Х.А. Арсланов, А.С. Лавров, Л.М. Потапенко, Т.В. Тертычная, С.Б. Чернов

НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО ГЕОХРОНОЛОГИИ И ПАЛЕОГЕОГРАФИИ ПОЗДНЕГО ПЛЕЙСТОЦЕНА И РАННЕГО ГОЛОЦЕНА НА СЕВЕРЕ ПЕЧОРСКОЙ НИЗМЕННОСТИ

Скачать *pdf

УДК [551.791+551.794]:061.3(470.46+470.13)

 

Подтверждены имевшиеся ранее и получены новые сведения о палеогеографии средневалдайского мегаинтерстадиала, а также предположительно ранневалдайского времени. Установлено, что граница поздневалдайского ледника располагается южнее, чем это предполагалось ранее, вследствие чего образование в долине Печоры подпрудного озера, относимого ранее к московскому времени, следует связывать с подпруживающим влиянием последнего ледникового покрова. Деградация последнего ледникового покрова в начальную фазу происходила путем образования зон потери сплошности льда в результате активизации глубинных разломов вследствие гляциоизостатических движений. На основании детального изучения террас ЮВ побережья Баренцева моря обосновывается гляциоизостатическое прогибание севера Печорской низменности и последовавших затем поздне-, послеледниковых компенсационных положительных движений, опережавших гляциоэвстатическое повышение уровня океана. Установлены скорости поднятий, замедление их темпов во времени.


 

Результаты комплексных геолого-геоморфологических и геохронологических исследований, проведенных в последние годы, полностью подтвердили полученные ранее [Арсланов и др., 1980 и др.] сведения о палеогеографии средневалдайского мегаинтерстадиала и последовавшего за ним оледенения на северо-востоке Европейской территории СССР.

Новый разрез средневалдайских отложений - Лодма-Щелье описан в 45 км к западу от г. Воркуты в левом борту долины р. Сейды (рис. 1). Здесь под верхней рельефообразующей мореной, представленной толщей серых валунных суглинков мощностью 21 м с характерными гляциодинамическими текстурами и отторженцами, залегают пески и алевриты с прослоем торфа мощностью 0,8 м. Торф плотный, черный, хорошо разложившийся. Возраст его 43 830±1840 лет назад (л.н.) (ЛУ-1766). Эти данные опровергают представление о серых валунных суглинках данного района как о ледово-морских отложениях нижне-среднечетвертичного возраста [Зархидзе, Семенов, 1972; Данилов, 1978; и др.].

Рисунок 1

Два других новых разреза средневалдайских отложений изучены в 18 км к юго-востоку от г. Нарьян-Мар в среднем течении р. Куя (разрезы Куя-1 и Куя-2). Здесь обнаружен аллювий, залегающий непосредственно на морских отложениях бореальной (микулинской) трансгрессии, перекрытый рельефообразующей мореной последнего оледенения. Торфяники старичной фации аллювия имеют радиоуглеродный возраст 30 340±250 л.н. (ЛУ-1690) и 33 860±370 л.н. (ЛУ-1689).

В низовьях Печоры широко развита аллювиально-дельтовая толща, подстилающая рельефообразующую (поздневалдайскую) морену. Фрагменты этой толщи вскрываются в разрезах Мархида, Хонгурей, Саркомбой, Голодная Губа и Вастьянский Конь. В последнем аллювиально-дельтовые отложения перекрывают морские слои поздне-плейстоценовой бореальной трансгрессии, вместе с которыми образуют чешуйчато-надвиговое ядро мощного маргинального моренного вала - морены подледного выдавливания [Лавров, 1981].

