережных притоков в долину р. Лены, в результате чего вдоль правого ее берега на некоторых участках сформировался делювиально-пролювиальный шлейф, мощностью до 17–20 м. На основе остатков фауны млекопитающих и радиометрических данных, время формирования огдогунской свиты ограничено самаровским этапом среднего плейстоцена (МИС 8, Камалетдинов, Минюк, 1991).

Мавринская свита впервые установлена В.В. Колпаковым (1966) в нижнем, а затем и в среднем течении р. Лены. Свита сложена монотонным переслаиванием песков, супесей и суглинков с редкими линзами гравия, мелких моллюсков. В пределах среднего течения р. Лены осадки мавринской свиты залегают с размывом на бестяхской свите и только в обнажениях Усть-Буотама и Диринг-Юрях – на огдогунской свите. Свита формировалась в условиях холодного и сухого климата. Происхождение и возраст мавринской свиты до сих пор остаются дискуссионными. Согласно классическим представлениям (Колпаков, 1966; 1983), формирование мавринской свиты происходило в результате блокирования р. Лены верхоянскими ледниками с образованием ледниково-подпрудного палеоводоема. Генезис отложений был определен, как озерно-аллювиальный, а возраст – с ширтинского времени среднего плейстоцена по казанцевское время позднего плейстоцена – МИС 7-5 (Колпаков, 1983). В.А. Камалетдинов и П.С. Минюк (1991) на основе выделенных единичных палиноспектров в отложениях соотнесли возраст свиты с ширтинским и тазовским временем среднего плейстоцена (МИС 7-6). Указанные авторы считают, что отложения мавринской свиты полностью соответствуют широко развитому на европейской территории России среднеплейстоценовому перигляциальному аллювию. А.А. Галанин (2021) провел комплексное изучение обнажения Песчаная Гора и на основе текстурного анализа определил аллювиальное происхождение отложений мавринской свиты. В результате изучения геоморфологической позиции отложений мавринской свиты, а также ознакомления с фациальными описаниями предшественников и сопоставления их с аналогичными образованиями Сибирского региона, М.В. Михаревич с соавторами (2021) предполагают субаэральный генезис мавринской свиты. По данным палеокарпологического анализа отложений Усть-Буотамского обнажения (Михаревич и др., 2023), в мавринской свите присутствуют комплексы семян тундровых растений, без гидрофитов, что подтверждает субаэральное происхождение толщи. В 2021 г. С.А. Кузьминой (устное сообщение) было выполнено изучение состава ископаемых насекомых и беспозвоночных мавринской свиты, также указывающее на субаэральный генезис свиты с частичным водным переотложением отдельных подфаций.

Эоловые отложения дъолкуминской свиты, выделенные В.В. Колпаковым (1983), занимают до 30% площади отдельных районов Центральной Якутии (Куть, 2015). Свита состоит из хорошо сортированных диагонально и перекрестно-слоистых светлых песков мощностью до 20 м. На основании значительного количества радиоуглеродных и OSL дат возраст отложений отнесен к сартанскому времени позднего плейстоцена – МИС 2 (Галанин и др., 2018; Галанин, Павлова, 2019; Галанин, 2021).

Изредка поверхности террас покрыты современными (незакрепленными) дюнами высотой до 30 м (например, Ленская дюна). Размеры самого большого незакрепленного дюнного массива Саамыс-Кумага высотой около 80 м, расположенного в южной части бестяхской террасы, достигают 1 км в ширину и 3 км в длину (Галанин, 2021).

Наиболее высокие террасы р. Лены (тюнгюлюнская, табагинская, а также абалахская равнины) имеют принципиально иное строение. В отличие от бестяхской и кердёмской террас, их поверхность покрыта плащом тонкослоистых суглинистых отложений мощностью от 10–15 до 60 м, причем мощность покровов увеличивается от тальвега долины в сторону водораздела. К настоящему времени единого мнения о генезисе данных покровных отложений не существует.

Таким образом, в настоящее время строение, генезис и возраст речных террас Лены представляет дискуссионную проблему, в связи с чем имеется острая необходимость в выполнении детальных седиментологических и стратиграфических исследований, получении новых данных об абсолютном возрасте отложений, слагающих террасы. Для поиска ответов на некоторые спорные вопросы истории долины р. Лены нами выполнена характеристика строения и абсолютное датирование методом оптически стимулированной люминесценции (OSL) четвертичных отложений одного из наиболее значимых и известных разрезов среднего течения р. Лены – Усть-Буотамского обнажения.

2. ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЯ

Усть-Буотамское обнажение (61.2321° с.ш., 128.6020° в.д.) расположено на правобережье р. Лены в 130 км выше г. Якутск и является одним из наиболее мощных обнажений четвертой (бестяхской) надпойменной аккумулятивной террасы. Максимальная высота обнажения вместе с незакрепленной дюной составляет около 120 м, а протяженность более 2.5 км.

Бестяхская терраса протягивается на более чем 300-километровом отрезке долины р. Лены – от местности Ленские столбы до устья р. Алдан (рис. 1). На данном отрезке река протекает по двум геоморфологическим районам: Буотамо-Синскому и Приякутскому, которые отличаются как по характеру долины, так и по составу отложений бестяхской террасы (Камалетдинов, Минюк, 1991).

 

Рис. 1. Расположение и общий вид разреза Усть-Буотама

Fig. 1. Location and general view of the Ust-Buotama outcrop

 

В пределах Буотамо-Синского геоморфологического района долина р. Лены выработана в карбонатных породах кембрия и имеет ширину 30–40 км. Бестяхская терраса в виде изолированных уступов высотой 85–100 м и максимальной шириной до 3 км прослеживается от устья р. Эчите до устья р. Буотама. Терраса причленяется к высоким (от 80 до 105 м по высоте цоколя) террасам верхнеплиоценового и эоплейстоценового возраста (Камалетдинов, Минюк, 1991). Здесь в разрезе бестяхской террасы выделяются отложения бестяхской, огдогунской и мавринской свит, которые были детально изучены в обнажениях Диринг-Юрях (см. обзор в работе Lukyanycheva et al., 2024) и Усть-Буотама (см. ниже).

