Тукулани: піщані пустелі Якутії

Широкі параболічні дюни найбільшого тукулану Махатта в басейні р. Вілюй. Тут і далі фото А.А. Галаніна

Про авторів

Знаєш, чому хороша пустеля? Десь у ній ховаються батьки.

Антуан де Сент-Екзюпері

Навіть на дрібномасштабних космічних знімках Центральної Якутії неважко помітити світлі плями серед смарагдово-зелених озерно-болотних просторів, вкритих листяничним редколіссям. Це тукулани — великі масиви майорих пісків, що нагадують пустелі і утворилися там, де їм, здавалося б, зовсім не місце. Білосніжні дюни виглядають значними географічними аномаліями. Їхня ландшафтна структура дивовижно різноманітна. Тут можна зустріти серповидні і списевидні дюни, котловини видування, еолово-біогенні бугри і гриви, впорядковані ланцюжки серповидних понижень з невеликими озерами і миртовими болотами, звивисті сухі ложбини, зайняті рідкісними лісами з сосни і берези.

Феномен тукуланів давно привертає увагу дослідників [1]. Вже відомо, що піщані дюни — специфічні релікти холодної арктичної криопустині, що займала великі простори Центральної Якутії відносно недавно — всього 15-20 тис. років тому. Однак багато в чому ці незвичайні утворення все ж продовжують залишатися terra incognita.

Параболічні дюни Кисил-Сирського тукулану на правобережжі р. Вілюй

У обривах великих річок — Олени, Вілюя, Лінді та Синьої — зустрічаються розрізи, в яких зображена дивовижна історія формування тукуланів. Так, на правому березі р. Вілюй, в 30 км нижче сел. Лисил-Сир (63 ° 54 — с. ш., 123 ° 16 ст. д.), розташований розріз потужністю до 25-30 м, що розкриває будову однойменного тукулану. Це яскравий приклад кріогенно-еолових утворень басейну нижньої течії Вілюя. Площа Лисил-Сирського тукулану становить 48 км2, а протяжність природного оголення сягає 2,5 км. Нам вдалося дослідити цей розріз і спробувати розшифрувати кілька сторінок недавньої історії розвитку навколишніх ландшафтів. Наші палеогеографічні реконструкції базуються на результатах радіовуглецевого [2, 3], спорово-пилкового [4, 5] і кріофаціального аналізів, а також на даних про склад похованих торфовищ. Виділені основні стадії формування Лисил-Сирського тукулану та етапи розвитку рослинності в долині нижньої течії р. Вілюй.

Природне оголення пізньочетвертичних кріогенно-еолових відкладень і виходи підземних джерел у береговому обриві р. Вілюй (Кисил-Сирський тукулан)

Каргінське міжльодовикове

У підставі розрізу лежить пачка алювіальних відкладень. У ній чергуються прошарки гравію і дрібної гальки, а також косослоїсті піски і супесі. Все це — фації, що сформувалися в руслі Палеовілюя. У розрізі алювіальної пачки оголюються темні отвори, з яких почастішають ґрунтові води міжмерзлотних таліків. З таких зон розвантаження сформовані горизонтальні яруси.

Косослоїстий русловий алювій в нижній частині розрізу Кисил-Сирського тукулану. Ці відкладення накопичувалися в руслі Палеовілюя

Час формування алювіальних відкладень нижньої частини розрізу Лисил-Сирського тукулану відноситься до кінця передостаннього міжльодовика, іменованого в Сибіру каргінським термохроном і що тривав в інтервалі 65-28 тис. років тому. У його початковий період клімат був значно м’якшим, ніж у попередній зирянський кріохрон. Однак вважається, що в той час було все ж холодніше і суші, ніж сьогодні. Розпочата близько 100 тис. років тому остання льодовикова епоха не закінчилася, а лише взяла невеликий перепочинок. У горах Західного Верхоянья площа льодовиків дещо скоротилася, а на поверхні Приленської рівнини залишилися великі пояси морен.

Під час каргінського термохрону загальний обсяг материкового оледеніння значно перевищував сучасний, тому рівень моря був нижчим, ніж сьогодні, приблизно на 20-30 м [6]. Це призводило до врізання річок і формування заплавок, які виявилися тепер нижче урізу Вілюя.