Результаты детального геохронологического изучения аллохтонного растительного детрита, многочисленные прослои которого содержатся в аллювиально-дельтовых песках, показали, что его радиоуглеродный возраст колеблется от 36 тыс.л.н. до запредельного: разрез Саркомбой - 36 750±600 (ЛУ-1709), разрез Голодная Губа - 44 090±1160 (ЛУ-676В), разрез Хонгурей - 45 170±1290 (ЛУ-1492), разрез Вастьянский Конь - 42 560±1080 (ЛУ-1489), ≥47 910 (ЛУ-1491), ≥48 040 (ЛУ-1487), ≥48 050 (ЛУ-1484), ≥52 120 (ЛУ-1481), ≥53 690 (ЛУ-372) л.н.

Широкий диапазон дат следует, видимо, объяснять не только переотложением разновозрастного органогенного материала, но и допускать более широкий - от среднего до раннего валдая - возраст вмещающих отложений. До некоторой степени это допущение подтверждается данными разреза Кипиево, где изучен аллювий, имеющий типичное строение, возраст которого, вероятнее всего, ранневалдайский. Этот разрез расположен на правом берегу Печоры в 2 км ниже устья р. Нижний Двойник. Между рельефообразующей поздневалдайской и среднеплейстоценовой (московской) моренами, возраст которых установлен по петрографическому составу содержащихся в них валунов, залегает аллювий, венчающийся старичными торфяниками мощностью до 0,6 м. В его верхней части прослеживается горизонт псевдоморфоз по ледяным клиньям. Часть их сингенетична верхним слоям аллювия, но многие клинья эпигенетичны, так как рассекают прослои торфа. Последний датирован в двух удаленных примерно на 2 км разрезах. Обе даты оказались запредельными: ≥40 200 л.н. (ЛУ-608) и ≥50 510 л.н. (ЛУ-671). Палинологический анализ (Г.Я. Зайцева) также указывает на очень холодную - перигляциальную обстановку времени накопления аллювия. Стратиграфическое положение, палинологические и геохронологические данные позволяют предполагать связь «кипиевского» похолодания и накопления аллювия в районе с. Кипиево с ранне-валдайской ледниковой эпохой или каким-то ее отрезком.

Таким образом, ни покровное оледенение, ни морская трансгрессия в раннем валдае не захватывали этот регион. Здесь в это время закладываются основные поверхностные водотоки (реки), которые, развиваясь в течение всего последовавшего затем средневалдайского мегаинтерстадиала, сформировали разветвленную гидросеть. Аллювий этих рек обнаружен и датирован в многочисленных разрезах на севере Печорской низменности. Низкое гипсометрическое положение средневалдайского аллювия и отсутствие местонахождений синхронных морских отложений делают маловероятным предположение о развитии второй позднеплейстоценовой трансгрессии в период от 47-45 до 28-25 тыс.л.н.

В позднем валдае палеогеографическая обстановка на территории Печорской низменности существенным образом изменилась. Причиной этого послужило образование ледниковых щитов как в горных районах (Новая Земля, Полярный и Северный Урал), так и в пределах акватории Баренцева и Карского морей. Широко известные палеогляциологические реконструкции этого периода [Гросвальд, 1983 и др.] нашли новые подтверждения в результатах проведенного нами изучения состава и количества крупнообломочного материала рельефообразующей морены северной и центральной частей Печорской низменности. Они указывают, что надвигание ледниковых масс в позднем валдае происходило из области Баренцева моря и Новой Земли, с шельфа Карского моря через возвышенности хребта Пай-Хой, а также с гор Полярного и Северного Урала. Территория Печорской низменности была перекрыта сложным по динамике и структуре ледниковым покровом, состоявшим из нескольких потоков, развивавшихся в тесном взаимодействии, но в то же время достаточно обособленных и отложивших морены, весьма индивидуальные по составу крупнообломочного материала.