В Приякутском геоморфологическом районе р. Лена врезается в терригенные, в основном песчаные, отложения юры, мела, палеогена и неогена, ширина долины составляет 200–280 км. Бестяхская терраса расположена вдоль правого берега реки и вложена в комплекс позднеплиоцен-раннеплейстоценовых террас, погребенных под плащом позднеплейстоценовых покровных образований. В северо-восточном направлении на протяжении 120 км терраса расширяется, а ее высота постепенно уменьшается к северу. Максимальная ширина (10–15 км) террасы отмечается на участке долины р. Суола, при этом ее высота здесь понижается до 40–50 м (обнажение у пос. Нижний Бестях). Далее на 90-километровом участке вниз по течению высота террасы уменьшается до 20–25 м (обнажение Песчаная Гора) и именуется кердёмской террасой (Иванов, 1984; Камалетдинов, Минюк, 1991), которая ниже по течению в районе Харыялахского обнажения понижается до высот 12–15 м над урезом реки. В данном районе в разрезе террасы выделяются четыре толщи, представленные снизу вверх отложениями бестяхской, мавринской, дьолкуминской свит и голоценовыми отложениями (Камалетдинов, Минюк, 1991).

Результаты изучения Усть-Буотамского обнажения опубликованы в ряде работ. М.Н. Алексеев и др. (1990) в строении разреза сверху вниз выделили: 1) эоловый песок, который соотнесен с верхним плейстоценом; 2) озерно-аллювиальный песок, возраст которого на основе остатков фауны млекопитающих (Mammuthus sp., Coelodonta antiquitatis Blum., Bison priscus Boj., Ovis nivicola Esch., Rangifer tarandus L) определен, как вторая половина среднего-начало позднего плейстоцена; 3) аллювий бестяхской свиты, где было выделено два палинокомплекса, соотносимых с первой половиной среднего плейстоцена. С.А. Правкин и др. (2018) в пределах обнажения Усть-Буотама, в 8 м ниже бровки, вскрыли пески кварцевые, серовато-желтые, мелко- и среднезернистые, которые переслаиваются между собой. Для песков была установлена массивная криотекстура. На основе геологического и геоморфологического изучения ключевых обнажений бестяхской террасы, авторы пришли к выводу, что слагающие ее отложения имеют позднеплейстоценовый возраст. Построенная авторами карта эрозионного расчленения бестяхской террасы, по их мнению, указывает на ее молодой возраст по сравнению с окружающими склонами. Первые результаты с обоснованием надежности люминесцентных дат для разреза Усть-Буотама были представлены в статье Vasilieva et al. (2024).

3. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Для изучения Усть-Буотамского обнажения были использованы методы фациального анализа и стратиграфии, которые включают в себя геоморфологическое обследование, поиск, зачистку и описание обнажений, изучение литологии, седиментационных и криогенных структур, отбор проб на радиоуглеродное и OSL датирования. В пределах обнажения в ходе работ 2020 г. под руководством А.А. Галанина была заложена серия разрезов. Зачистка обнажения проводилась стандартным методом – от дневной поверхности до уреза воды была выполнена ступенчатая траншея; проведено подробное описание структуры и фациального состава отложений, фото- и видеодокументация, опробование на различные виды анализов.

Седиментологический анализ отложений проводился с учетом современных представлений о механизмах эоловой и флювиальной седиментации в холодных регионах, которые были детально рассмотрены в ряде работ (Hunter, 1977; Галанин, 2021).

Абсолютный возраст отложений изучен радиоуглеродным (3 образца) и люминесцентным методами (9 образцов). Радиоуглеродное датирование проводилось в радиоуглеродной лаборатории ИМЗ СО РАН методом жидкостной сцинтилляции (Ковалюх, Скрипкин, 2007) на ультранизкофоновом спектрометре-радиометре Quantulus 1220. Подготовка образцов к сцинтилляционному счету проводилась путем спекания угля и лития (карбид лития), дальнейшего гидролиза и получения бензола каталитическим путем. Для образцов весом менее 4 грамм и рассеянного углерода синтез бензола выполнялся на основе технологии прямого вакуумного пиролиза с использованием специального оборудования. Калибровка ¹⁴С дат проводится с использованием программы OxCal 4.4 (Reimer et al., 2020) для 95% уровня значимости.

Люминесцентное датирование выполнено методом параллельного определения возраста по зернам кварца на основе оптически стимулированной люминесценции (OSL) и калиевых полевых шпатов (КПШ) на основе инфракрасной стимулированной люминесценции (ИКСЛ) (Murray et al., 2021). Образцы были отобраны в центральной части обнажения (рис. 1) из песчаных и супесчаных отложений. Отбор проб проводился в ночное время в светонепроницаемые пластиковые трубы. Предварительная пробоподготовка образцов выполнена в лаборатории люминесцентного датирования МГУ/ИГРАН. Материал для датирования был получен методом влажного ситования с отбором фракции песка 90–180 мкм. Проведена последовательная обработка полученной фракции 10% HCl, 10% H₂O₂, 10% HF, затем проведена сепарация кварцевых зерен и зерен КПШ в тяжелой жидкости (поливольфрамат калия), а также дополнительная очистка кварца в 40% HF.

Измерения эквивалентной дозы проводились в Скандинавской лаборатории люминесцентного датирования в Рисо (Дания) на ТЛ/OSL ридере Risø TLDA-20, снабженным калиброванным бета-источником. Оценка дозы кварца производилась с использованием стандартного SAR протокола (Murray, Wintle, 2000) по навеске зерен на стальных дисках (8 мм) через фильтр U-340: предварительный нагрев при температуре 260 °С на протяжении 10 с, нагрев при температуре 220 °С в течение 10 с и стимуляция синим светом при повышенной температуре 280 °С продолжительностью 40 с в конце каждого цикла SAR. Сигнал OSL кварца измерялся при температуре 125 °С в течение 40 с. Перед проведением измерений эквивалентной дозы, проверялось отсутствие вклада люминесценции КПШ (тест чистоты) и загрязненные образцы, которые не прошли тест, были повторно обработаны в 40% HF и 10% HC.

Измерение эквивалентных доз КПШ проводилось с использованием аликвот на стальных дисках (2 мм) по протоколу ИКСЛ_{50, 290} SAR: сначала выполнялся предварительный нагрев при температуре 320 °С на протяжении 60 секунд, далее – стимуляция инфракрасным светом на протяжении 200 секунд при двух температурах: сначала 50 °С (сигнал ИК₅₀), затем 290 °С (сигнал ИКСЛ₂₉₀). Поправок на возможность аномального затухания сигнала не вносилось ввиду высокой стабильности люминесценции ИКСЛ₂₉₀ (Thiel et al., 2011; Buylaert et al., 2012).

