CC BY
24БЮЛЛЕТЕНЬ КОМИССИИ ПО ИЗУЧЕНИЮ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА
№ 69, 2009 г.
ПРОБЛЕМА ИНТЕРПРЕТАЦИИ ОТЛОЖЕНИЙ НИЗКИХ ТЕРРАС Р. ОБИ (ЗАПАДНАЯ СИБИРЬ)
С.К. Кривоногое
Введение
Несмотря на более чем полувековое изучение, исследователи не выработали единой точки зрения на строение и происхождение 10-15-метрового комплекса отложений, перекрывающих аллювий низких террас р. Оби в центре Западно-Сибирской равнины. Традиционно эта толща трактовалась как озерная или озерно-аллювиальная [Зарри-на и др., 1961; Архипов, 1971; Зайонц, Зилинг, 1972] и связывалась (хотя бы отчасти) с сартан-ским ледниково-подпрудным Мансийским озером [Волков, Волкова, 1964]. Полученные позднее материалы дали основание считать эти осадки полигенетическим комплексом покровных отложений, образование которого шло в суровых межстадиальных и стадиальных условиях последней ледниковой эпохи [Астахов, 1989; А81акЬоу, 1992; Кривоногое и др., 1993].
Полемика по этому вопросу продолжается и в настоящее время, как сторонниками существования Мансийского озера [Волков, 1997, 2005а, 20056; Волков, Казьмин, 2007], так и противниками этой модели. Недавно опубликованы подкрепленные радиоуглеродными датами свидетельства широкого распространения в долине р. Оби мамонтовой фауны и палеолитических памятников [Кузьмин и др., 2004; Зольников и др., 2006], отвергающие существование гигантского подпрудного озера в максимум сартанского времени. В.И. Астаховым [Аз1ак1юу, 2006], тем не менее, допускается возможность существования подпрудных бассейнов с отметками до +70 м в докаргинское время.
Поскольку аргументы ряда исследователей значительно трансформируют палеогеографические представления, необходима ревизия опорных разрезов для уточнения генезиса и возраста толщ, коррелятных этим событиям. Эта работа была начата статьей по обнажениям района с. Локосово [Кривоногое и др., 1993], в которой было показано наличие двух формаций покровных отложений каргинского и сартанского времени, залегающих на раннекаргинском или докаргинском аллювии. В данной работе сделана попытка литогенетиче-ской типизации более разнообразных, чем в Локосово, отложений района г. Нижневартовска в центре Западной Сибири (рис. 1).
Общие сведения о разрезе Mera
На правом берегу р. Оби в ее среднем течении вдоль протоки Mera на протяжении 25 км от г. Меги-он до пос. Mera Мысовая тянется уступ ступени рельефа с абсолютными отметками +50-55 м (рис. 1). Эта поверхность, возвышающая над урезом реки на 10-25 м, широко распространена в Среднем Приобье (уртамская, колпашевская, локосовская, покурская террасы). Разрез на протоке Mera изучался многими геологами-четвертичниками. По результатам радиоуглеродного датирования [Каплин и др., 1972; Архипов и др., 1973; Волков, 1980], его отложения имеют средне-позднезырянский (каргинско-сартанский) возраст. С.А. Архипов [Архипов и др., 1973; Архипов, Панычев, 1980] считал этот разрез типичным для колпашевской террасы и выделил три яруса отложений: 1) цоколь из озерно-аллювиальных среднезырянских среднеобских глин с лохподгортскими псевдоморфозами по ледяным жилам; 2) цоколь из преимущественно озерных (подпрудно-озерных) позднезырянских уртам-ских глин, алевритов и супесей с линзами торфа; 3) террасообразующая толща позднезырянских кол па-шевских перигляциально-аллювиальных, частично озерных песков. В кровле разреза С.А. Архиповым был выделен маломощный покров лессовидных суглинков и оторфованных песков (табл. 1).
Согласно представлениям И.А. Волкова [1980] (см. табл. 1), этот разрез имеет двучленное строение. Верхняя его часть представлена озерными осадками, сформировавшимися во время позднезырянекой ледниковой стадии. В.И. Астахов [1989] (см. табл. 1) предложил иную генетическую трактовку среднего яруса отложений (уртамские слои С.А. Архипова) как полигенетического образования, объединяющего субаэральные отложения разной степени гидро-морфности, осадки небольших озер, а также комплекс своеобразных аллювиальных фаций. Нижний ярус (среднеобские слои С.А. Архипова) В.И. Астахов [1989] считает аллювиальным (табл. 1).