Новыми данными установлено, что граница максимального продвижения льдов в Печорской низменности (см. рис. 1) располагается южнее, чем предполагалось ранее [Арсланов и др., 1980; и др.]. Она маркирована в современном рельефе Лемьюской возвышенностью - конечноморенной грядой субширотного простирания. К югу от нее в долине средневалдайской Печоры и ее притоков вследствие перекрытия стока на север образовалось подпрудное долинное Печорское озеро. Береговая линия его хорошо прослеживается на абсолютных высотах 145-150 м вплоть до порога стока озерных вод на юг. Сток происходил через понижение Печоро-Вьгчегодского водораздела - Мылвинскую сквозную долину.

Геоморфологическими исследованиями и анализом гипсометрических взаимоотношений разнообразных форм ледникового рельефа с террасами интрагляциальных озер установлено, что деградация последнего ледникового покрова Печорской низменности, как и всего северо-востока Европейской территории СССР, происходила необычным образом, принципиально отличающимся от процесса деградации Скандинавского ледникового щита.

Дегляциация севера Печорской низменности началась с образования сравнительно узкой (до 15-50 км), но протяженной на сотни километров и разветвляющейся к периферии ледника зоны, в пределах которой сплошность льда была утрачена. В плане положение зоны потери сплошности совпадает с современными долинами Печоры, Усы и Ижмы, так как последние заложились вдоль этой зоны. Повсеместно наблюдаемая ярко выраженная асимметрия рельефа днища долины Печоры относительно ее оси позволяет предполагать, что зоны потери сплошности представляли собой систему гигантских трещин в толще ледника. Комплексом геолого-геоморфологических и геофизических исследований установлена тесная пространственная связь зон трещиноватости и потери сплошности ледника с зонами глубинных разломов литосферы, активизированных гляциоизостатическими движениями [Лавров, Самойлюк, 1982; Самойлюк, Лавров, 1986]. Это позволяет полагать, что разрушение ледникового покрова сопровождалось и, возможно, было вызвано процессами, имевшими сейсмическую природу, т.е. землетрясениями. По-видимому, образование зон потери сплошности, расчленивших периферические части ледникового щита, явилось завершающим этапом рассекающей дегляциации, приведшей к распаду позднеплейстоценового Панарктического ледникового покрова [Гросвальд, 1983].

Воды подпрудного Печорского долинного озера трансгрессировали на север в пределы деградирующего ледника. В районе Войских меандр у края ледника, где зона потери сплошности была наиболее узкой, прорыв озерных вод на север носил катастрофический характер. Отложения этого потока отличаются чрезвычайно грубым составом, отсутствием сортировки и хаотичностью слоистости. Севернее потоками озерных вод нередко заливались еще нерастаявшие мореносодержащие слои глетчерного льда. Вследствие этого вдоль зоны потери сплошности возникла система интрагляциальных озер, многие из которых были наледными. На месте их после спуска вод и вытаивания мореносодержащего льда образовался характерный инверсионный рельеф лимнокамовых террас, располагающихся нередко гипсометрически выше прилегающих к ним моренных равнин. Урезы интрагляциальных озер в зоне потери сплошности, несмотря на ее огромную, около 1000 км, протяженность, располагались практически на одном уровне: 80-90 м в современных абсолютных высотах. Подобную выдержанность гипсометрического положения береговых линий можно объяснить лишь тем, что озера составляли единую гидродинамическую систему, опиравшуюся на синхронный уровень океана. Последний был в тот период на 70-80 м ниже современного, и скопление больших объемов поверхностных вод могло осуществляться только в том случае, если вся обширная территория севера Печорской низменности была прогнута вследствие гляциоизостатического погружения под тяжестью ледникового покрова. Очевидно, что современное гипсометрическое положение береговые линии интрагляциальных озер заняли в результате поздне- и послеледниковых компенсационных положительных гляциоизостатических движений, опережавших синхронное им гляциоэвстатическое повышение уровня океана. Из этого следует, что амплитуда гляциоизостатического прогиба составляла 150-170 м, а мощность ледника на севере Печорской низменности можно оценить примерно в 450-700 м, что хорошо согласуется с результатами новейших реконструкций Панарктического ледникового покрова [Гросвальд, 1983].