Криолітологічний розріз першої надприродної тераси правобережжя р. Вілюй. Умовні позначення. Літологія (1-12): 1 — дрібна галька, 2 — дрібний гравій, 3 — середній пісок, 4 — дрібний пісок і супесь, 5 — іл і суглинок, 6 — супесь з тонкими (1 мм) ритмічними прошарками суглинка, 7 — гумус з домішкою піску (а) і пісок з домішкою гумусу (б), 8 — тонкі прошарки і лінзи алохтонного рослинного детриту, 9 — чагарничковий(а) і трав’янистий (б) торф, 10 — живі (а) і відмерлі(б) вертикально поховані стебли і куртини злаків, 11 — живі(а) і копалини (б — вертикально захоронені, в — горизонтально захоронені) дерева, 12 — вугілля і фрагменти скам’янілої деревини крейдового віку. Гранулометрія (13-18): 13 — важкий суглинок і глина (< 0,01 мм), 14 — супесь із суглинком інтенсивно оглеєні (< 0,1 мм), 15 — дрібний пісок (0,1-0,25 мм), 16 — середній пісок (0,25-0,5 мм), 17 — великий пісок (0,5-1 мм), 18 — гравій, дрібна галька. Текстури флювіальні сингенетичні (19-21): 19 — горизонтальна, 20 — лінзовидна, 21 — косослоїста. Текстури еолові (22, 23): 22 — полога перехресно-шара (параболічних дюн) з варіацією товщини елементарних шарів від 1 мм до 30 см, 23 — круто похила перехресно-шаровиста (накидних дюн і барханів). Постлітогенні інволюції та кріотурбація (24-26): 24 — хвиляста, 25 — плойчаста, 26 — діапірова. Розподіл льоду (27): а — тонкі лінзи та шліри сублімаційних льодів, б — вертикальні крижані жили полігонального типу, в — мерзлі ґрунтові (суглиністо-гумусові) жили. Кріотекстури цементуючого льоду (28): а — масивна, б — дрібноосередкова, в — гніздоподібна сублімаційна, г — контактна сублімаційна. Інші елементи: 29 — структурні та седиментаційні незгоди, поверхні інтенсивної дефляції, 30 — сухо-мерзлі син- та епігенетичні жили: а — заповнені відбіленим кварцевим піском, б — інтенсивно голезенні (зони фільтрації відмерлих міжмерзлотних таліків), 31 — ділянки виходу самовиливних міжмерзлотних таліків, 32 — точки визначення абсолютного віку радіовуглецевим (а) і оптико-люмінесцентним (б) методами

Низька циклонічна активність протягом каргінського термохрону сприяла збереженню відносно сухого клімату. Територія сучасної Центральної Якутії була зайнята в основному світлохвійною листяничною тайгою. Багато дослідників вважають, що в каргінський час тут переважали відносно сухі листянично-чагарникові редколісся з домішкою берези білої, а також різні варіанти чагарникових тундр, збіднених степів (тундростіпів) і лугів [6]. На більш сухих ділянках — вододілах і бровках терас — зустрічалися зарості кедрового стланика і соснові гай. З чагарничків домінували плаунки, верескокольорові та ін. Ймовірно, що в заплавних ландшафтах Вілюя крім типових івняково-вільховникових асоціацій і лугів десь зберігалися острівці ялинових лісів.

Горизонтально-слоїстий плесовий алювій з епігенетичними гирлами виходів міжмерзлотних вод

Покрівлю алювіальної пачки на висоті близько 88-87 м над ур. м. вінчає горизонт тонкошарових темно-сизих заплавних суглинків. Похмура фація абсолютно не містить деревних залишків. Відкладення являють собою тонкошаркуватий сапропель з тонкими пропластками рослинного детриту — листя, трави, тонких гілочок чагарничків. Все це накопичувалося в кінці каргінського термохрона, а саме під час конощільського похолодання [7], після якого почалася остання фаза плейстоценового оледеніння — сартанський кріохрон. Характер запеклих відкладень говорить нам про те, що рослинний покрив навколишніх територій у той час був відносно бідним.