Палинологический анализ отложений разреза Mera показал, что накопление отложений шло в суровых условиях (безлесные пространства, редколесья), и только в голоцене появилась лесная растительность [Левина, 1986]. Изучение ископаемой фауны грызунов [Архипов, Панычев, 1980;
Рис.1. Схема района исследования
1 - пойма с абсолютными отметками +38-40 м; 2 - основная ступень рельефа долины р. Оби (абс. высота +50-55 м); 3 -обнаженная часть уступа (см. рис. 2).
Таблица 1. Расчленение разреза Mera различными авторами.
С.А. Архипов [Архипов, Панычев, 1980] И.А. Волков [1980] В.И. Астахов [1989] Данная работа Лито генетические комплексы
Лессовидные суглинки, оторфованные пески IV Полигенетическая толща - пески, алевриты, торфяники IV А
Колпашевские перигляциально-аллювиальные и озерные слои Озерные осадки позднепреобра-женской трансгрессии Мансийского озера Полигенетический покровный комплекс Полигенетическая толща - озерные пески, эоловые пески, эоловые алевриты ксероморфного облика Ш4 Б
Уртамские озерные (подпрудно-озерные) слои Полигенетическая толща - озерные пески, эоловые алевриты гидроморфного облика Ш4 В
Среднеобские озерно-аллювиальные слои III 3 Не определены Аллювий 1»,з Аллювий •»3 Г
Примечание. Римские цифры обозначают стратиграфические подразделения (региональные горизонты): IV - современный; III 4- сартанский; III 3- каргинский; III 3 4 - каргинский и сартанский; III 23- ермаковский и каргинский.
Смирнов и др., 1986], копролитов полевок [Панова и др., 1988] и остатков жесткокрылых [Зиновьев, 1988] из нижней части разреза также позволили сделать выводы о господстве ландшафтов, близких к южной тундре и лесотундре, с включением элементов таежной растительности.
В описаниях и зарисовках разреза Mera, выполненных разными авторами, четко прослеживается сложное линзовидное взаимоотношение ли-тологических разностей, отражающее сложность пространственной структуры и изменчивость обстановок осадконакопления. Для того, чтобы
реальнее представить его строение, выполнить генетический и фациальный анализ и достоверную стратиграфическую и палеогеографическую интерпретацию разреза, автором детально задокументирован наиболее хорошо обнаженный участок разреза между г. Мегион и пос. Mera (рис. 1) протяженностью 1,1 км. Работа выполнялась с использованием фотомонтажа обнажения, на котором по расчисткам рисовались границы геологических тел, точно фиксировались пункты наблюдения и опробования. Его графическая копия представлена на рис. 2. По комплексу структурных
11 1.5
2.1 8.1.5 8.1.6 7.2
350
11.1.4 8.1.6 11.1.5 7.1 8.1.6 9.1.1 10.1 11.1.58.1.7 9.1 1 8.1.1 8.1.6 11.1.5
1\\
11.1.2 8.1.6 11.1.5
700.
протока Mera 10.2/ /10.3
протока Mera
и текстурных признаков выделены геологические тела и определен их генезис. Основными подразделениями являются литотипы, имеющие стратиграфический ранг пачек и слоев. Характерным свойством литотипов является дискретность границ между ними. Литотипы подразделяются на разности, отражающие неоднородность среды осад-конакопления. Разности, как правило, связаны постепенными переходами. Литотипы объединяются в литогенетические комплексы, представляющие собой совокупности отложений разного генезиса и отвечающие климатостратиграфическим подразделениям региональной стратиграфической схемы.
Описание литотипов и разностей
Ниже приведена характеристика литотипов и разностей разреза Мега. Литотипы сгруппирова-
ны по генезису. Для конкретных литотипов и разностей описаны условия образования; их положение в разрезе отмечено на рис. 2.
1. Отложения, в образовании которых преобладал один агент.
1. Интразональные гидроморфные почвы.
Литотип 1.1. Алеврит песчанистый, коричневого цвета, сильно обогащенный разложившейся органикой. Образует до 4 слоев внутри субаэральных алевритов средней части разреза, как правило, в зеленовато-коричневых разностях. Слои простираются на несколько сотен метров; их границы имеют солифлюкционные затеки и захваты, характерные для ископаемых почв криолитозоны. Местами слои сильно переработаны солифлюкцией.
2. Автохтонные низинные торфяники.
Литотип 2.1. Торф зеленомошно-травяный,
11.1.5 8.1.1
8.1.6
11.1.2
11.1.1
8.1.6
7 2 <—протока Мега )0° 7
8.1.1 11.1.1 10.4
8.1.1 11 1 1
Рис.2. Участок обнажения в районе пос. Мега
1 - песок; 2 - песок и алевропесок неритмичнослоистые; 3 - песок и алевропесок ритмичнослоистые; 4 - алеврит гидро-морфный; 5 - алеврит ксероморфный; 6 - алеврит песчанистый; 7 - глины и суглинки с флювиальными текстурами; 8 - торф; 9 - скопления разложившейся органики; 10 - минерально-органические ритмиты и миктиты; И - особенности слоистости; 12 - псевдоморфозы по повторно-жильным льдам и их заполнение; 13 - задернованная часть склона; 14 - осыпь; 15 - номера слоев согласно описания литотипов и разностей (см. текст).
темно-коричневого цвета, плотный. Образует до 3 слоев мощностью до 30 см и протяженностью более 100 м в средней части разреза.
Литотип 2.2. Торф мохово-травяный, с примесью песчаного материала, коричневый. Образует прослои мощностью 20-30 см в нижней части разреза.
3. Автохтонные верховые торфяники.
Литотип 3.1. Торф сфагновый, травяно-сфаг-
новый, древесно-сфагновый; темно-коричневый, мелкопараллельнослоистый (слойки толщиной 2-5 мм). Образует линзовидные тела мощностью до 1 м, занимающие понижения современного рельефа.
4. Делювий.
Литотип 4.1. Песок мелко-среднезернистый, серый, сортированный; слоистость (1-5 см) обусловлена различиями в гранулометрическом составе слойков, а также наличием длинных неровных линз гумусированного коричневого алеврита, переотложенного из нижележащих отложений. Образует наклонные линзовидные тела на погребенных склонах в верхней части разреза.
5. Аллювий.
Литотип 5.1. Преимущественно суглинки и глины; голубовато-зеленовато-серые, плотные, слоистые. Пойменные фации мощностью до 5 м в основании разреза.
Разность 5.1.1. Глины, образующие параллельные пласты (20-50 см), без видимой слоистости внутри них. Формировались в застойных половодных условиях.
Разность 5.1.2. Суглинки опесчаненные; с напластованием, аналогичным 5.1.1, или без него; с мел-колинзовидной слойчатостью, обусловленной дифференциацией песчаного материала. В более опес-чаненных разностях встречаются текстуры ряби течения и другие элементы косой слоистости.
Разность 5.1.3. Суглинки, аналогичные 5.1.2, переслаивающиеся с длинными линзами мелко-среднезернистого песка.
Литотип 5.2. Песок мелко-среднезернистый, желтовато-серый; без видимой слоистости или косослоистый. Верхняя часть руслового аллювия, уходящего под урез воды.
6. Пролювий (ложковый аллювий).
Литотип 6.1. Переслаивание мелкозернистого песка и мелкого торфяного детрита серо-коричневого цвета, с мелкой параллельной и длиннолинзовидной слоистостью (0,2-0,5 см). Образуют линзовидные тела мощностью до 1,5 м, выполняющие погребенные понижения типа мелких оврагов и рытвин в верхней части разреза.
7. Лимний.
Литотип 7.1. Песок мелкозернистый, светлосерый, параллельно-слоистый (мощность слойков 1-2 см), иногда со знаками ряби волнения; слоистость обусловлена гранулометрической
дифференциацией песков по слойкам. Образует линзовидные тела мощностью до 1 м с четко выраженными границами внутри покровных песков и алевритов. Отложения небольших мелководных озер.
Литотип 7.2. Преимущественно ритмичное переслаивание мелко-среднезернистых песков и иловатых песков серовато-желтого, коричневато-желтого цвета. Образует крупные линзовидные тела внутри субаэрапьных алевритов нижней трети разреза, иногда полностью замещая последние. Отложения довольно крупных (100 м и более в поперечнике) неглубоких (первые метры) озер.
Разность 7.2.1. Ритмичное переслаивание мелко-среднезернистых песков и иловатых песков (слойки 3-10 см мощностью). Основная разность данного литотипа, отвечающая условиям осадко-накопления в открытых частях относительно глубоких озер.
Разность 7.2.2. Пески мелко-среднезернистые, лишенные ритмичной слоистости. Слои мощностью 10-30 см различаются по цвету и размеру зерен. По-видимому, осадки мелководных участков открытых частей озер.
Разность 7.2.3. Пески мелкозернистые, иловатые, со слабовыраженной параллельной слоистостью или почти не расслоенные, с обильными псевдоморфозами по корням трав. Отложения прибрежных частей озер.
Литотип 7.3. Мелкое ритмичное переслаивание (0,2-1 см) мелко-тонкозернистых песков и глин (или торфяного детрита). Образует залегающие поверх аллювия линзы мощностью до 1,5 м. Отложения небольших относительно глубоких стоячих водоемов.