Около 12,5 тыс. л.н. Печорское долинное озеро было спущено, и вдоль зоны потери сплошности заложились и уже в достаточной степени оформились русла постоянных водотоков (Пра-Печоры и других рек). Торфяник из старичного аллювия Пра-Печоры у д. Денисовка датирован 12360 и 12260 л.н. [Арсланов и др., 1979]. Аналогичные отложения в разрезе Окунево имеют возраст 12 740±160 (ЛУ-516А), 11 840±220 (ЛУ-516В), 12 540±130 (ЛУ-763), 10 780±90 (ЛУ-1117), 10 750±220 (ЛУ-1118), 10 400±100 л.н. (ЛУ-691).

Второй характерной особенностью дегляциации севера Печорской низменности можно считать почти одновременную потерю подвижности ледниковых масс на всей территории, распад ледникового покрова на обширные поля неподвижного, тающего льда.

Свидетельством служат широко развитые в пределах водораздельных пространств холмистые массивы, камовые поля, множество крупных камов и лимнокамов, реже озов. Не меньшую роль играют отложения интрагляциальных озер, образующие в современном рельефе водоразделов плоские, обычно песчаные террасовые поверхности. Но в отличие от террас интрагляциальных озер в зоне потери сплошности террасы водораздельных озер располагаются на самых различных абсолютных высотах (от 40 до 120-140 м) и чаще всего изолированы друг от друга.

Границы водораздельных ледниковых полей, особенно южные, обычно закреплены моренными валами нередко с параллельно-грядовым микрорельефом поверхности. В течение медленной деградации происходили локальные подвижки льда. Они были обусловлены снижением его вязкости в результате климатического прогрева и появления водяной смазки на контакте с ложем. О близких к нулевым температурах придонных слоев льда и верхних, прилегающих к ним слоев пород ледникового ложа свидетельствуют текстуры морены и подморенных отложений в разрезе Вастьянский Конь [Лавров, 1981]. Одним из проявлений и следствий перехода ледяных масс в нестабильное состояние явилась локальная деградационная подвижка льда в районе д. Мархида, носившая характер пульсации. Двенадцать радиоуглеродных датировок остатков древесины и торфа в разрезе Мархида как из озерных отложений, подстилающих верхнюю (локальную) морену - 9990±100 (ЛУ-391), 9950±120 (ЛУ-1061), 9900±110 (МГУ-276), 9810±110 (ЛУ-1067), 9520±140 (МГУ-ИОАН-275), 8840±90 л.н. (ЛУ-392), так и содержащихся в самой морене - 9840±90 (ЛУ-1066), 9380±80 (ЛУ-1062), 9310±60 (ЛУ-552), 9290±90 (ЛУ-644), 9110±60 (ЛУ-554), 8980±40 л.н. (ЛУ-579), указывают, что пульсация произошла около 9 тыс. л.н.

Ледниковые формы рельефа, имеющие в районе Мархиды классическое выражение, очерчивают мархидский пульсационной язык и в высшей степени отчетливо запечатлены на аэрофотоснимках. Активное состояние льда, отложившего локальную морену Мархиды, подтверждается прекрасными гляциодинамическими текстурами захвата подстилающих пород, в том числе и органических остатков - древесных стволов и торфа. В то же время как в расположенном сравнительно недалеко разрезе Танюй, так и в удаленных на весьма значительное расстояние разрезах Хыльчую и Черная (см. рис. 1,2) древесные остатки и линзы торфа, датированные соответственно 10040±70 (ЛУ-1691), 9190±60 (ЛУ-1109), 9520±120 (ЛУ-762), 9520±70 (ЛУ-681), 9400±110 (ЛУ-1120), 9260±120 л.н. (ЛУ-1110), залегают не под мореной с гляциодинамическими текстурами, а под 2,5-3-метровыми толщами валунного суглинка с текстурами, характерными для морены течения - флоу-тилла. Это обстоятельство указывает на то, что 10-9 тыс. л.н. на севере Печорской низменности древесная растительность освоила территории, в пределах которых еще сохранялись значительные массивы нерастаявшего глетчерного льда, покрытого чехлом вытаивающей морены, как это имеет место сейчас на севере Западной Сибири.