Заплавний алювій — темно-сизі горизонтально-слоїсті суглинки з піщаними жилами і кріотурбаціями

Незважаючи на те що в спорово-пилкових спектрах пізньокаргінських відкладень Лисил-Сирського розрізу відмічено деяку кількість пилку ялини, сосни та інших бореальних видів, тут все-таки домінують види сухолюбних степових спільнот — полині, злаки, осокові, а також елементи сухих чагарничкових тундр — плаунок сибірський, сухарникова березіва, хаба. Зазначимо, що перераховані таксони погано сумісні між собою і відносяться до різних біогеографічних зон. Наприклад, присутність пилку ялини вказує на помірно вологу темнохвійну бореальну тайгу, а плаунка сибірського — на суху гіпоарктичну тундру. Тому при інтерпретації спорово-пилкових спектрів, особливо з алювіальних відкладень, вкрай важливо враховувати можливість перевідкладення пилку деревної рослинності з більш давніх опадів теплих епох.

Сартанське оледеніння

Каргінські відкладення (заплавна фація) мають масивну кріотекстуру і містять до 30% льоду-цементу. Їхня верхня частина — покрівля — інтенсивно деформована процесами кріотурбації. Пласт сизих заплавних суглинків, який спочатку залягав субгоризонтально, розбитий короткими вертикальними тріщинами, що утворюють добре знайому всім мерзлотоведам полігональну решітку.

Багатьом жителям Якутії відомо, що деформації ґрунту і формування полігонів з вертикальними крижаними жилами пов’язане з сезонним промерзанням і відстоюванням ґрунту. Тріщини, що розкриваються на поверхні заплави взимку, у весняно-літній період заповнюються сніговими, паводковими, дощовими або надмерзлотними водами, які, замерзаючи, перетворюються на крижані клини. Однак полігональні тріщини стародавнього заплавного горизонту Кисил-Сирського розрізу заповнені не крижаними клинями, а сухим добре відвіяним крупнозернистим піском з охристими розлученнями. Виникають питання: звідки брався сухий пісок, чому тріщини промерзаючої палеопойми не заповнилися водою і куди дівалися всі ці перераховані вище води? Все-таки заплава — один з найбільш низьких елементів рельєфу долини, а періодичне затоплення — основний процес її формування. Справа в тому, що Вілюй, як і багато інших річки Центральної Якутії, відноситься до транзитного типу, він практично не має харчування в зимовий період. І навіть влітку, під час межені, рівень падає так низько, що відкриваються ділянки русла. Близько 28 тис. років тому, з початком останнього пізньоплейстоцінового похолодання, клімат з кожним роком ставав все більш сухим і холодним. До літньої межі Палеовілюй практично пересихав, оголюючи маси руслових пісків. У зимовий період снігу випадало все менше, до того ж він швидко випаровувався на сильному морозі *. Рослинний покрив також ставав все більш мізерним. Поступово зникали деревні і чагарникові види, ґрунтовний покрив посушувався і місцями редукувався. Вітри, що вільно гуляють долинами, майоріли наноси зневоднених русел річок. Береги покривалися шаром піску і пилу. Пляжі і коси перетворювалися на прируслові дюни і блокували стік дрібних водотоків. Це призводило до місцевих затоплень, утворення внутрішніх дельт і озерно-болотних котловин, навколо яких зберігалися острівці чахлої листяничної лісотундри. З пониженням кількості опадів все менш помітними ставали весняно-літні водопілля. Настав момент, коли чергове водопілля вже не досягло рівня заплави. Вона перетворилася на низьку, покриту полігональними ґратами поверхню. Алювіальне накопичення опадів тут повністю припинилося. Почали панувати кріогенні та еолові процеси.

Всі ці зміни прекрасно видно в розрізі Лисил-Сирського тукулану: каргінський заплавний горизонт змінюється товщею еолових відкладень, яка досягає потужності 20 м. Це і є опади найбільш холодної епохи плейстоцену — сартанського кріохрону.

Глобальний термічний мінімум

У міру зачистки і випробування розрізу тукулану, рухаючись по ньому знизу вгору, ми нарешті наблизилися до найбільш суворого етапу історії всієї четвертичної епохи — глобального термічного мінімуму, що настав в середині сартанського кріохрону, в інтервалі 20-18 тис. років тому. Оптико-люмінесцентне датування ^* * 18 ­ 1,4 тис. років тому, отримана в нижній частині еолової пачки, якраз відноситься до цього піку похолодання.

Про сухі і холодні кліматичні умови тієї епохи свідчить полога перехресна слоїстість пісків. Вона вказує на динаміку еолових процесів — чергування дефляції з акумуляцією. Пухке складання і висока пористість опадів говорять про повітряне осадження частинок, а вкрай низька крижистість (вологість) і практично повна відсутність рослинних залишків — про умови холодної кріопустині.