Определение концентрации радионуклидов для расчета скорости накопления дозы выполнено на высокоточном гамма-спектрометре с особо чистым германием. Образцы были высушены при температуре 110 °С на протяжении 24 ч, затем прокалены при температуре 450 °С в течение 24 ч. После образцы были измельчены до состояния пыли, а затем смешаны с высоковязким воском, результаты чего получены чашки необходимой геометрии. Воск предотвращает потерю газообразного ²²²Rn. Измерения на спектрометре проводились в течение 24 ч, затем по результатам анализа кривой распадов по стандартной методике рассчитано содержание радионуклидов (Murray et al., 1987). Полученные концентрации ²³⁸U, ²²⁶Ra, ²³²Th и ⁴⁰Ка были конвертированы в мощности доз в соответствии с Guerin et al. (2012), предположении о потере ²²²Rn на 20±10% в полевых условиях и учете вклада космогенного излучения.

4. РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

4.1. Строение Усть-Буотамского обнажения

В естественном обнажении Усть-Буотама, вскрывающем строение бестяхской надпойменной террасы р. Лены сверху вниз выделено (рис. 2):

 

Рис. 2. Строение Усть-Буотамского обнажения

1 – эоловые голоценовые отложения; 2 –дюнные отложения дьолкуминской свиты; 3 – озерные и аллювиальные отложения мавринской свиты; 4 – палеопочвы; 5 – озерные отложения. Цветом обозначен генезис отложений. Структура и текстура отложений: 6 – трансляционная слоистость восходящей ряби; 7 – слойчатость восходящей ряби; 8 – пологая субгоризонтальная слоистость; 9 – слоистость осыпания; 10 – ветрогранники; 11 – погребенные стволы деревьев; 12 – погребенная древовидная полынь; 13 – места отбора проб и даты (a – калиброванные радиоуглеродные, тыс. кал. л. н.; b – OSL по кварцу, тыс. л.; c – ИКСЛ по КПШ, тыс. л.)

Fig. 2. Structure of the Ust’-Buotama outcrop

1 – eolian Holocene formation; 2 – D’olkuma eolian formation; 3 – Mavrinka lacustrine-alluvial formation; 4 – palaeosoils; 5 – lacustrine formation. Colors indicate the genesis of deposits. Structure and texture: 6 – translatent climbing ripple stratification; 7 – climbing ripple lamination; 8 – planebed stratification; 9 – grain-fall cross stratification; 10 – ventifacts; 11 – buried trees; 12 – buried wormwood; 13 – dates and sampling locations (a – radiocarbon, cal ka BP; b – OSL, ka; c – IRSL, ka)

 

I. Пачка UB-1 (0–23 м).

Слой UB-1a (0–20 м): песок желтый мелкозернистый, кварцевый. В пачке просматривается трансляционная слоистость восходящей ряби фации наветренного склона дюны, падающая в юго-восточном направлении (аз. 155°) под углом 30°. Текстура – слойчатость восходящей ряби, слойки которой наклонены в направлении эолового переноса и параллельны друг другу. В связи с тем, что слоистость эоловой ряби, как правило, отличается от ряби аквальной, Р.Е. Хантер (Hunter, 1977) предложил термин “трансляционная слоистость восходящей ряби”. Данный термин означает то, что новый материал, транспортируемый ветром, откладывается на наветренном склоне дюны на нижележащую эоловую рябь, повторяя (транслируя) форму нижележащих слоев. Кровля пачки выходит на дневную поверхность в виде незакрепленной накидной (Ленской) дюны. Подошва резкая, четкая.

Слой UB-1b (20–23 м): песок белый, слегка желтоватый, мелко- и среднезернистый. Косая слоистость. В подошве слой с фрагментами палеопочвы, насыщенной углями. Кровля маркируется слаборазвитой почвой с многочисленными включениями древесного угля. К ней приурочены корневые системы многочисленных вертикально погребенных деревьев (сосна), а также гумифицированные корневища полыни, толщиной до 5–6 см. В подошве слоя наблюдаются признаки палеопочвы, насыщенной древесным углем, а также единичные вертикально погребенные сухие стволы сосны, толщиной до 10–15 см.

II. Пачка UB-2 (23–85 м).

Слой UB-2a (23–40 м): песок белый, слегка желтоватый, мелко- и среднезернистый. Характерна пологая, субгоризонтальная слоистость отложений, по Hunter (1977).

Слой UB-2b (40–45 м): песок желтовато-серый, мелко- и среднезернистый. Просматриваются трансляционная слоистость и слойчатость восходящей ряби. Кровля и подошва слоя – резкие, срезаны поверхностями дефляции.

Слой UB-2c (45–85 м): песок белый с желтым оттенком, мелкозернистый. Наблюдается трансляционная слоистость восходящей ряби фации наветренного склона дюны, падающая в юго-восточном направлении (аз. пад. 130°) под углом 45°, что совпадает с ориентировкой дюн на поверхности примыкающей террасы и противоположно современному течению р. Лены. Текстура косая. На высоте 35–40 м в слое найдены следы погребенного озера в виде темно-серых глин, мощностью 3–5 см с раковинами моллюсков. Подошва слоя неясная, нечеткая. Отложения пачки UB-2 отнесены к дъолкуминской свите.

III. Пачка UB-3 (85–120 м).

Тонкое переслаивание прослоев пылеватой супеси и легкого суглинка от темно-серого до сизого цвета с признаками оглеения. Слоистость отложений волнистая; слойчатость тонкопараллельная, местами неясная. Подошва пачки расположена ниже современного уреза р. Лены, кровля пологая, погружается вдоль обнажения с запада на восток от 35 до 10 м над урезом реки. Вблизи кровли в отложениях присутствуют прослои гравия и мелкой гальки кварцитов и известняков. Некоторые обломки имеют признаки ветровой огранки (ветрогранники). Пачка отнесена к мавринской свите.

Таким образом, в строении Усть-Буотамского обнажения, вскрытом в пределах четвертой надпойменной террасы р. Лены, выделяются три пачки отложений различного генезиса. Пачка UB-3 в основании вскрытой толщи представлена озерными и аллювиальными отложениями пойменной фации, которая по особенностям строения и характеру залегания была отнесена к распространенной в регионе мавринской свите. Вторая пачка, включающая слои UB-2a, UB-2b, UB-2c представлена дъолкуминской свитой. Характерная особенность – наличие слоев, отделенных друг от друга несогласиями, соотносимыми с дефляционными поверхностями. Данные слои формировались в условиях ветрового воздействия различных направлений и силы. Третья пачка UB-1 (UB-1a и UB-1b) сложена голоценовыми эоловыми покровами.