Разность 7.3.1. Переслаивание песков и глин.
Разность 7.3.2. Переслаивание песка и торфяного детрита.
8. Эоловые перевеянные пески.
Литотип 8.1. Преимущественно песок светлосерый, слоистый или без видимой слоистости. Образует слой мощностью до 2 м в кровле разреза, слагает мелкие положительные формы рельефа (бугры, гряды), заполняет псевдоморфозы по повторно-жильным льдам (ППЖЛ). Перечисленные ниже разности отражают различия условий эоловой седиментации, а также вторичные изменения осадка.
Разность 8.1.1. Песок мелкозернистый, высо-косортированный, без видимой слоистости.
Разность 8.1.2. Песок мелкозернистый, с примесью крупнозернистого, неритмичный тонко-параплельнослоистый (0,1-0,2 см), иногда с элементами косой слоистости.
Разность 8.1.3. Песок мелкозернистый, сортированный, со слоистостью ветровой ряби.
Разность 8.1.4. Песок алевритистый, мелкозернистый, без видимой слоистости.
Разность 8.1.5. Песок мелкозернистый, высо-косортированный (1-2 см), переслаивающийся с тонкими прослоями (0,2-0,3 см) иловатого песка. Иловатые слойки представляют собой поверхности периодического промачивания поверхности эоловых накоплений.
Разность 8.1.6. Песок средне-мелкозернистый, слабосортированный, желтовато-коричневато-серый, вторично-слоистый; слоистость обусловлена наличием ортзандов (толщиной 2-3 см), разделенных неожелезненными песками (мощностью 5-10 см). Вторично измененная толща; однако, парагенетически связана с другими разностями данного литотипа.
Разность 8.1.7. Песок, аналогичный 8.1.6, полностью пропитанный солями железа; с мелкополиэдрической текстурой сезонного промерзания, поэтому более плотный и оструктуренный.
9. Лессы (лессовидные алевриты).
Литотип 9.1. Преимущественно алевриты темно-коричневых, серовато-коричневых, зеленовато-коричневых цветов, сильно обогащенные разложившейся органикой. Образует пачку мощностью до 6 м в средней части разреза. Эоловые лессовидные отложения гидроморфного облика. Нижеперечисленные разности отражают различия в условиях накопления эоловой пыли и ее преобразования сопутствующими процессами.
Разность 9.1.1. Алеврит вышеперечисленных цветов, без видимой слоистости; с частыми крупными корнеходами, принадлежавшими, по-видимому, кустарниковым растениям. Широко распространенная разность, составляющая основную часть данного литотипа.
Разность 9.1.2. Алеврит песчанистый, слоистый, серовато-коричневый, коричневато-серый. Слоистость мелколинзовидная; меняется как по простиранию, так и по вертикали. Встречаются линзочки тонкого растительного детрита и торфа.
Литотип 9.2. Алеврит светло-серый, без видимой слоистости. В верхней части разреза образует слои мощностью до 2 м, местами слагает положительные формы рельефа (мощность до 3 м). Эоловые лессовидные отложения ксероморфного облика.
2. Отложения, в образовании которых участвовало несколько агентов.
10. Заполнения понижений палеорельефа.
Литотип 10.1. Переслаивание торфяных прослоев (толщиной 1-2 см) автохтонного торфа с песчаными прослоями мощностью 0,2-0,5 см. Образует небольшие линзы мощностью до 1 м. Отражает условия периодического биогенного и
минерального осадконакопления в небольших понижениях.
Литотип 10.2. Алеврит коричневый; с частыми неправильными и неритмичными лйнзовидными прослоями мелко-среднезернистого желтовато-коричневато-серого песка, благодаря чему толща выглядит очень пестрой. Образует линзовидные тела мощностью до 3 м внутри толщи субаэраль-ных алевритов средней части разреза. Отложения, по-видимому, представляют собой заполнение понижений эоловым материалом с активным участием делювиальных и солифлюкционных процессов.
Литотип 10.3. Алеврит темно-коричневый, почти черный, плотный, без видимой слоистости, сильно гумусированный. Образование обусловлено накоплением лессовой пыли в переувлажненных понижениях с обильной травянистой растительностью.
Литотип 10.4. Переслаивание желтых песков и серо-коричневых алевритов (толщина слойков 2-5 см), со слоистостью выполнения понижений. Обычны текстуры смещения и растяжения слойков, вызванные просадочными явлениями. Образует линзы в понижениях над ППЖЛ. Формирование связано с заполнением депрессий взвешенным и влекомым наносом и склоновыми процессами в условиях неравномерного увлажнения, возможно, вплоть до образования мелких луж.