Дюнні піски з мікрополосчастою пологою шаркостістю. Тонкі козирки — результат виборчої денудації піщаних порід

Тут необхідно зупинитися на характері крижистості дюнних пісків. За цим показником вони кардинальним чином відрізняються від інших типів багаторічних тонкодисперсних відкладень. Вміст будь-якої вологи в дюнах вкрай мало, за винятком нижніх шарів, які служили зонами інфільтрації підземних вод. У них лід-цемент нерідко займає весь порівний простір між частинками, формуючи так звану масивну кріотекстуру. У власне еолових перехресно-слоїстих пісках вміст льоду не перевищує 5%, причому розподілений він нерівномірно. Загалом у цьому фаціальному різновиді переважає контактна кріотекстура — сформована при конденсації і замерзанні переохолодженого водяного пари. Випаровування і конденсацію, які проходять, минаючи рідку фазу, іноді називають сублімацією. Окремі частинки піску в дюнних відкладеннях лише злегка приморожені один до одного ребрами і вершинами, при цьому весь поровий простір вільний від льоду. Цей тип кріотекстури називають контактною сублімаційною.

Ще один специфічний тип розподілу епігенетичного (вторинного) льоду часто зустрічається в перехресно-слоїстих дюнних пісках. Це так звана тонкошльова кріотекстура. Вторинний лід, що має також сублімаційне походження, утворює в рихлому переохолодженому піску з негативними температурами тонкі горизонтальні прошарки і плівки товщиною не більше 0,5 мм. Відстань між сусідніми прошарками від декількох міліметрів до 5-10 см. При прокладанні шурфу в таких відкладеннях лопата легко з кришталем розрізає плівки льоду, а сухий пісок висипається з стінки. Створюється структура, що нагадує торт «Наполеон».

Сублімаційні кріотекстури — хороша ознака, що вказує на формування піщаних відкладень в екстрааридних умовах при вкрай низькому зволоженні.

Усередині піщаних пластів видно тонку мікрослоїстість, що відображає внутрішньорічну (сезонну) ритмічність еолового осадконакоплення. Шаркостість утворена чергуванням літніх субпараллельних прошарків відбіленого кварцевого піску товщиною 2-3 см і зимових більш тонких (1-2 мм) шарів охристої супесі з невеликою кількістю темного пилу. Ця мікрослоїстість надає опадам специфічний смугастий вигляд, що дозволяє однозначно відрізняти їх від усіх інших типів супесчаних відкладень регіону. Зимові супесчано-суглиністі шари слабо зцементовані гідроокислами заліза порівняно з відбіленими літніми, тому в берегових обривах, що руйнуються природним шляхом під впливом вітру та гравітації, відбувається виборча денудація, виникає специфічна мікроступінчастість, з’являються тонкі козирки.

Загалом еолові пачки відкладень у розрізі відрізняються світлим кольором, а також наявністю охристих горизонтів, що свідчить про окислювальні умови накопичення — хорошої аерації і високої сухості. У вологих же відновлювальних обстановках, навпаки, залізо рухливо: воно переходить у закисну двовалентну форму, мігрує з ґрунтовними розчинами і надходить у заболочені пониження, де накопичується у вигляді сизого глієвого горизонту.

Ще одна характерна ознака давніх еолових відкладень — вузькі вертикальні тріщини шириною до 10-15 см і довжиною до декількох метрів, заповнені сухим відбіленим кварцевим піском. Вони нагадують мікророзриви і мають виразні ознаки вертикальних зміщень. Крім того, окремі тріщини гілляються, різко змінюють напрямок. На поверхні деяких котловин видування тріщинна структура відпрепарована вітром. Складовий тріщини матеріал стійкий до дефляції і морфологічно схожий з вулканічними мікродайками. Вітальні тріщини не організовані в полігони, а вкрай низька крижистість і висока пористість відкладень не дозволяють пов’язати утворення тріщин виключно з мерзлотним пученням і полігоноутворенням. Тому генезис піщаних жив залишається поки неясним. Ймовірно, він може бути пов’язаний з деформаціями піщаного масиву в результаті його гравітаційного ущільнення і садіння або ж з глибинною суффозією.

Під час польових робіт у червні 2014 р., перебуваючи за декілька сотень метрів від Кисил-Сирського тукулану, ми неодноразово чули потужні, як гарматний постріл, звуки. Можна було припустити, що руйнувалися великі маси ґрунту. Однак пошуки передбачуваних місць обвалення не увінчалися успіхом: ніяких ознак великих обвалів ми не виявили. Можливо, причиною специфічних звуків стало саме формування нових тріщин всередині тукулану.