Рисунок 2

Нередко остаточные массивы льда препятствовали стоку поверхностных вод, вызывая образование довольно крупных озер. Один из таких массивов, располагавшийся на южном побережье Хайпудырской губы в депрессии нижнего течения современной р. Море-Ю, затруднял сток талых вод, благодаря чему восточнее на месте среднего течения современной р. Море-Ю образовалось обширное пресноводное озеро. Его отложения, вскрытые в разрезе Море-Ю (см. рис. 1), рассматривающемся антигляциалистами как один из стратотипов роговской свиты [Зархидзе, Семенов, 1972], содержат прослои торфа с остатками белоствольной березы, датированные 9190±+60 (ЛУ-684), 8840±70 (ЛУ-657), 8060±60 л.н. (ЛУ-656). Спуск озера и образование р. Море-Ю произошло, таким образом, не ранее 8 тыс. л.н.

Существование гляциоизостатического прогиба севера Печорской низменности под тяжестью ледникового покрова показало тщательное изучение террас южного побережья Баренцева моря. Наиболее высокая терраса с абсолютными высотами тылового шва 70-80 м развита фрагментарно лишь в депрессиях, глубоко вдающихся к югу от современного берега Баренцева моря в пределы высоких водораздельных пространств. Непосредственно вдоль побережья почти непрерывно прослеживается более низкая терраса, имеющая высоту в тыловых частях порядка 15-17 м. Поверхность террасы плавно понижается к морю до 4-5 м, не образуя даже слабо выраженных уступов. Терраса сложена песками, обычно весьма тонкими, однородными, но местами с прослоями, обогащенными грубообломочным материалом. В 0,5-3 м от кровли в песках постоянно встречаются прослои погребенного торфа мощностью 0,05-0,2 м. Они прослеживаются в ряде разрезов вдоль всего побережья на расстоянии около 800 км и везде занимают совершенно идентичное стратиграфическое положение, что делает их надежным маркирующим горизонтом (см. рис. 2). Возраст торфа из погребенных прослоев колеблется от 10,5 до 8,9 тыс. л.н. На поверхности террасы почти повсеместно развиты торфяники, не перекрытые отложениями террасы. Возраст их базальных слоев, установленный серией радиоуглеродных датировок, в основном не превышает 8,6 тыс. л.н. и лишь в повышенных тыловых частях террасы составляет 9270±80 (ЛУ-779), 9360±120 л.н. (ЛУ-1792) - разрез Сенгейский и 9610±80 л.н. (ЛУ-1704) - разрез Горносталья-12 (см. рис. 2).

Сопоставление результатов радиоуглеродного датирования с гипсометрическим положением погребенных и поверхностных торфяников позволяет сделать вывод,- что в интервале 10,5-8,9 тыс. л.н. поверхность террасы вышла из-под уровня водного бассейна. Непродолжительное осушение территории именно в это время подтверждается результатами радиоуглеродного датирования аллювиальных отложений р. Пра-Танюй, которая протекала на месте современного оз. Голодная Губа. В разрезе Лагерное (см. рис. 2) древесина из русловых и торф из старичных отложений имеют возраст соответственно 9280±100 (ЛУ-1691) и 9440±100 л.н. (ЛУ-1692). Они залегают на высоте 2,5-5 м над уровнем моря, подтверждая тем самым его регрессию в период 9,4-9,2 тыс. л.н. Во время с 8,9-8,7 тыс. л.н. поверхность приморской террасы была вновь затоплена, но уже не полностью (исключая тыловые части). Это подтверждается непрерывностью развития поверхностных торфяников тыловых частей террасы и водоразделов, даже низких, которое началось 10-9,5 тыс. л.н. (см. рис. 2) и продолжалось в период последней кратковременной трансгрессии моря, затопившей основную, относительно низкую часть приморской террасы.