Литотип 10.5. Алеврит светло-серый, серый, без видимой слоистости. Заполняет ППЖЛ. В понижениях над ППЖЛ содержит обильные следы корней растений. В заполнениях ППЖЛ встречаются сильно деформированные торфяные и гумусовые массы. В формировании этого осадка участвовали эоловые, склоновые и провально-просадочные процессы.
11. Парагенетический ряд «озеро-берег».
Литотип 11.1. Алевропесчаная сероцветная пачка мощностью до 4 м в верхней части разреза.
Разность 11.1.1. Алеврит глинистый, темно-серый, без видимой слоистости, обильно пронизанный корнями травянистых растений. Отложения мелководного заросшего озера, накапливавшиеся в застойных условиях.
Разность 11.1.2. Переслаивание мелкозернистого песка и алеврита (мощность слойков 1-2 см), параллельно-слоистое, длиннолинзовидное. Толща пронизана корнями травянистых растений. Отложения мелководного заросшего озера, накапливавшиеся в более динамичных условиях.
Разность 11.1.3. Переслаивание пачек (мощностью 10-30 см) высокосортированных мелкозернистых песков без видимой слоистости со слоистыми песками, аналогичными 11.1.2. Возможно, полигенетическая толща, отражающая прибреж-
ное озерное осадконакопление, время от времени сменявшееся эоловой береговой седиментацией.
Разность 11.1.4. Песок алевритистый, мелкозернистый, серый; слоистость длиннолинзовид-ная, иногда встречаются пачки с мелкой косой слоистостью. Местами слой обильно пронизан корнями кустарниковых растений. Отложения берега водоема, преимущественно эоловые, но, по-видимому, с периодическим участием водной (озерной или делювиальной) сортировки.
Разность 11.1.5.Алеврит песчанистый, серый, без видимой слоистости. Эоловые навеянные лессовидные отложения ксероморфного типа.
Фациальное многообразие отложений данного обнажения не ограничивается приведенным описанием, которое фиксирует основные, наиболее выраженные и часто встречающиеся литотипы и разности. Сложная фациальная структура отложений объясняется сложностью и изменчивостью обстановок их образования. В разрезе выделяются такие литотипы, как эоловые алевриты, озерные ритмиты, аллювий, торфяники, ископаемые почвы, генезис которых определен одним из ведущих агентов литогенеза. Происхождение других литотипов обусловлено одновременным или попеременным участием в их образовании разных факторов осадконакопления.
Очевидно, что разности, связанные постепенными переходами, имеют генетическую общность, что позволяет рассматривать их как пара-генетические ассоциации. Определение генезиса подобных отложений должно быть основано не столько на установлении их принадлежности к тем или иным генетическим типам, сколько на анализе парагенезисов. Примером простого парагенезиса является литотип 8.1, разности которого, отличающиеся главным образом характером слоистости, по-видимому, отражают различия в условиях эоловой седиментации на разных элементах микрорельефа. Более сложным парагенезисом является литотип 11.1, составленный из разностей, отражающих следующий ряд обстановок осадконакопления: мелководное озеро - его прибрежная часть - береговая периодически обводнявшаяся и осушавшаяся часть - береговая зона перевевания озерных песков - береговая зона накопления эоловых алевритов. Проблема диагностики парагенезисов выходит далеко за рамки данной статьи и должна решаться путем обобщения материалов по многим разрезам.
Обоснование выделения литогенетических комплексов
В разрезе Mera выделяется 4 комплекса отложений (А-Г), отличающихся по составу, строе-
нию, генезису и возрасту (табл. 2). Возраст комплексов контролируется шестью радиоуглеродными датами. Комплекс Г, очевидно, датируется концом раннекаргинского времени. Дата 33100± 2300 лет назад (л.н.) (МГУ-ИОАН-132) [Каплин и др., 1972] получена из пойменного торфяника в верхней части русловой толщи. Для комплекса В получено 3 даты в разных частях обнажения, но примерно из одного стратиграфического уровня нижней трети пойменной толщи, в которой часто встречаются торфяные слои. Дата 21900±500 л.н. (СОАН-324) характеризует возраст торфа из озер-ныхсупесчано-глинистыхотложенийсторфяными прослоями [Архипов и др., 1973]. Дата 26825±590 л.н. (СОАН-982) получена из этих же осадков по древесине [Волков, 1980]. Дата 26935±245 л.н. (СОАН-2585) устанавливает возраст торфа автохтонного торфяника низинного типа.
Согласно этим данным, образование комплекса В следует относить к позднекаргинскому времени, а возможно, и к началу сартанского. Стратиграфическая позиция комплекса Б, очевидно, соответствует сартанскому горизонту. Две радиоуглеродные даты получены по древесине (10650±90 л.н. (СОАН-323) [Каплин и др., 1972]) и по торфу [9270±45 л.н. (СОАН-2955)] из мерзлотных инволюций на границе между комплексами Б и А; они дают основание для отнесения последнего к голоцену. Комплекс Г - аллювий, объединяет пойменные и русловые фации, является основным компонентом разреза; с ним связано начало седиментации на данной ступени рельефа. Комплексы В и А являются полигенетическими; они включают в себя эоловые, озерные, биогенные и склоновые типы отложений и имеют характер покровов.
Фациальные и генетические особенности выделенных комплексов обусловлены спецификой условий осадконакопления, присущих времени образования каждого из них. Так, обилие разложившейся органики, наличие торфяных и почвенных слоев в составе отложений комплекса В отражают криогигротические условия каргинского межста-диала и этапа гляциации сартанского ледниковья [Кривоногое и др., 1993]. Для отложений комплекса Б, накапливавшихся в криоксеротических условиях конца сартанского ледниковья, характерны в целом светлая окраска и почти полное отсутствие органики. Особенностью отложений комплекса Б разреза Mera, в отличие от других аналогичных обнажений района, является преобладание озерных и эоловых песков, а не эоловых алевритов ксероморфного облика, хотя последние в описываемом разрезе также присутствуют. По-видимому, такое соотношение фаций отражает местные особенности палеоландшафта. Важной чертой отложений голоценового комплекса А является наличие в них
Таблица 2. Обоснование выделения литогенетических комплексов разреза Mera.
Индекс Состав, цвет Генезис Условия Граница МС даты, л.н. Горизонты Палинозоны [Левина, 1986]
А Пески, алевропески, алевриты светлосерые, серые Эоловый, озерный Термо- гигротиче- ские Исчезновение ППЖЛ Резкое различие состава и цвета Резкое различие состава и цвета 9270±45 (СОАН-2955) 10050±90 (СОАН-323) Современный М VI: Зона березы. Березовый лес.
Оторфованные пески, торф, серо-коричневый коричневый Склоновый, болотный
Б Пески, алевропески светло-серые, серые Озерный, эоловый Криоксеро тические Сартанский М V: Зона березы, ели и злаков. Березовое с примесью хвойных редколесье.
Алевриты темно-серые, коричнево-серые М IV: Зона злаков и маревых. Безлесная перигляциальная растительность.
В Алевриты, гумусированные алевриты серо-коричневые, коричнево-серые, черные Эоловый, озерный Криогигро тические 21900±500 (СОАН-324) 26825±590 (СОАН-982) 26935±245 (СОАН-2585) Каргинский М III: Зона березы, злаков и сложноцветных. Березовое с примесью хвойных редколесье.
Алевропески, пески коричнево-желтые, серые
Оторфованные пески, торф серо-коричневый коричневый Озерный, болотный М II: Зона злаков. Безлесная перигляциальная растительность.
Г Суглинки, глины, пески серо-синие, зелено-синие, серо-желтые Речной 33100±2300 (МГУ-ИОАН- 132) М I: Зона злаков и полыни. Безлесная перигляциальная растительность.
следов деградации мерзлоты, а не ее активного развития, как в отложениях других комплексов.
Закономерности размещения криогенных форм
Наиболее впечатляющим элементом разреза являются ГТПЖЛ, секущие все толщи, за исключением литогенетического комплекса А, который их перекрывает. Псевдоморфозы имеют вид клиньев высотой 5-10 и более метров, шириной в средней части порядка 1 м, в верхней - до 2-3 м. Они заполнены песком, реже - алевритом с текстурами затягивания и отжима материала вдоль краев, хорошо видными в жилах, занятых разнородным материалом. Иногда стенка обнажения сечет ППЖЛ вдоль, а не поперек. В таких случаях хорошо прослеживается продольная слоистость заполнения - субпараллельная, волнистая, неровная. В разрезе в основном представлены крупные псевдоморфозы, но встречаются и более мелкие (до 2-3 м высотой), связанные главным образом с верхней частью комплекса Б. Крупные псевдоморфозы местами образуют полигональные системы с размером полигонов 15-20 м.
ППЖЛ разреза Mera различаются по морфологическим признакам, отражающим время их заложения и вытаивания, условия развития, особенности заполнения материалом. Для аллювиальной части разреза характерно наличие в основном эпигенетических частей ППЖЛ, но некоторая их часть, несомненно, одновременна образованию пойменного аллювия. Отсутствие в аллювии развитой полигональной системы псевдоморфоз отличает разрез Mera от других объектов, например, разрезы Локосово II и III [Кривоногое и др., 1993]. Основной этап формирования полигональных льдов был связан с накоплением субаэральных толщ литогенетического комплекса В. Дальнейшее их развитие зависело от условий осадконакопления в каждом конкретном месте. Наиболее долго жившие ледяные жилы приурочены к местам преимущественно эолового осадконакопления (например, участок разреза 30-200 м на рис. 2). На тех участках, где эоловое осадконакопление сменялось озерным, жилы вытаивали (участок 630-670 м на рис. 2). Условия для вытаивания жил возникали в разные моменты формирования разреза. Некоторые жилы неоднократно вытаивали и вновь образовывались на том же месте (участки 470 м и 610 м на рис. 2). Помимо жил, развивавшихся унаследованно, появлялись и новые жилы меньшего размера. Очевидно, что образование жил было связано с субаэральными условиями осадконакопления.
Условия для полной деградации всех ледяных жил возникли во время формирования комплекса А. Вытаивание ледяных жил в субаквапьной об-
становке (как окончательное, так и промежуточное) приводило к формированию над ними понижений, занятых линзовидными телами со слоистостью выполнения, текстурами растягивания слоев и проседания их внутрь полости ледяной жилы. При вытаивании в субаэральных условиях значительных понижений над ними не образовывалось; стенки жил довольно крутые, их ядра заполнены эоловыми песками или алевритами с признаками течения и обрушения грунта.
Помимо ППЖЛ, в разрезе имеются следы сплошного промерзания пород и солифлюкции. Признаками многолетнемерзлого состояния отложений являются зафиксированные в окрестностях г. Нижневартовска [Астахов, 1989] и наблюдавшиеся автором вблизи обнажения Mera инверсионные формы рельефа. Их образование, очевидно, также связано со временем общей деградации мерзлоты. Следы течения грунта в деятельном слое характерны для субаэральных отложений комплекса В и наиболее ярко выражены в литологически неоднородных алевропесчаных толщах, неравномерно гумусированных алевритах и почвенных слоях. С современным сезонным промерзанием связаны мелкополиэдрические текстуры, встречающиеся в песках комплекса А.
История осадконакопления в разрезе Mera
Отложения изученного разреза образовывались в течение каргинского, сартанского и голоценового интервалов. Начало формирования данной ступени рельефа связано с речной деятельностью в ранне-каргинское время. В течение позднекаргинского интервала на пойме имели место болотные и озерно-болотные процессы (торфяники, почвы, торфяно-песчаные и апеврито-песчаные ритмиты). Торфяные слои этой части разреза датированы около 2693026830 л.н. Более молодая дата из биогенных отложений этого стратиграфического уровня 21900±500 л.н. в целом не противоречит предыдущим. Но без точной привязки к разрезу ее можно рассматривать только как датирующую в целом литогенетический комплекс В. Биогенное осадконакопление сосуществовало и постепенно сменялось эоловым. В крио-гигротических условиях позднекаргинского времени формировались гидроморфные субаэральные покровные отложения. Субаэральные условия и избыточная увлажненность ландшафтов способствовали развитию мерзлотных процессов - образованию сегрегационных и инъекционных льдов, солифлюкции в деятельном слое, развитию полигональных систем ледяных жил. На поверхности лессовой равнины существовали небольшие озера (по-видимому, термокарстовые), в которых накапливались алевро-песчаные и песчаные осадки.
После смены криогигротической фазы на криок-серотическую, произошедшей в максимум сартанского ледниковья, существенно редуцировалась биогенная составляющая. В это время шло накопление эоловых алевритов и песков, озерные алевропесков и песков, в основном светло-серого цвета. Соотношение доли аквальных и аэральных толщ в этой части разреза свидетельствует об активизации термокарстовых процессов образования озер, что составляет специфику разреза Mera по сравнению с другими.
Резкая смена условий осадконакопления произошла на рубеже плейстоцена и голоцена (даты
10650-9270 л.н.; см. табл. 2), когда в результате резкого потепления быстро деградировала многолетняя мерзлота, что сопровождалось перераспределением минеральной составляющей мерзлых толщ, про-садочными явлениями и инверсиями рельефа. По-видимому, деградация мерзлоты вызвала активизацию эоловых процессов, приведших к накоплению толщи перевеянных песков мощностью 1-2 м. По мере оптимизации климатических условий и затухания процессов, связанных с деградацией мерзлоты, наступила современная фаза консервации рельефа торфяниками верховых болот и почвами.
Архипов С.А. Четвертичный период в Западной Сибири. Новосибирск: Наука, 1971. 332 с.
Архипов С.А., Панычев В.А. Террасы долины Оби // Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения. Новосибирск: Наука, 1980. С. 42-65.