Мікророзриви і піщані жили в кріогенно-еолових відкладеннях тукуланів: а — епігенетичні деформації і піщані жили в дюнних пісках, б — відпрепаровані жили на поверхні котловини видування, в — мікророзрив з горизонтальним зміщенням, що розсікає вертикальну піщану жилу, г — епігенетична жила, заповнена великим піском з домішкою дрібного гравію і ознаками гололезіння (товщина жили 0,5 м, глибина 8 м)

Деякі дослідники вважають, що під час глобального термічного мінімуму зимові температури в найбільш континентальних районах Північної Азії могли опускатися нижче — 100 ° С. У таких умовах атмосферне повітря стає майже абсолютно сухим, відбувається зневоднення земної поверхні шляхом прямої сублімації внутрішньоподаної вологи і льодів. Це призвело до практично повного зникнення деревної рослинності на території Центральної Якутії і поширення тут криостепів і кам’янистих напівпустель.

В результаті катастрофічного зниження кількості опадів навіть великі річки часто повністю пересихали. На обдуваних вітром вододілах ґрунтовно-рослинний покрив місцями зовсім редукувався, активна дефляція призводила до виносу дрібнозему і формування кам’янистих пустель з вітрогранниками — специфічними три- і чотиригранними каменями з асиметрично відшліфованими поверхнями. На річкових терасах виникали великі дюнні масиви, що рухалися в південно-східному напрямку.

Проте навіть під час глобального термічного мінімуму ландшафти не були абсолютно пустельними і безжиттєвими. Рух піщаних дюн призводив до часткового блокування стоку і руйнування дрібнодолинної дренажної мережі. Формувалося безліч безстічних котловин і внутрішніх дельт з невеликими озерами, де акумулювався влекомая вітром пил. Тут накопичувалися специфічні льодово-лісові відкладення, що служили хорошим водоупором і акумулятором підземних льодів. В озерно-болотних котловинах флора регіону перечікувала глобальне похолодання, організовуючись у вигляді мозаїчного поєднання лісотундрових, лугових і кріостепних спільнот.

Закінчення льодовикової епохи

Чергування похованих дернових горизонтів та еолових пісків

У покрівлі сартанської частини розрізу Кисил-Сирського тукулану — еолової пачки мікрополосчастих супесів — помітні зміни, що свідчать про поступове пом’якшення клімату. Тут починають попадатися поодинокі вертикальні корінці і тонкі прошарки (1-2 мм) дерну. Вони чергуються з шарами чистого добре відвіяного кварцевого піску. Це свідчить про зниження активності еолових процесів і про можливість короткочасного закріплення дюн трав’янистою рослинністю.

У самій верхній частині еолових відкладень цього віку ми спостерігаємо різку зміну обстановки осадконакоплення по всій площі тукулану, що відображає вже не зміну місцевих умов, а глобальний кліматичний перехід, що трапився на рубежі пізнього плейстоцену і голоцену, близько 12,5 тис. років тому.

Кліматичний оптимум голоцену

Особливо цінною знахідкою в дослідженому оголенні став похований під сучасними пісками торфовище лінзовидної форми, потужність якого місцями досягає 2 м. Органічний матеріал торфовища має світло-бурий колір, а складова його рослинність відрізняється дуже хорошою збереженістю. Торф розшаровується на горизонтальні пласти, що складаються з різних видів рослин. Багато з них були визначені в лабораторії геоботаники Біолого-грунтового інституту ДВО РАН. Крім того, отримано абсолютний вік кожного пласта торфу і виконано спорово-пилковий аналіз. Отримані результати дозволяють впевнено реконструювати події, що відбувалися в межах Лисил-Сирського тукулану в інтервалі від 10 до 3,5 тис. років тому — а саме такий вік був встановлений для нижньої і верхньої частин торфовища відповідно.

Голоценовий торфовище, розкритий канавою в дюнних відкладеннях Кисил-Сирського тукулану

Отже, близько 12,5 тис. років тому еолові процеси поступово загасають, а вихолмлена поверхня дюнного масиву починає закріплюватися куртинами полину, чабрецю, гірців і деяких видів злаків. Спочатку заростали знижені ділянки — к