4.2. Результаты датирования

Для отложений Усть-Буотамского обнажения получено 9 люминесцентных (табл. 1, 2) и 3 радиоуглеродные даты (табл. 3).

 

Таблица 1. Концентрация радионуклидов, мощности β- и γ-дозы

Table 1. Radionuclide concentrations β- and γ-dose rate

Лаб. номер Risø	H, м	238U, Бк/кг	226Ra, Бк/кг	232Th, Бк/кг	40K, Бк/кг	Мощность β-дозы, Гр/тыс. лет	Мощность γ-дозы, Гр/тыс. лет	226Ra/238U	226Ra/232Th	40K/232Th
208222	23	8±5	11.8±0.4	17.1±0.4	801±14	2.26±0.04	0.92±0.01	1.5±0.8	0.7±0.0	47±1
208223	25	19±8	9.1±0.6	17.0±0.6	790±15	2.20±0.04	0.89±0.01	0.5±0.2	0.5±0.0	46±2
218607	40	22±5	18.1±1.0	28.3±0.8	884±17	2.60±0.05	1.16±0.02	0.8±0.2	0.6±0.0	31±1
218608	45	14±4	14.5±0.6	18.4±0.5	924±12	2.60±0.04	1.05±0.02	1.1±0.3	0.8±0.0	50±2
218609	60	9±4	12.3±0.8	15.6±0.6	843±15	2.36±0.04	0.93±0.02	1.4±0.6	0.8±0.0	54±2
208226	66	13±5	12.4±0.5	17.0±0.5	771±15	2.19±0.04	0.89±0.02	0.9±0.4	0.7±0.0	45±2
218610	80	17±5	17.6±0.7	23.1±0.6	935±14	2.69±0.04	1.13±0.02	1.0±0.3	0.8±0.0	40±1
208225	82	27±7	30.7±0.6	41.4±0.6	724±15	2.42±0.04	1.27±0.03	1.1±0.3	0.7±0.0	17±0
208224	100	15±8	15.3±0.7	23.8±0.7	786±15	2.30±0.04	1.01±0.02	1.0±0.6	0.6±0.0	33±1

 

Таблица 2. Результаты люминесценции кварца и КПШ. Номер образца, глубина отбора, эквивалентные дозы (D_e) кварца и КПШ, общая мощность доз и возраст

Table 2. Quartz and K-feldspar luminescence results. Sample number, depth of selection, Quartz and K-feldspar equivalent doses (D_e), total dose rate, ages

Лаб. номер Risø

Номер образца

H, м

Эквивалентная доза (Грей) и число аликвот (nr – отклонено, na – принято)

Мощность дозы кварца, Грей/тыс.

Возраст, тыс. лет

Соотношения Q/Fk

OSL кварц

pIRIR290

IR50

OSL кварц

pIRIR290

IR50

De (Гр)

nr

na

De (Гр)

nr

na

De (Гр)

nr

na

IR50/OSL

pIRIR290/OSL

208222

445/260

23

33.6±1.7

2

20

52.9±1.0

1

5

22.9±0.9

0

6

2.3±0.1

14.7±1.1

16.4±0.8

7.1±0.4

0.5±0.0

1.1±0.1

208223

445/4-550

25

33.8±2.5

0

20

51.9±3.4

0

6

22.8±1.3

0

6

2.2±0.1

15.2±1.4

16.4±1.3

7.2±0.5

0.5±0.1

1.1±0.1

218607

493-20 м S3

40

41.5±2.7

0

16

54.8±0.7

1

7

26.3±0.4

0

8

2.7±0.1

15.4±1.3

15.1±0.7

7.2±0.3

0.47±0.04

0.98±0.09

218608

493-25 м S4

45

41.3±2.9

0

16

59.9±1.5

0

8

26.2±0.9

1

7

2.6±0.1

15.9±1.4

16.9±0.9

7.4±0.4

0.47±0.05

1.06±0.11

218609

493-40 м

60

38.9±2.8

0

16

59.4±2.1

1

7

29.7±1.0

0

8

2.3±0.1

16.6±1.5

18.0±1.0

9.0±0.5

0.54±0.06

1.09±0.11

208226

443/180

66

38.5±2.3

1

19

54.8±2.2

0

6

26.2±0.7

0

6

2.2±0.1

17.5±1.4

17.4±1.0

8.4±0.4

0.48±0.04

1.00±0.10

218610

493-60.2 м

80

43.0±2.4

0

16

52.4±2.1

0

8

28.1±0.7

1

7

2.7±0.1

15.8±1.2

14.3±0.8

7.7±0.4

0.49±0.04

0.90±0.09

208225

443/80

82

78.2±2.5

1

17

106±1.7

1

7

60.6±4.0

1

7

2.6±0.1

29.5±1.8

29.4±1.4

16.9±1.3

0.57±0.06

0.99±0.08

208224

446-3500

100

>220.0

1

5

>1000.0

0

8

>400.0

2

6

2.4±0.1

>93.3

>302.8

>121.1

нет данных

 

Таблица 3. Радиоуглеродные даты в пределах Усть-Буотамского обнажения

Table 3. Radiocarbon dates from the Ust’-Buotama outcrop

Лаб. номер	Глубина от поверхности на гребне дюны / от кровли палеопочвы PS-1, м	Материал	Возраст
			14С, BP	калиброванный, cal BP
MPI 170	21 / 0	Корень полыни	484±115	490±110
MPI 176	21 / 0	Древесина	400±80	425±80
MPI 174	23 / 2	Уголь	4800±210	5500±270

 

Скорость накопления дозы. Концентрации радионуклидов и мощности сухих бета и гамма доз представлены в табл. 1. Концентрации радионуклидов ²²⁶Ra, ²³²Th и ⁴⁰K в целом мало меняются по разрезу: в среднем, содержание ²²⁶Ra составляет 9–30 Бк·кг^–1, ²³²Th варьирует в пределах 15–40 Бк·кг^–1. Максимальное значение отмечается в образце 208225 (²²⁶Ra – 30.7±0.6 Бк·кг^–1, ²³²Th – 41.4±0.6 Бк·кг^–1). Содержание ⁴⁰K в пределах обнажения достаточно высокое и мало также меняется по разрезу – 720–940 Бк·кг^–1. Отмечается высокое содержание радионуклидов в основании пачки UB-2, что, по-видимому, связано с наличием в слое включения гальки и гравия.

В пределах обнажения соотношение радионуклидов ²²⁶Ra/²³⁸U колеблется в пределах 0.5–1.5, соотношение ⁴⁰K/²³²Th варьирует от 17 до 54. Соотношение радионуклидов ²²⁶Ra/²³²Th составляет 0.5–0.8, соответственно, они выстраиваются в закономерную линию, что указывает на надежность измерений содержания радионуклидов. Скорость накопления дозы для всех образцов существенно не меняется и составляет от 2.2 до 2.7 Гр/тыс. лет.

Основная часть обнажения представлена песками, для которых характерно низкое содержание влаги (за исключением нижних слоев, служившими зонами инфильтрации подземных вод). Отмечается наличие в отложениях льда-цемента, который формирует массивную и сублимационно-контактную криотекстуру. Все это указывает на то, что с момента образования отложений пачек UB-1 и UB-2 пески находились в мерзлом состоянии, поэтому для песков нами выбрано значение влагоемкости 25%. А для отложений пачки UB-3, ввиду более тяжелого состава и более длительного нахождения в состоянии максимальной влагоемкости, нами принято значение водонасыщения равное 40%.

4.2.1. OSL датирование

Результаты люминесцентного датирования представлены в табл. 2. В рамках люминесцентного датирования проведены измерения люминесценции кварца и КПШ, для получения дат по обоим минералам с целью сравнения результатов и определения, степени засветки сигнала в момент осадконакопления. В сигналах OSL кварца преобладает быстрый компонент (рис. 3), а коэффициент восстановления дозы являются вполне удовлетворительными (1.04±0.013; n=20). Соотношение возраста кварца и КПШ (1.06±0.12) показывает, что сигналы OSL кварца, скорее всего, были достаточно обесцвечены. Измеренные дозы нанесены на график в зависимости от заданных доз (рис. 3). Измерения OSL по кварцу были проведены для всех образцов, но для образца 208224 сигнал оказался в полном насыщении.

 

Рис. 3. Характер люминесценции на примере образца 208223: (a) – кривая насыщения OSL для кварцевых зерен; (b) – OSL кварца; (c) – люминесценция ИКСЛ₂₉₀; (d) – кривая насыщения ИКСЛ_200,290 КПШ; (e) – соотношение дат по кварцу и КПШ

Fig. 3. Luminescence characteristics of sample 208223: (a) – typical quartz OSL dose response curve; (b) – the natural OSL signals compared with a decay curve from Risø calibration quartz; (c) – The natural pIRIR₂₉₀ signal from 208223 sample; (d) – Typical K-feldspar grains Pirir_200,290 dose response curve; (e) – Comparison of quartz OSL and K-rich feldspar pIRIR₂₉₀ ages

 

4.2.2. ИКСЛ датирование

Типичная кривая насыщения и люминесценции ИКСЛ_50,290 показаны на рис. 3. Эквивалентные дозы ИКСЛ_50,290 незначительно меняются по разрезу, варьируют в пределах от 51 до 59 Грей. В образце 208225 эквивалентная доза составляет 106 Грей. Образец 208224 по сигналу ИКСЛ_50,290 оказался в полном насыщении, доза превысила 1000 Грей, что не позволяет получить дату, лишь оценив минимальный возраст.

Возраст OSL по кварцу варьирует от 14–15 до 29–30 тыс. лет, даты изменяются в целом в правильной стратиграфической последовательности (табл. 2, рис. 2). Оценка надежности полученной хронологии выполнена на основе анализа соотношений дат по кварцу и КПШ (Murray et al, 2018; Kurbanov et. al., 2021). Для разреза Усть-Буотама отмечается высокая сходимость результатов по кварцу и КПШ: соотношение для обнажения – 1.01±0.12. Это указывает на достаточно полное обнуление сигнала ИКСЛ_50,290. Характер люминесценции кварца и КПШ, большое количество принятых аликвот, высокая сходимость дат по OSL и ИКСЛ позволяет считать полученные OSL даты валидными, а итоговую хронологию надежной. Основываясь на этих результатах, мы реконструируем этапы формирования разреза по OSL датам. Возраст пачки UB-3 может быть оценен по результатам изучения ИКСЛ_50,290 для образца 208224.

Для слоя UB-2a на глубинах 23 и 25 м от гребня дюны были получены две OSL даты 15.2±1.4 (Risø 208223) и 14.7±1.1 (Risø 208222) тыс. л., которые указывают на то, что накопление отложений завершалось в МИС 2.

Из палеопочвы PS-3 в слое UB-2b на глубине 40 м была получена OSL дата 15.4±1.3 (218607) тыс. л., свидетельствующая о том, что в МИС 2 был незначительный по времени период снижения активности эоловых процессов и формирования слаборазвитой палеопочвы.

Из слоя UB-2c на глубинах 60, 66, 80 и 82 м были получены OSL даты 29.5±1.8 (Risø 208225), 15.8±1.2 (Risø 218610), 17.5±1.4 (Risø 208226) и 16.6±1.5 (Risø 218609) тыс. л., которые указывают, что накопление песчаных отложений началось в конце МИС 3 и продолжалось в МИС 2.

Образец из пачки UB-3 в западной части обнажения на глубине 100 м от гребня дюны показал запредельный возраст как по кварцу, так и по КПШ. По сигналу ИКСЛ_50,290 определен возраст толщи не моложе 302.8 тыс. л. (Risø 208224).

4.2.3. Радиоуглеродное датирование

Три радиоуглеродные даты получены для верхней части разреза – в основании пачки UB-1 (табл. 3). В подошве слоя UB-1b описаны фрагменты палепочвы с углями, из которых была получена радиоуглеродная дата 5500±270 кал. л. (MPI-174). Наличие палеопочвы указывает на стабилизацию дюны и эоловое осадконакопление в условиях закрепления растительностью. К кровле слоя UB-1b приурочены вертикально погребенные деревья (сосна) вместе с корневой системой, из которых была получена радиоуглеродная дата (MPI-176) 425±80 кал. л. Здесь же была получена радиоуглеродная дата по гумифицированному корневищу полыни 490±110 кал. л. (MPI-171).

4.3. Генезис отложений

Пачка UB-1 (0–23 м). В слое UB-1a (0–20 м) установлена трансляционная слоистость восходящей ряби фации наветренного склона дюны, падающая в юго-восточном направлении и слойчатость восходящей ряби (рис. 4, (a)). Данный тип текстуры – характерен исключительно для дюнных фаций эоловых отложений (Hunter, 1977). Образование текстуры связано с процессами интенсивной эоловой аккумуляции на наветренном склоне дюн, покрытых эоловой рябью: в результате перемещения ряби вверх по склону путем навеивания тонких параллельных слойков на подветренные участки ряби. В результате формируется слойчатость восходящей ряби, слойки которой параллельны друг другу и падают в направлении эолового переноса. Толщина прослоев равна 0.5–3.0 мм, угол падения варьирует от 2–3 до 10–15°. Границы слойков подчеркнуты напылением из тяжелых минералов, в основном магнетита. Вместе с эоловой рябью, поверхность седиментации так же непрерывно перемещается вверх, образуя, таким образом, тонкие трансляционные прослои (Hunter, 1977).

 

Рис. 4. Разновидности текстур отложений в Усть-Буотамском обнажении: (a) – трансляционная слоистость и слойчатость восходящей ряби; (b) – слоистость осыпания; (c) – пологая субгоризонтальная слоистость; (d, e) – мавринская свита с волнистой тонкопараллельной слоистостью; (f) – отложения погребенного озера с раковинами моллюсков

Fig. 4. Textural features of deposits in the Ust’-Buotama outcrop: (a) – translatent climbing ripple stratification and lamination; (b) – grain fall stratification; (c) – planebed stratification; (d, e) – Mavrinka formation with wavy thinly parallel stratification; (f) – remains of a buried lake in sandy deposits with mollusk shells

 

Для слоя UB-1b (20–23 м) характерны слоистость осыпания фации подветренного осыпного склона дюны (рис. 4, (b)) и слойчатость осыпания (Hunter, 1977). Данный тип текстур соответствует фации подветренного склона параболических дюн. Его формирование происходит в результате систематического скатывания зерен песка и откладывания их на подветренном склоне дюны. Скатившиеся зерна образуют тонкую и едва заметную слойчатость. Для слоя характерно наличие палеопочв: в кровле слоя отмечается слаборазвитая палеопочва PS-1, мощностью от 1 до 3 см, выраженная в виде незначительного гумусирования. В основании слоя выделена палеопочва PS-2, характеризующаяся незначительным содержанием гумуса и присутствием яркого прослоя, насыщенного углем – свидетельства сильного пожара. Наличие палеопочв указывает на этапы снижения эоловой активности и закрепление дюнных массивов растительным покровом.

Пачка UB-2 (23–85 м). Для слоя UB-2a (23–40 м) характерна пологая, субгоризонтальная слоистость и горизонтальная слойчатость отложений (рис. 4, (c)). Пологая субгоризонтальная слоистость формируется в условиях, когда аккумуляция происходила медленно, здесь эоловая рябь не формировалась.

Для слоя UB-2b (40–45 м) характерна трансляционная слоистость восходящей ряби. Кровля слоя представлена слаборазвитой палеопочвой (PS-3), что также указывает на снижение эоловой активности и закрепление отложений растительным покровом.

Слой UB-2c (45–85 м) представлен трансляционной слоистостью восходящей ряби фации наветренного склона дюны, падающей в юго-восточном направлении, что совпадает с ориентировкой дюн на поверхности примыкающей террасы и противоположно современному течению Лены. Данный тип текстур указывает на то, что здесь происходила активная эоловая аккумуляция. На интенсивные эоловые процессы, помимо текстур, указывает также значительная переработка кровли нижележащей мавринской свиты и образование ветрогранников в основании слоя. На глубине 80–85 м были обнаружены линзы глин и алевритов с раковинами моллюсков (рис. 4, (f)), которые свидетельствуют о существовании небольшого озера, возможно в межгрядовом понижении. Этот факт указывает на кратковременное снижение эоловой активности и увеличение количества атмосферных осадков.

Слои UB-2a – UB-2с представлены хорошо сортированными светлыми песками, общей мощностью 65 м. Для всей этой значительной по мощности толщи характерна перекрестная макрослоистость, согласно типизации (Hunter, 1977), – крупные слои мощностью от 1 до 6–10 м, отделенные друг от друга поверхностями дефляции. В пределах каждого слоя наблюдается определенная текстура, характер кровли и подошвы. Каждый слой представляет собой фрагмент ископаемой дюны. Пачка сложена фрагментами трех таких древних дюн. Периоды дефляции и аккумуляции, вероятно, чередовались с периодами затухания эоловых процессов и закрепления рельефа растительным покровом.

Пачка UB-2 отнесена нами к дъолкуминской свите.

Пачка UB-3 (85–120 м) сложена монотонным переслаиванием песков, супесей и суглинков (рис. 4, (d, e)). В кровле обнаружены прослои гравия и мелкой гальки кварцитов и известняков. Волнистая слоистость, тонкопараллельная, местами неясная слойчатость отложений указывают на озерный и аллювиальный генезис. Строение пачки позволяет уверенно коррелировать ее с мавринской свитой.

4.4. Строение и возраст палеопочв

В пределах обнажения Усть-Буотама выделено 3 уровня почвообразования (рис. 5, (a)). В кровле слоя UB-1b установлена слаборазвитая почва PS-1 (рис. 5, (b)) с включениями древесного угля. Почва образована тонким переслаиванием среднезернистого песка и темной гумусированной супеси. Характерны примазки гумуса.

 

Рис. 5. Палеопочвы и следы криогенных явлений в обнажении Усть-Буотама: (a) – общий вид обнажения с 3 уровнями палеопочв; (b) – слаборазвитая палеопочва PS-1 с примазками гумуса; (c) – палеопочва PS-2 с вертикально погребенным стволом дерева; (d) – палеопочва PS-3 с мелкими вертикальными песчаными псевдоморфозами; (e) – палеопочва PS-3 в другой расчистке обнажения

Fig. 5. Paleosols and traces of cryogenic phenomena in the Ust’-Buotama outcrop: (a) – general view of the outcrop with 3 levels of paleosols; (b) – underdeveloped PS-1 paleosoil with humus; (c) – paleosoil PS-2 with vertically buried tree trunk; (d) – paleosoil PS-3 with shallow vertical sandy pseudomorphoses; (e) – palaeosoil PS-3 in another section

 

Палеопочва PS-2 находится в пределах подошвы слоя UB-1b (рис. 5, (c)). Отложения представлены супесью и тонкозернистым песком. Наблюдаются включения отбеленных и охристых кварцевых песков, примазки гумуса. Границы палеопочвы неровные, нечеткие. На основании возраста углей (5500±270 л.) формирование эмбриональной почвы, вероятно, связано со среднеголоценовым температурным оптимумом (9–5 тыс. л. н.), когда произошло потепление климата и увеличение количества атмосферных осадков.

Палеопочва PS-3 (рис. 5, (d)) в кровле слоя UB-2b сложена тонким чередованием супеси с тонкозернистым песком. Мощность палеопочвы варьирует от 3 до 8 см. Отложения характеризуются полным отсутствием растительных остатков. Отмечается наличие псевдоморфоз. Сложная геометрия палеопочвы, вероятно, связана с деформациями отложений в подошве сезонно-талого слоя в ходе эпигенетического промерзания отложений. Эта слаборазвитая палеопочва подверглась криотурбации, в результате чего наблюдаются псевдоморфозы (рис. 5, (e)).

4.5. Этапы развития природной среды

В строении Усть-Буотамского обнажения нами выделены 3 пачки, отражающие крупные этапы осадконакопления и развития природной среды в районе расположения Усть-Буотамского обнажения:

1. Пачка UB-3 представлена монотонным переслаиванием песков, супесей и суглинков с редким включением гравия и мелкой гальки кварцитов и известняков. Строение и стратиграфическое положение пачки позволяет уверенно соотносить ее с классической мавринской свитой Центральной Якутии. В опубликованной литературе высказаны различные мнения о генезисе и возрасте отложений мавринской свиты: озерно-аллювиальный (Колпаков, 1983), перигляциальный аллювий (Камалетдинов, Минюк, 1991), аллювиальный (Галанин, 2021), субаэральный (Михаревич и др., 2021). В первом и втором случае авторы связывают формирование отложений с существованием ледниково-подпрудного озера в результате образования плотины в районе мыса Мавра. Субаэральный генезис свиты на данный момент обосновывается данными палеокарпологии и, частично, составом насекомых. Текстурные особенности и значительная мощность свиты может также указывать на связь ее генезиса с катастрофическими прорывами приледниковых озер в верховьях и прохождением суперпаводка (И.Д. Зольников, личное сообщение). В последние годы значительная роль суперпаводковых событий была показана для рек Обь и Енисей (Зольников и др., 2023а; Зольников и др., 2023б).

На наш взгляд, текстурные особенности мавринской свиты в изученной части разреза Усть-Буотама указывают на субаквальный генезис отложений, что подтверждается также находками раковин моллюсков в опубликованных материалах по разрезу. Чтобы определить, формировалась ли мавринская свита в условиях обширного подпрудно-озерного бассейна, как пойменный аллювий, либо на завершающей стадии деятельности суперпаводка (оплывневая фация), необходимы дальнейшие исследования. Предварительные данные по возрасту морен западного склона Верхоянского хребта в долине р. Ундюлюнг, а также материалы изучения ледниковых отложений в районе мыса Мавр говорят о том, что подпруда существовала здесь в конце МИС 6 либо ранее (М.С. Лукьянычева, личное сообщение). С учетом стратиграфического положения и полученных результатов ИКСЛ датирования – >300 тыс. л. н. – время формирования данной пачки наиболее вероятно соотносится с фазами потепления внутри тобольского времени среднего плейстоцена, либо в переходные этапы интервалов МИС 11 – МИС 9. Палеонтологические данные и материалы по палеокарпологии указывают на холодные условия формирования отложений (Михаревич и др., 2023).

Кровля мавринской свиты денудирована, эоловые отложения пачки UB-2 залегают на ней с резким несогласием. На границе пачек UB-3 и UB-2 наблюдается значительный хиатус продолжительностью не менее 270 тыс. л. н. Причиной значительного перерыва между пачками, вероятно, являются интенсивные процессы эоловой дефляции и значительная переработка верхней части мавринской свиты. Об этом свидетельствуют найденные в подошве пачки UB-2 скопления ветрогранников.

2. Отложения пачки UB-2 формировались в субаэральных условиях в холодных и сухих обстановках финального плейстоцена. На основе анализа седиментационных текстур, в пределах пачки было выделено несколько слоев. Слои UB-2a, UB-2b и UB-2c представлены хорошо сортированными светлыми песками, мощностью до 65 м. Особенности текстур, характер слоистости указывают на то, что каждый слой представлял собой фрагмент ископаемой дюны. Слои образуются в результате непрерывного движения дюн, после чего каждая из последующих наползает или частично срезает нижележащую.

На основе полученных OSL дат установлено, что накопление дюнных отложений, мощностью около 65 м, началось в конце каргинского времени МИС 3 и продолжалось на протяжении МИС 2. В основании пачки UB-2 на глубинах 82 и 80 м от гребня дюны были получены OSL даты 29.5±1.8 (Risø 208225) и 15.8±1.2 (Risø 218610) тыс. л., что указывает на значительный перерыв в осадконакоплении, продолжительностью около 14 тыс. л. С этим перерывом связано появление на поверхности эоловой песчаной равнины небольшого озера, в погребенных отложениях которого найдены раковины пресноводных моллюсков. Возможно, в конце МИС 3 в регионе существовали более влажные и теплые условия, способствовавшие развитию растительности, что в итоге привело к резкому снижению интенсивности эоловых процессов, и образованию озер в междюнных понижениях. Эти результаты хорошо соотносятся с данными, полученными для дъолкуминской свиты ранее (Камалетдинов, Минюк, 1991; Правкин и др., 2018). Время формирования свиты характеризовалось широким развитием эоловых процессов и криогенеза. Все это привело к образованию большого разнообразия смешанных криогенно-эоловых, нивейно-эоловых, эолово-флювиальных и эолово-озерных фаций.

Во время формирования дъолкуминской свиты в пределах обнажения Усть-Буотама отмечается событие стабилизации эолового рельефа, выраженное в виде слаборазвитой палеопочвы (PS-3). По принятым представлениям (Галанин и др., 2018; Галанин, Павлова, 2019), наличие палеопочв в отложениях эоловых толщ указывает на смягчение климата и увеличение количества атмосферных осадков, в результате чего происходит закрепление дюнных массивов почвенно-растительным покровом. Обнаруженные палеопочвы также можно использовать в качестве климатостратиграфического репера (маркера). Наличие палеопочв в толще дъолкуминских песков свидетельствует о том, что в конце сартанского криохрона МИС 2 происходило снижение эоловой активности и существовали периоды кратковременного закрепления дюн травянистой растительностью 16–15 тыс. л. н. Палеопочва затронута криогенными явлениями, выраженными в виде мелких псевдоморфоз. Активная эоловая деятельность в регионе на этапе МИС 2 подтверждается также результатами изучения разреза стоянки Диринг-Юрях, в котором выделена серия этапов эоловой дефляции и аккумуляции (Lukyanycheva et al, 2024).

3. Пачка UB-1 представлена эоловыми песками с характерными типами текстур. Кровля пачки выходит на дневную поверхность в виде незакрепленной Ленской дюны. На основании радиоуглеродных дат, установлено, что образование основной части пачки (верхних 20 м, слой UB-1a) связано с последней (современной) фазой активизации эоловых процессов в Малом ледниковом периоде. Близкий возраст имеют многие современные дюнные массивы в пределах Центральной Якутии (Куть, 2015). Позднеголоценовое дюнообразование происходило, в основном, после крупных пожаров путем активизации отдельных участков древних дюнных массивов. Свидетельством относительно незначительной более ранней активизации эоловых процессов является слой UB-1b (нижние 3 м пачки), зажатый между датами периодов стабилизации (погребенных почв) около 0.5 и около 5.5 тыс. л. н. Поскольку среднеголоценовая почва датирована по древесным углям (табл. 3), которые могли находиться вблизи земной поверхности длительное время, невозможно уточнить время этой слабой эоловой активизации: она могла произойти как сразу по окончании термического оптимума голоцена (после 5.5 тыс. л. н.), так и в самом начале Малого ледникового периода, предваряя главную фазу дюнообразования. Судя по слабой развитости почвы PS-1 (рис. 5, (b)), последний вариант представляется более вероятным.

ВЫВОДЫ

Результаты изучения строения бестяхской террасы р. Лены в обнажении Усть-Буотама и новые данные абсолютного возраста отложений позволяют сделать следующие выводы:

1. Бестяхская терраса, которая протягивается на расстоянии более 250 км от Ленских столбов до устья р. Алдан, не является речной террасой в классическом понимании. Она является сохранившейся частью сложной дефляционно-аккумулятивной равнины, которая формировалась на протяжении среднего и позднего плейстоцена. Основная часть отложений, образующих террасу, формировалась в субаэральных условиях, в холодных и сухих обстановках финального плейстоцена.
2. В строении четвертичных отложений Усть-Буотамского обнажения участвуют 3 разногенетические пачки:

(а) Пачка UB-3 (85–120 м) соотносится с отложениями мавринской свиты. Полученные впервые результаты ИКСЛ датирования указывают на возраст формирования не моложе 300 тыс. л. н., при этом стратиграфическое положение свиты позволяет коррелировать этап ее образования с тобольским временем среднего плейстоцена (МИС 11-9). Мавринская свита формировалась в условиях холодного сухого климата, на что указывают ее монотонный гранулометрический состав, как по горизонтали, так и по вертикали, отсутствие нормального чередования русловых фаций, невыдержанная мощность слоев. Сложное строение отложений и низкая доступность толщи для изучения не позволяет говорить об окончательной стратогенетической интерпретации; это дело будущего.

(б) Пачка UB-2 (23–85 м) отражает чередование этапов господства эоловых процессов в регионе, которые также фиксируются во многих разрезах на территории Центральной Якутии (Галанин и др., 2018; Галанин, Павлова, 2019; Галанин, 2021). Установленные текстуры указывают на существование серии ископаемых дюн, сменявших друг друга. Пачка, отнесенная к дъолкуминской свите, формировалась в течение всей МИС 2 (29–14.7 тыс. л. н.) – времени глобального термического минимума, когда на территории Центральной Якутии эоловый морфолитогенез достиг наиболее широких масштабов. Около 15–16 тыс. л. н. отмечается стабилизация эолового рельефа, формирование слаборазвитой палеопочвы, что указывает на смягчение температурного режима и увеличение количества атмосферных осадков.

(в) Пачка UB-1 (верхние 23 м) представляет отложения современной, не закрепленной растительностью дюны. Основная фаза дюнообразования приходится на последние 400–500 лет и связана с похолоданием и иссушением климата в Малом ледниковом периоде (XIV–XIX вв. н. э.).

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность Э.С. Мюррею и Я-П. Булларду за помощь в проведении люминесцентного датирования, А.В. Панину и Н.А.Таратуниной за обсуждение результатов и полезные рекомендации. Полевые работы выполнены при поддержке темы госзадания Института мерзлотоведения ИМЗ СО РАН № 122011800064-9. Командирование А.Н. Васильевой в Скандинавскую лабораторию люминесцентного датирования в Рисо (Дания) и проведение люминесцентного датирования произведены за счет гранта РНФ № 21-17-00054 (http://rscf.ru/project/21-17-00054/). Анализ опубликованных материалов по плейстоцену Центральной Якутии и интерпретация полученных результатов выполнены в рамках госзадания ИГ РАН FMWS-2024-0005. Для создания графических материалов использован портативный компьютер, приобретенный за счет гранта имени академика П.И. Мельникова ИМЗ СО РАН.

ACKNOWLEDGMENTS

We are grateful to A.S. Murrey and J.-P. Buylaert for assistance with luminescence dating. We also thank A.V. Panin and N.A. Taratunina for the helpful discussions and recommendations. Support for the field work came for the State Task № 122011800064-9 by the Permafrost Institute, Siberian branch RAS. Visit by A.N. Vasilieva at the Nordic Laboratory for Luminescence Dating in Risø, Denmark, and processing of OSL/IRSL samples were supported by the RSF Project № 21-17-00054 (http://rscf.ru/project/21-17-00054/).The analysis of published materials on the Pleistocene of Central Yakutia and interpretation of field and laboratory results were carried out within the framework of the State Task FMWS-2024-0005 by Institute of Geography RAS. Graphics was made with the laptop purchased from the Pavel Melnikov Award of Melnikov Permafrost Institute SB RAS.

¹ Здесь и далее используются стратиграфические подразделения международной стратиграфической шкалы четвертичного периода (Cohen, Gibbard, 2019).

About the authors

A. N. Vasilyeva

Permafrost Institute of the SB RAS; Institute of Geography of the RAS

Author for correspondence.
Email: angievasilieva@gmail.com
Russian Federation, Yakutsk; Moscow

A. A. Galanin

Email: angievasilieva@gmail.com
Russian Federation

V. M. Lytkin

Permafrost Institute of the SB RAS

Email: angievasilieva@gmail.com
Russian Federation, Yakutsk

G. I. Shaposhnikov

Permafrost Institute of the SB RAS

Email: angievasilieva@gmail.com
Russian Federation, Yakutsk

M. S. Rozhina

Permafrost Institute of the SB RAS

Email: angievasilieva@gmail.com
Russian Federation, Yakutsk

R. N. Kurbanov

Institute of Geography of the RAS; Lomonosov Moscow State University

Email: angievasilieva@gmail.com
Russian Federation, Moscow; Moscow

References

Supplementary files