Архипов С.А., Фирсов Л.В., Панычев В.А., Орлова J1.A. Новые данные по стратиграфии и геохронологии террас Средней Оби // Плейстоцен Сибири и смежных областей. М.: Наука, 1973. С. 21-34.
Астахов В. И. Позднеплейстоценовая обстановка осадконакопления в центре Западной Сибири // Плейстоцен Сибири. Стратиграфия и межрегиональные корреляции. Новосибирск: Наука, 1989. С. 118-126.
Волков И.А. Ледниково-подпрудные озерные бассейны // Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения. Новосибирск: Наука, 1980. С. 32-42.
Волков И.А. Пределы распространения сартанского ледника в Западной Сибири // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 6. С. 1049-1054.
Волков И.А. Геологические события конца позднелед-никовья в долинах Сибири и динамика природной среды // Археология, этнография и антропология Евразии. 2005а. № 2 (22). С. 18-21.
Волков И.А. Ключевые геологические разрезы конца последнего (сартанского) позднеледниковья в долине Оби близ Сургута // Геология и геофизика. 20056. Т. 46. № 2. С. 235-236.
Волков И.А., Волкова B.C. О позднеплейстоценовом озере-море на юге Западно-Сибирской низменности // Четвертичная геология, геоморфология и палеогеография Сибири. Новосибирск: Институт геологии и геофизики СО АН СССР, 1964. С. 109-129.
Волков И.А. Казьмин С.П. Сток вод последнего оледенения севера Евразии // География и природные ресурсы. 2007. № 4. С. 5-10.
Зайонц И.Л., Зилинг Д.Г. Вторая терраса бассейнов нижней и средней Оби // Геология, инженерная геология и гидрогеология. Вып. 8. Барнаул: Изд-во Министерства геологии СССР, 1972. С. 12-27.
ЗарринаЕ.П., Каплянская Ф.А., Краснов И.И., Миханков Ю.М., Тарноградский В.Д. Перигляциальная формация Западно-Сибирской низменности // Материалы по четвертичной геологии и геоморфологии СССР.
Вып. 4. М.: Госгеолтехиздат, 1961. С. 54-104.
Зиновьев Е.Б. Жесткокрылые местонахождения протока Мега // Современное состояние и история животного мира Западно-Сибирской низменности. Свердловск: УрО АН СССР, 1988. С. 119-123.
Зольников И.Д. Кузьмин Я. В. Орлова Л.А. Зенин В.Н. Палеогеографические условия Западно-Сибирской равнины во второй половине верхнего неоплейстоцена (в связи с находками мегафоны и палеолитических памятников) // Человек и пространство в культурах каменного века Евразии. Новосибирск: Изд-во Института археологии и этнографии СО РАН, 2006. С. 65-76.
Каплин П.А., Парунин О.Б., Шлюков А.И., Гракова И.В., Хаит В.З., Федоров Е.В. Радиоуглеродные датировки лабораторий географического факультета МГУ и Института океанологии АН СССР (индекс МГУ-ИОАН) // Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода. 1972. № 39. С. 165-175.
Кривоногое С.К., Бахарева В.А., Ким Ю.В., ОрловаЛ.А., Скабичевская Н.А. Новые данные к стратиграфии и палеогеографии позднего плейстоцена Сургутского Приобья // Геология и геофизика. 1993. Т. 34. № 3. С. 24-37.
Кузьмин Я.В., Зольников И.Д., Орлова Л.А., Зенин В.Н. Палеогеография Западно-Сибирской равнины во время максимума сартанского оледенения (в связи с находками мамонтов и палеолитических памятников) // Доклады РАН. 2004. Т. 398. № 4. С. 542-544.
Левина Т.П. Палинологическая характеристика отложений позднечетвертичной ледниковой эпохи в долине Средней Оби // Стратиграфия и палинология мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск: Наука, 1986. С. 74-99.
Панова Н.К., Смирнов Н.Г., Быкова Г.В. Ископаемый помет полевок как источник палеоэкологической информации // Современное состояние и история животного мира Западно-Сибирской низменности. Свердловск: УрО АН СССР, 1988. С. 65-81.
Смирнов Н.Г., Большаков В.Н., Бородин А.П. Плейстоценовые грызуны севера Западной Сибири. М.: Наука, 1986. 144 с.
Astakhov V. The last glaciation in West Siberia // Sveriges Ge-ologiska Undersôkning Sériés. 1992. No. 81. P. 21-30.
Astakhov V.I. Evidence of Late Pleistocene ice-dammed lakes in West Siberia// Boreas. 2006. V. 35. P. 607-621.