Примерно 8,7 тыс. л.н. произошло окончательное осушение поверхности террасы - регрессия сформировавшего ее бассейна. Этот бассейн, судя по его размерам, уже был юго-восточной частью возрождающегося после оледенения Баренцева моря.

К моменту полной регрессии, окончательно осушившей поверхность приморской террасы (8,7 тыс. л.н.), уровень океана располагался примерно на 40 м ниже современного. Из этого следует, что за истекшие с того времени 8,7 тыс. лет прибрежная полоса Печорской низменности поднялась (учитывая современные абсолютные высоты, на которых залегают поверхностные торфяники с базальным горизонтом не древнее 8,6 тыс. л.н.) примерно на 50-55 м. Возраст органогенных отложений маршевой террасы юго-восточного побережья Баренцева моря (разрез Мыс Горелка - см. рис. 2) составляет 2960±140 л.н. (ЛУ-1494). Эта дата устанавливает время окончания гляциоизостатического поднятия побережья. Таким образом, оно продолжалось после осушения поверхности приморской террасы только в интервале 8,7-3 тыс. лет. Скорость поднятия составила около 1 м в столетие, что соответствует современной скорости поднятия берегов Ботнического залива. За период с 13 до 8,7 тыс. л.н. территория поднялась на 130-140 м, а средняя скорость -3,1 м в столетие. Столь высокие скорости поднятия, ярко выраженное замедление их темпов во времени, приуроченность к области последнего оледенения и ко времени деградации не оставляют сомнений в гляциоизостатической природе этого явления.

 

ЛИТЕРАТУРА

Арсланов Х.А., Лавров А.С., Никифорова Л.Д. и др. О палеогеографии и геохронологии позднеледниковья на севере Печорской низменности // Вестн. ЛГУ. 1975. №12. С. 72-79.

Арсланов Х.А., Лавров А.С., Лядов В.В. и др. Радиоуглеродная геохронология и палеогеография средневалдайского интервала и последнего ледникового покрова на северо-востоке Русской равнины // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1980. С. 68-81.

Гросвалъд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Наука, 1983. 216 с.

Данилов И.Д. Плейстоцен морских субарктических равнин. М.: Изд-во МГУ, 1978. 198 с.

Зархидзе B.C., Семенов И.Н. Роговская и нерцетская свиты северных и северо-западных районов Тимано-Уральской области // Вопросы стратиграфии и корреляции плиоценовых и плейстоценовых отложений северной и южной частей Предуралья. Уфа: БФАН СССР, 1972. Вып. 1. С. 67-77.

Лавров А.С. Субгляциальные компрессионные морены Баренцевоморского ледникового щита // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 1981. №51. С. 51-60.

Самойлюк Л.А., Лавров А.С. Отражение разломов в гляцигенном рельефе на севере Западной Сибири // Экспресс-информация; Общая и региональная геология, геологическое картирование. М.: ВИНИТИ, 1986. №1. С. 1-9.

Лавров А.С., Самойлюк Л.А. Поздне-плейстоценовые гляциоизостатические движения севера Русской равнины и Западно-Сибирской низменности // Неотектоника и современная динамика литосферы. Таллин: ИГ АН ЭССР. 1982. С. 131-135.

 

 

 

Ссылка на статью:

Арсланов Х.А., Лавров А.С., Потапенко Л.М., Тертычная Т.В., Чернов С.Б. Новые данные по геохронологии и палеогеографии позднего плейстоцена и раннего голоцена на севере Печорской низменности // Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М.: Наука, 1987. С. 101-111.

 



 



eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz