Justification of the Age of Sands with Middle and Late Quaternary Theriofaunal Complexes in the Lower Ob’ River Near the Village Khashgort (North-Western Siberia)

Cover Page

Cite item

Full Text

Abstract

For more than half a century, the question remained unresolved why the closely spaced sequences of fluvial sands overlying Middle Pleistocene diamicton in the lower reaches of the Ob’ River near the village Khashgort contain micromammal faunas of different evolutionary levels. The sequences 430 and 430a at kilometer 430 from the Ob’ River mouth yielded Late Quaternary faunas and the sequence Khashgort (= Bolshaya Ob’ 440 km) at kilometer 442 from the Ob’ River mouth yielded Middle Quaternary faunas. This contradicted generally accepted ideas, according to which the absence of Middle Quaternary alluvium was assumed in this area and called into question either geological or paleontological interpretations of the Pleistocene history of north of Western Siberia. This paper proposes a comparison between two geological sections using both geological and paleontological methods and suggests an updated biostratrigraphic interpretation of the materials relevant to the Karginian and Tazovian horizons of Western Siberia collected in 1980s and 2016–2022. It is established that the Late Quaternary assemblage of micromammals from the sections at kilometer 430 of the Ob’ River is confined to alluvium of the 2nd terrace above the river floodplain. In the locality Khashgort (Bolshaya Ob’ 440 km) at kilometer 442 of the Ob’ River, the micromammal assemblage is associated with fluvioglacial sands showing the signs of close redeposition of paleontological materials with the outliers comprised in the Middle Quaternary Khashgort aleuropelites bearing boulders and sands. Thus, the study makes it possible to harmonize the geological and paleontological data that were in conflict for more than half a century.

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Четвертичные комплексы териофауны являются традиционными объектами биостратиграфических, биохронологических и палеоэкологических исследований (Агаджанян, 1979, 2009; Зажигин, 1980; Смирнов, 1994; van Kolfschoten, 1995; Вангенгейм и др., 2001; Hernández Fernández, 2001; Тесаков, 2004; Maul, Markova, 2007; Эволюция…, 2008 и др.), а эволюционные характеристики широко распространенных руководящих форм мелких млекопитающих служат корреляционными сигналами при сопоставлении стратиграфических подразделений различного ранга. В ходе анализа материалов из отложений флювиального генезиса важнейшим моментом при решении задач региональных и межрегиональных сопоставлений является определение степени переотложения остеологического материала как для оценки валидности самого фаунистического комплекса в целом, так и при использовании морфологических характеристик отдельных таксонов как показателей эволюционного уровня фаун и относительного возраста вмещающих отложений. Для территории севера Западно-Сибирской равнины на протяжении десятилетий нерешенным оставался вопрос — почему в “мусорных” песках над мореной около поселка Хашгорт на правобережье Большой Оби (рис. 1), которые традиционно относили к верхнечетвертичным образованиям (Архипов, 1997), находится как позднечетвертичная (430 км от устья Оби), так и среднечетвертичная териофауна (442 км от устья Оби) (Смирнов и др., 1986; Бородин, Косинцев, 2001). Здесь и далее километраж дается по речной лоции-карте. Под “мусорными” в данном случае понимаются косослойчатые либо перекрестно- или мульдовидно-слоистые пески, в которых содержатся гравийной размерности окатыши алевропелитов и пескоалевропелитов, а также гравий литифицированных пород. Кроме хашгортских местонахождений на Большой Оби известны также сборы териофауны на левом берегу ее правого притока — р. Пельях-Юган (в другой транскрипции Пельот-Юган), где из аллювиальных песков террасы, сниженной до 4 м от бровки бечевника (под бечевником понимается пологий берег у основания обрывов, заливаемый во время весеннего паводка), получен позднеплейстоценовый комплекс териофауны, а также около поселка Казым-Мыс, где из песков в основании яра высотой более 25 м (рис. 1) получен среднечетвертичный комплекс териофауны, возраст которого определяется палеонтологическим методом как вторая половина среднего плейстоцена.

 

Рис. 1. Район исследований

1 — местонахождения геологических разрезов (№ 1 — 430 км; № 2 — 442 км); 2 — населенные пункты; 3 — гидросеть

 

Стратиграфическая диагностика отложений, вскрываемых в обрывах правобережья нижней Оби, осложняется тем, что гипсометрические отметки дневной поверхности здесь фактически не коррелируют с типом геологического разреза отложений (Зольников и др., 2021). В обнажениях района зафиксирована очень контрастная литологическая изменчивость отложений как по вертикали, так и по горизонтали, в результате которой могут принципиально различаться по геологическому строению расчистки в береговых обрывах на расстоянии всего лишь нескольких десятков метров друг от друга. По всей вероятности, именно этими затруднениями обусловлена проблема в определении геолого-геоморфологической позиции и пространственных взаимоотношений стратифицированных местонахождений фауны мелких млекопитающих. Если эволюционный уровень полевок из местонахождений фауны 430 км соответствует второй половине позднего неоплейстоцена и не противоречит ни геоморфологическим характеристикам береговых обнажений, ни положению в разрезе костеносных слоев, ни радиоуглеродным датам (Смирнов и др., 1986; Материалы…, 1994), то среднеплейстоценовый уровень хашгортской фауны явно входит в противоречие с официальными представлениями о поздненеоплейстоценовом возрасте отложений, вскрывающихся в береговых обнажениях нижней Оби (Архипов, 1997; Астахов, 2006, 2009 и др.). Недавно получены новые комплексные данные по местонахождению Хашгорт–Большая Обь 440 км (Borodin et al., 2023), что позволяет дать характеристику не только териофауне, но и залегающим совместно с ней комплексам насекомых и растений (по данным анализа макроостатков).

Цель данной работы — охарактеризовать геологический контекст обобщенных палеонтологических данных, полученных в разные годы на ключевых обнажениях около пос. Хашгорт у 430 км и 442 км от устья Оби, и представить их биостратиграфическую интерпретацию.

СТРАТИГРАФИЯ РАЙОНА

Прежде всего охарактеризуем стратиграфию района (табл. 1). Согласно официально утвержденной стратиграфической схеме (Унифицированная…, 2000), на территории Западной Сибири в состав верхнего неоплейстоцена входят четыре горизонта палеоклиматического обоснования: казанцевский межледниковый (130–100 тыс. лет назад), ермаковский (раннезырянский) ледниковый (100–50 тыс. лет назад), каргинский межледниковый (50–25 тыс. лет назад), сартанский (позднезырянский) ледниковый (25–11 тыс. лет назад). Интересующий нас район охватывает участок вдоль правобережья р. Большая Обь от устья р. Казым до слияния рек Большая и Малая Обь (рис. 1). Для низовьев р. Обь региональная стратиграфическая схема была детализирована в конце ХХ в. С.А. Архиповым (1997), который выделил внутри каргинского горизонта три подгоризонта: нижнекаргинский, представленный харсоимским маринием и золотомысским аллювием, верхнекаргинский, представленный аллювием и палеопочвами, а также разделяющий их среднекаргинский с возрастом 33–30 тыс. лет, представленный лохподгортской мореной и казыммысским лимногляциалом. Для ермаковского горизонта С.А. Архиповым было также предложено трехчленное деление на нижнюю кормужихантскую морену, верхнюю хашгортскую морену и разделяющие их богдашкинские слои возрастом 80–65 тыс. лет. Непосредственно на правобережье р. Большая Обь геологический разрез начинается с хашгортской морены и надстраивается золотомысским аллювием, который, в свою очередь, перекрывается казыммысским лимногляциалом. В эти отложения врезаны низкие надпойменные террасы и пойма, а на водоразделе аллювий замещается субаэральным покровом.

 

Таблица 1. Стратиграфические схемы четвертичных отложений района

Ступени стратиграфической шкалы РФ (Постановления…, 2008)

Региональная схема Западно-Сибирской равнины (Унифицированная…, 2000)

Архипов, 1997

Зольников и др., 2022

III4

Сартанская морена

Сартанская морена (несколько стадий) и низкие террасы

Субаэральный покров

III3

Каргинский мариний

Верхнекаргинский аллювий

Лохподгорская морена

Золотомысский аллювий

Лохподгорский субаэрал

Кушеватский аллювий

III2

Ермаковская морена

Хашгортская морена

Богдашкинские слои

Кормужихантская морена

Казыммыский лимногляциал

III1

Казанцевский мариний

Казанцевский мариний

Золотомысский и шурышкарский аллювий

II4

Тазовская морена

Тазовская морена

Хашгортский гляциокомплекс

II3

Ширтинский аллювий

Ширтинский аллювий

Питлярские пески

 

Впоследствии при реализации международных проектов PECHORA и QUEEN было получено большое количество новейших радиоуглеродных (AMS) и оптико-люминесцентных (OSL) дат (Астахов, 2006, 2009; Астахов, Назаров, 2010), с учетом которых устоявшиеся стратиграфические построения, основанные на обычном радиоуглеродном анализе, нередко дававшем на севере омоложенные за счет примеси современной мелкой органики “условно-конечные” даты, были подвергнуты кардинальной ревизии. Стратиграфические построения С.А. Архипова были существенно упрощены. Возраст морских каргинских отложений оказался соответствующим первому межледниковью верхнего неоплейстоцена (около 130–120 тыс. лет), а возраст казанцевских морских отложений оказался средненеоплейстоценовым (около 240–190 тыс. лет). Для хашгортского гляциокомплекса определен среднечетвертичный возраст (ориентировочно в хронологическом интервале 130–180 тыс. лет). Кроме того, было доказано, что сартанского покровного ледника и соответствующего ему подпрудного бассейна на севере Западной Сибири не было. Также было выяснено, что не было лохподгорского оледенения, а значит, и соответствовавшего ему гляциокомплекса.

Основываясь на новых геохронометрических данных и детальных описаниях опорных разрезов, для нижней Оби была разработана местная стратиграфическая схема (Зольников и др., 2022), согласно которой историю формирования четвертичных отложений в районе правобережья Большой Оби можно представить в виде следующей событийной последовательности: 1) 180–250 тыс. лет назад (МИС7), питлярский аллювий; 2) 180–130 тыс. лет назад (МИС6), хашгортский гляциокомплекс: нижняя пачка ленточных глин, диамиктон основной морены с отторженцами питлярских песков и хашгортских ленточных глин, верхняя пачка ленточных глин, флювиогляциальные пески; 3) 130–110 тыс. лет назад (МИС5е), золотомысский аллювий и шурышкарский торфяник; 4) 110–60 тыс. лет назад (МИС5b, 5d), казыммысский гляциокомплекс: лимногляциальные ленточно-слоистые глины, алевриты, пески и флювиогляциальные пески этапа спуска подпрудного озера; 5) 60–25 тыс. лет назад (МИС3): кушеватский аллювий (II надпойменная терраса) и фациально замещающий его лопхаринский субаэральный комплекс; 6) 25–15 тыс. лет назад (МИС2), субаэральный покров: лёссы, эоловые пески, делювий, солифлюксий, термокарстовый лимний, палеопочвы и торфяники; 7) 15–11.5 тыс. лет назад, I надпойменная терраса; 8) последние 11.5 тыс. лет назад (МИС1): пойменная терраса, делювий, голоценовые торфяники, почвы, солифлюксий.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ

При анализе палеонтологических материалов в работе использованы как опубликованные данные по составу четвертичных фаун и флор из нижнеобских местонахождений (Бородин, Смирнов, 1984; Смирнов и др., 1986; Панова и др., 1988; Киселев, 1988; Материалы…, 1994; Бородин, Косинцев, 2001; Borodin et al., 2023), так и новые сборы 2016–2022 гг., проведенные в рамках полевых работ Лаборатории филогенетики и биохронологии Института экологии растений и животных (ИЭРиЖ) УрО РАН (рис. 2, 3). Учитывая изменения таксономической интерпретации таксонов родового уровня некоторых грызунов подсемейства Arvicolinae на протяжении последних десятилетий, видовые списки приведены в соответствие с современным представлением о родовой принадлежности рассматриваемых форм (Абрамсон, Лисовский, 2012). Так, полевки, относившиеся ранее к роду Microtus, в настоящее время относятся к Alexandromys (полевка Миддендорфа и полевка- экономка) и Lasiopodomys (узкочерепная полевка).

 

Рис. 2. Местонахождение 430 км: общий вид берегового обнажения и расчистки четверичных отложений

(а) — общий вид местонахождения 430 км в 1981 г., белым прямоугольником обозначено место отбора палеонтологического материала; (б) — место отбора палеонтологического материала из аллювиальных отложений, содержащих ископаемые остатки, 1981 г.; (в) — общий вид местонахождения 430 км в 2021 г., контурами отмечены места расчисток: белый вертикальный прямоугольник — расчистка 1, белый квадрат — расчистка 2; (г) — расчистка 1 местонахождения 430 км, 2021 г.; (д) — расчистка 2, нижняя часть, 2021 г.

 

Рис. 3. Местонахождение 442 км (другие названия — Хашгорт, Большая Обь 440 км): общий вид берегового обнажения четверичных отложений и их расчистки

(а) — западная экспозиция правого берега Большой Оби в 1981 г.; стрелкой отмечен верх слоя, соответствующего слою 15 разреза 442 км; (б) — западная экспозиция правого берега Большой Оби в 2021 г., стрелкой отмечен верх слоя 15 разреза 442 км; (в) — процесс расчистки левого берега лога (северная экспозиция) разреза 442 км, стрелкой отмечен верх слоя 15 разреза; (г) — нижняя часть разреза 442 км, левый берег лога, северная экспозиция, стрелкой отмечен слой 15 разреза; (д) — расчистка слоев 15–18 разреза 442 км (западная экспозиция) на стыке с расчисткой левого берега лога (северная экспозиция)

 

Для определения эволюционного уровня фаун использованы копытные лемминги рода Dicrostonyx, а также серые полевки группы родов Microtus sensu lato — традиционные руководящие формы для корреляции стратиграфических подразделений севера Западной Сибири (Бородин и др., 2019). Определение серых полевок группы родов Microtus s.l. проводили с использованием предложенных ранее подходов (Бородин, 2009; Markova, Borodin, 2023). При определении хроновидов копытных леммингов основывались на трактовке Н.Г. Смирнова с соавторами (1997), согласно которой в рассматриваемом временном интервале последовательно сменили друг друга D. simplicior Fejfar, D. gulielmi Sanford и D. torquatus Pall. В рамках этой трактовки для D. simplicior характерно абсолютное преобладание морфотипа sim на первом и втором верхних зубах, второй и третий нижние зубы постепенно усложняются на протяжении среднего неоплейстоцена. У D. gulielmi преобладающим морфотипом первого и второго верхних зубов становится более прогрессивный вариант hen, и начинается их усложнение вплоть до смены преобладающего морфотипа на вариант tor у современного D. torquatus. Число вымерших таксонов и интерпретация их границ у разных авторов различаются (Смирнов и др., 1986, 1997; Зажигин, 2003; Агаджанян, 2009; Borodin et al., 2023). В случаях несовпадения трактовок разных авторов, соответствие таксонов приводится в скобках при первом упоминании. Для экологической характеристики микротериофаун использованы разработанные ранее подходы (Markova et al., 2018, 2022).

Радиоуглеродные даты приведены в двух вариантах — без калибровки (в соответствии с оригинальными публикациями), а также с калибровкой. Калибровка осуществлена с помощью пакета Bchron, среды R с использованием калибровочной кривой IntCal20 (Haslett, Parnell, 2008; Reimer et al., 2020).

Макровизуальное описание отложений проводили традиционными полевыми методами по вертикальным расчисткам береговых обнажений. Замеры геологических границ между слоями в расчистках проводили при помощи рулеток, а также высокоточного GNNS оборудования EFT M3 Plus в качестве ровера и EFT M1 Plus в качестве базовой станции. Съемка осуществлялась только в режиме высокой точности RTX (фикс.).

ОПИСАНИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ РАЗРЕЗОВ С ТЕРИОФАУНОЙ НА ПРАВОМ БЕРЕГУ БОЛЬШОЙ ОБИ У ПОСЕЛКА ХАШГОРТ

Разрез 430 км от устья Оби по лоции. Находится на правом берегу Большой Оби в 5 км ниже по течению от поселка Хашгорт (65.51372 с.ш.; 65.67416 в.д.). Выполнено две расчистки (рис. 4).

 

Рис. 4. Литологические колонки по обсуждаемым разрезам Нижней Оби (Шурышкарский район, ЯНАО)

1 — песок; 2 — алеврит; 3 — алевропесок; 4 — алевропелит; 5 — пескоалевропелит; 6 — дресва; 7 — гальки, валуны; 8 — слоистость; 9 — растительный детрит; 10 — аллохтонный торф; 11 — криогенные клинья; 12 — прослой с конволюциями; 13 — современная почва; 14 — ОСЛ-даты Лаборатории оптически стимулированной люминесценции ВСЕГЕИ; 15 — ОСЛ-даты Лаборатории люминесцентного датирования Орхусского университета (Дания); 16 — номера слоев; 17 — номера пачек; 18 — места отбора териофауны

 

Расчистка № 1 (на рис. 1–430 км). Правый берег Большой Оби. Расчистка в береговом обрыве высотой 10.5 м от бровки бечевника. Сверху вниз от дневной поверхности обнажаются:

0.0–0.1 м. Слой 1. Современная лесная почва с темно-серой дерниной и песчаным подзолистым почвенным горизонтом. Общая мощность почвы 0.1 м.

0.1–0.6 м. Слой 2. Алеврит светло-коричневый неслоистый. Мощность 0.5 м. Лёсс.

0.6–5.35 м. Слой 3. Песок светло-серый, мелкозернистый, с редкими тонкими субгоризонтальными параллельными прослоями, рыжеватыми за счет ожелезнения. Алевритовая и пелитовая примеси отсутствуют. Нижний контакт резкий, четкий, средневолнистый. Мощность 4.65 м. Нивейные пески.

5.35–6.8 м. Слой 4. Субпараллельное мелкое (с раздувами, выклиниваниями, линзами) переслаивание серого алеврита и светло-серого, иногда рыжеватого за счет ожелезнения мелкозернистого песка. Текстуры типа мутьевых потоков и оплывания на подводном прибрежном склоне. Нижний контакт четкий, резкий, облекающего типа, субгоризонтальный. Мощность 1.55 м. Оплывневые отложения.

6.8–6.9 м. Слой 5. Песок серый, параллельно-субгоризонтально-тонкослоистый, мелкозернистый. Мощность 0.1 м. Прирусловой аллювий.

6.9–8.7 м. Слой 6. Диамиктон серый с табачным оттенком, плотный — пескоалевропелит с редкими валунами и гальками ледогранниками, дресвой. Отмечаются наклонные деформированные полосы толщиной 5–10 см светло-серого промытого мелко-среднезернистого песка. Отторженцы песка в диамиктоне образуют гнейсовидную текстуру. Подошва не вскрыта. Видимая мощность 1.8 м. Основная монолитная хашгортская морена.

Расчистка № 2 (на рис. 1–430 км). Правый берег Большой Оби. Расчистка в береговом обрыве высотой 6 м от бровки бечевника, 8 м выше по течению Оби от расчистки № 1. Сверху вниз от дневной поверхности обнажаются:

0.0–0.2 м. Слой 1. Современная лесная почва с темно-серой дерниной и песчаным подзолистым почвенным горизонтом. Общая мощность почвы 0.2 м.

Слой 2. Уничтожен дефляцией.

0.2–3.9 м. Слой 3. Песок светло-серый, мелкозернистый, с редкими тонкими субгоризонтальными параллельными прослоями, рыжеватыми за счет ожелезнения (примерно через 30 см). Алевритовая и пелитовая примеси отсутствуют. Нижний контакт резкий, четкий, пологоволнистый. Мощность 3.7 м. Нивейные пески.

Слой 4. Уничтожен дефляцией.

3.9–4.9 м. Слой 5. Песок светло-серый, местами с желтоватым оттенком, мелкозернистый. В прикровельном участке рыжеватый оттенок за счет ожелезнения. В приподошвенной части на протяжении 25 см косая слойчатость с дресвой пескоалевропелита серого с табачным оттенком — “мусорный прослой” с териофауной поздненеоплейстоценового возраста. В средней части слоя косая слойчатость сменяется перистой, а в прикровельном участке — параллельной. Мощность 1.0 м. Русловой аллювий.

4.9–5.3 м. Слой 6. Диамиктон серый с табачным оттенком, плотный, неслоистый — пескоалевропелит с редкими валунами и гальками ледогранниками, дресвой. Наблюдаются уплощенные деформированные отторженцы светло-серого до белого хорошо промытого мелко-среднезернистого песка. Подошва не вскрыта. Видимая мощность 0.4 м. Кровля диамиктона неровная, со следами размыва и перемещения мелких полиэдрических обломочков диамиктона в вышележащий песок. Основная монолитная хашгортская морена.

Разрез 442 км от устья Оби по лоции. Находится на правом берегу Большой Оби в 7 км выше по течению от поселка Хашгорт (на рис. 1 — 442 км). Координаты: 65.40715 с.ш., 65.64085 в.д. Выполнена одна расчистка в овраге, перпендикулярном линии берегового обрыва высотой 26 м от бровки бечевника. Простирание стенки с востока (левая часть расчистки) на запад (правая часть). Сверху вниз от дневной поверхности из-под современной почвы вскрыты (рис. 4 — 442 км):

Пачка 1 (слои 1–3). Субаэральный покров. Мощность 3 м.

26.0–25.1 м. Слой 1. Песок и алевропесок неслоистые, с пятнисто-полосчатой текстурой. Солифлюксий. Мощность 0.9 м.

25.1–24.6 м. Слой 2. Алевропесок коричневый, гумусированный, с линзами и пятнами торфа. Палюстрий. Мощность 0.5 м.

24.6–23.0 м. Слой 3. Алеврит серо-зеленый, неслоистый. Солифлюксий. Мощность 1.6 м.

Пачка 2 (слои 4, 5). Казыммысский лимногляциал. Мощность 2 м.

23.0–21.1 м. Слой 4. Параллельное мелкое переслаивание светло-серого песка и серого алеврита. Встречается крошка глин дресвяной размерности. В кровле песчаный прослой инволюций мощностью 10–15 см, из подошвы которого прослеживается криогенный клин до подошвы слоя 4. Казыммысский лимногляциал. Мощность 1.9 м.

21.1–21.0 м. Слой 5. Параллельное переслаивание песка и алевропеска, встречаются гравий, мелкая галька литифицированных пород, а также алевропелитовая дресва. Уровень размыва (базальный слой лимногляциальных отложений). Срезает криогенный клин в нижележащих отложениях. Мощность 0.1 м.

Хашгортские флювиогляциальные (катафлювиальные) пески (рис. 5).

 

Рис. 5. Детальный разрез нижней части катафлювиальной толще 442 км. Условные обозначения см. рис. 4

 

Пачка 3 (слои 6, 7). Пески катафлювиальные, с плоскопараллельно-косой и линзовидно-косой слойчатостью влекомого наноса. Мощность 2.2 м. Из кровли вниз на глубину до метра прослежен клин — псевдоморфоза по эпигенетическим повторно-жильным льдам.

21.0–20.4 м. Слой 6. Песок светло-серый и серый, мелко-, среднезернистый, с пологолинзовидной слойчатостью (рис. 6а). Мощность 0.6 м.

 

Рис. 6. Фотографии текстур

(а) — пологоволнисто-линзовидная слойчатость; (б) — плоскопараллельно-косая слойчатость; (в) — параллельная слоистость; (г) — диагональная слоистость; (д) — косая слоистость с растительным детритом; (е) — лежачая складка

 

20.4–18.8 м. Слой 7. Песок светло-серый и серый мелко-, среднезернистый, с плоскопараллельно-пологолинзовидно-косой слойчатостью (рис. 6б). Мощность 1.6 м.

Пачка 4 (слой 8). Песок катафлювиальный, параллельно-слоистый взвешенного наноса (рис. 6в). Мощность 4.1 м.

18.8–14.7 м. Слой 8. Песок мелкозернистый, тонкопараллельно-слоистый. Наклон слоистости очень пологий. Чередование песка светло-серого и серого за счет тяжелой фракции. Толщина слойков 1–2 мм. Подошва ровная эрозионная. Мощность 4.1 м.

Пачка 5 (слои 9, 10). Пески катафлювиальные, с плоскопараллельно-косой и линзовидно-косой слойчатостью влекомого наноса. Мощность 2.2 м.

14.7–14.2 м. Слой 9. Песок светло-серый. Текстура пологоволнисто-параллельно-линзовидно- косослойчатая. В результате изгибания параллельных границ формируются линзы толщиной 2–3 см и длиной 10–15 см, внутри которых фиксируется косая слойчатость. Подошва резкая, четкая, подчеркнутая прослоем серого алевропеска толщиной 4–6 см. Подошва прослоя пологоволнистая за счет линз. Мощность от 0.5 м в восточном краю до 0.4 м в западном краю расчистки.

14.2–13.9 м. Слой 10. Песок светло-серый пологоволнисто-параллельно-линзовидно- косослойчатый (текстура аналогична текстуре в слое 9). Мощность 0.3 м в левом краю и 0.15 м в правом. Подошва субгоризонтальная, с угловым несогласием срезает нижележащие отложения.

Пачка 6 (слои 11–14). Пески катафлювиальные, диагонально-слоистые влекомого наноса (рис. 6г). Мощность 1.7 м.

13.9–13.9 м. Слой 11. Песок светло-серый и серый, мелко-, среднезернистый, наклонно-параллельно-линзовидно-косослойчатый. Слой имеет мощность 0.5 м в правой части расчистки и выклинивается в восточной части расчистки. Поскольку метраж ведется по восточной стороне расчистки, то мощность выклинивающегося слоя пишется как 0 м.

13.9–13.6 м. Слой 12. Пески субгоризонтально-тонкопараллельно-слоистые. В правой стороне расчистки срезается слоем 11. В 5 см от ровной субгоризонтальной резкой подошвы мульдообразно-слойчатый прослой песка толщиной 3 см. Мощность 0.3 м.

13.6–13.1 м. Слой 13. Песок тонко-мелкодиагонально-слоистый светло-серый среднезернистый и сероватый мелкозернистый алевритистый. В приподошвенной части на протяжении 10 см линзовидно-косослойчатый песок. Срезается справа слоем 12. В восточной части расчистки мощность 0.5 м.

13.1–12.2 м. Слой 14. Песок светло-серый, среднезернистый, с прослойками сероватого песка. Параллельно-полого (до 20°) наклонная слоистость в сторону от русла Оби. Мощность в восточной части расчистки 0.9 м, в западной — 0.2 м.

Пачка 7 (слой 15). Пески катафлювиальные влекомого наноса с древесным детритом.

12.2–11.8 м. Слой 15. Песок светло-серый, среднезернистый, с растительным (дресвяным и торфяным) детритом. С востока на запад густота детрита увеличивается. Встречаются сучья и торфяные окатыши валунно-галечной размерности, а также гальки из древесины. Мощность от 0.4 м слева до 0.9 м справа.

Пачка 8 (слои 16–19). Пески катафлювиальные влекомого наноса плоскопараллельно- и пологолинзовидно-косослойчатые. Мощность 1.9 м.

11.8–11.3 м. Слой 16. Пески светло-серые, с мелкой параллельной пологоволнисто-линзовидной слоистостью. Толщина линзочек 0.5–2 см, длина 3–5–10 см, иногда до 15–20 см. Внутри линзочек песок светло-серый, а на границах серый за счет древесной крошки. Есть включения древесного детрита. Мощность 0.5 м.

11.3–10.9 м. Слой 17. Пески светло-серые, мелко-среднезернистые, косослоистые, с прослоями гравия и древесного детрита (рису. 6д). Мощность 0.4 м.

10.9–10.5 м. Слой 18. Пески светло-серые, среднезернистые, мелко- и тонкокосослоистые. Гравий и древесный детрит встречаются реже, чем в вышележащем слое. Слоистость косая, лежаче-веерная. Мощность 0.4 м.

10.5–9.9 м. Слой 19. Пески светло-серые, тонко-мелкопараллельно-субгоризонтально-слоистые. В подошве косая слойчатость с загибом в субгоризонтальную на восток. Редкий детрит и гравий, угольная крошка. Мощность 0.6 м.

Пачка 9 (слои 20–22). Пески катафлювиальные, светло-серые, косослоистые влекомого наноса. Мощность 1.0 м.

9.9–9.3 м. Слой 20. Песок светло-серый, мелко-среднезернистый, с нечетко выраженной слоистостью подводно-мутьевого типа. В приподошвенной части прослой косослоистый, сероватый за счет угольной крошки, толщиной до 5–6 см, изогнут в лежачую складку, верхушка которой срезана подошвой вышележащего 19-го слоя (рис. 6е). Мощность 0.6 м.

9.3–9.1 м. Слой 21. Песок мелко-среднезернистый косослоистый. Мощность 0.2 м.

9.1–8.9 м. Слой 22. Песок мелко-среднезернистый косослоистый. Мощность 0.2 м.

Пачка 10 (слой 23). Пески катафлювиальные, параллельно-слоистые взвешенного наноса. Мощность 1.2 м.

8.9–7.7 м. Слой 23. Пески мелко-среднезернистые, субгоризонтально-тонкопараллельно-слоистые. Растительный детрит и окатыши отсутствуют. Мощность 1.2 м.

Пачка 11 (слой 24). Глины ленточные хашгортского гляциокомплекса. Видимая мощность 0.7 м.

7.7–7.0 м. Слой 24. Алевропелиты серые, параллельно-субгоризонтально-мелкослоистые. Хашгортский лимногляциал видимой мощностью 0.7 м. Кровля алевропелитов 7.7 м над бровкой бечевника.

ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

Начало планомерного изучения четвертичных фаун севера Западной Сибири приходится на конец 1970-х–начало 1980-х годов, когда в ходе совместных работ ИЭРиЖ УрО РАН, Тюменской комплексной геологоразведочной экспедиции (ТКГРЭ) и Западно-Сибирского научно-исследовательского геологоразведочного нефтяного института (ЗапСибНИГНИ) из четвертичных отложений Западно-Сибирской низменности были собраны многочисленные остатки мелких позвоночных, на основании которых, наряду с получением уникальной информации об эволюции отдельных линий мелких млекопитающих и истории формирования зональных фаун, были выделены биостратиграфические фаунистические комплексы, в последующем вошедшие в региональные схемы.

Нижнеобские фауны представлены несколькими эволюционными стадиями предковых форм современных тундровых видов полевок. В пределах нижнеобской группы местонахождений по эволюционному уровню отдельных видов выделено три фауны мелких млекопитающих, характеризующие последовательные эволюционные этапы: хашгортская, горноказымская и фауна 430-го км (Бородин, Смирнов, 1984; Смирнов и др., 1986). Следует отметить, что если стратотипический разрез горноказымской фауны находится практически в начале Обской губы, то стратотипические разрезы хашгортской фауны (442 км) и фауны 430-го км находятся на расстоянии 12 км друг от друга, а возраст и генезис вмещающих их пород по-разному трактуются отдельными исследователями (Лазуков, 1970; Зубаков, Борзенкова, 1983; Архипов, 1997; Астахов, 2006, 2009 и др.).

Хашгортская фауна мелких млекопитающих отнесена на основании морфологических характеристик моляров леммингов рода Dicrostonyx к среднему плейстоцену, горноказымская — к рубежу среднего и позднего плейстоцена, а фауна 430-го км — к позднему плейстоцену (Смирнов и др., 1986). Проведенные в 2016–2022 гг. повторные сборы палеонтологического материала из этих же разрезов и их последующее изучение подтвердили идентичность основных руководящих форм по морфологическим характеристикам прежним сборам в местонахождениях Хашгорт–Большая Обь 440 км (= разрез 442 км) (Ялковская и др., 2017; Borodin et al., 2018) и 430/430а км Оби (= разрез 430 км). Как в местонахождении Хашгорт, так и в местонахождениях 430 км и 430а км сохранность хрупких костей безусловно хуже, чем в первичных тафоценозах (Смирнов и др., 1986), но зубная система как по равномерности сохранности, так и по проценту зубов в челюстях сохранилась настолько хорошо, что дальний перенос с перемыванием и многократное переотложение полностью исключаются.

Хашгортская фауна обнаружена в местонахождениях Хашгорт, Березово, Казым-Мыс (Смирнов и др., 1986). Это наиболее древняя из известных нижнеобских микротериофаун. Ее остатки приурочены к отложениям, которые длительное время рассматривались в качестве аналогов тобольской свиты с флорой “диагональных песков”. Стратотипическим для описания хашгортской фауны является обнажение четвертичных отложений в нижнем течении Оби, на ее правом берегу, в 8 км выше пос. Хашгорт Шурышкарского района Ямало-Ненецкого автономного округа (Смирнов и др., 1986). В 2016 г. это обнажение было повторно описано как Хашгорт–Большая Обь 440 км (Ялковская и др., 2017; Borodin et al., 2018). Разрез 442 км (рис. 5) соответствует месту отбора проб в местонахождении Хашгорт–Большая Обь 440 км в 2016–2022 гг.

Костные остатки происходят из песков с диагональной слоистостью слоя 11 на высоте 9–10 м над бровкой бечевника. Костеносные линзы отличаются от других присутствием гравия из окатышей глин и обилием растительной трухи. Хашгортская фауна мелких млекопитающих впервые была описана на основании изучения сборов 1980-х годов, включавших более тысячи костных остатков мелких млекопитающих, в том числе 466 коренных зубов, принадлежащих следующим формам (здесь и далее виды перечислены по мере убывания доли их остатков): Lemmus sibiricus Kerr., †Dicrostonyx1 simplicior (= D. okaensis Alexandrova sensu; Смирнов и др., 1986), Lasiopodomys gregalis Pall., Alexandromys ex gr. middendorffii Poljakov (Смирнов и др., 1986).

Учитывая спорный вопрос о возрасте вмещающих отложений и малочисленность остатков серых полевок, в 2016–2020 гг. проведено повторное изучение микротериофауны из диагональных песков у пос. Хашгорт. По щечным зубам определены: L. cf. sibiricus — 283 экз., †D. simplicior (поздняя форма) — 146 экз., Lasiopodomys gregalis, m1–2 экз., Alexandromys oeconomus Pall., m1–2 экз., †Microtus nivaloides lidiae Markova et Borodin, m1–2 экз. Ревизия материалов, собранных в 1980-х годах, показала, что экземпляры, ранее отнесенные к A. ex gr. Middendorffii, следует отнести к †M. n. lidiae (более подробно см. Borodin et al., 2023).

Соотношение числа остатков родов (Lemmus в 1986 г.– 57%, в 2016–2020 гг.– 62%, Dicrostonyx — 39 и 33% соответственно, Microtus sensu lato — 4 и 5% соответственно) и морфотипов зубов леммингов сходны, что указывает на синхронность ориктоценозов, полученных в данном разрезе в разные годы. Помимо костей мелких млекопитающих обнаружены копролиты грызунов, макроостатки растений, фрагменты насекомых (Borodin et al., 2023).

Представления о возрасте хашгортской микротериофауны базируются на изучении особенностей морфологического строения коренных зубов копытных леммингов. По эволюционному уровню копытные лемминги из местонахождения Хашгорт–Большая Обь 440 км (разрез 442 км) соответствуют среднеплейстоценовым †D. simplicior из местонахождений Стригово и Волжино Восточно-Европейской равнины (Агаджанян, 2009), относящихся к четвертой ступени среднего неоплейстоцена и стадии МИС-8 изотопно-кислородной шкалы (Шик, 2014). В трактовках разных авторов лемминги этого эволюционного уровня могут быть отнесены к †D. okaensis (Смирнов и др., 1986), средненеоплейстоценовому †D. simplicior (Агаджанян, 2009) или к †D. henseli Hinton (Зажигин, 2003). Однако, несмотря на различные взгляды на таксономическую принадлежность леммингов, разные авторы сходятся во мнении об их эволюционном уровне — более прогрессивном по сравнению с окским †D. simplicior (конец раннего неоплейстоцена, МИС-12), но не достигающем уровня копытных леммингов раннемосковского времени (конец среднего неоплейстоцена, МИС-6).

Фауна мелких млекопитающих бедна по видовому составу. Потомки четырех из пяти видов совместно обитают в современных южных тундрах. Один вид (†M. n. lidiae) вымер. Находка A. oeconomus в этом местонахождении — самая северная находка вида в плейстоцене региона. Таким образом, в отличие от современной фауны мелких млекопитающих, имеющей таежный облик, в среднем плейстоцене в высоких широтах Западной Сибири обитали предки мелких млекопитающих, характерных для современных южных тундр, а также вымершие таксоны. Микротериофауну такого состава можно охарактеризовать как перигляциальную и безаналоговую (не аналогичную по видовому составу современному тундровому комплексу). Энтомокомплексы, полученные из костеносных отложений, имеют тундровый облик, однако анализ макроостатков растений указывает на то, что в костеносной толще присутствует смесь разновозрастных палеофлор (Borodin et al., 2023).

Фауна 430-го км обнаружена в местонахождениях 430 км, 430a км, Пельях-Юган (Смирнов и др., 1986), Мега, Аганский Увал 1290/2 (Материалы…, 1994). Местонахождения с этой фауной приурочены к надморенным отложениям, геоморфологически датируемым временным интервалом, который соответствует третьей ступени верхнего неоплейстоцена.

Стратотипическим местонахождением фауны 430-го км является обнажение четвертичных отложений на правом берегу Большой Оби в 430 км от ее устья и в 5 км ниже пос. Хашгорт. Сбор ископаемых остатков в 1980-х годах производили в двух точках: точка 430 км находится в 20 м ниже устья впадающей в Обь безымянной реки, а точка 430а км — в 190 м ниже по течению Оби. Костные остатки обнаружены на высоте 2 м от бровки бечевника в линзах базального слоя аллювия, который представлен косо- и линзовидно-слоистым песком от мелкого до грубозернистого, гравийным, серым, светло-серым (расчистка № 2, слой 5). В костеносных гравийных линзах обнаружено значительное количество древесной трухи, встречаются остатки насекомых, копролиты грызунов.

По материалам сборов 1980-х годов, в местонахождениях 430 и 430а по щечным зубам определены, соответственно: †Dicrostonyx gulielmi — 135 и 276 экз., L. sibiricus — 106 и 236 экз., L. gregalis — 17 и 80 экз., A. ex gr. middendorffii-hyperboreus — 2 и 5 экз. Видовой состав фауны местонахождений 430 и 430a км типичен для тундры. В 2021 г. был собран дополнительный материал, соответствующий сборам 1980-х годов как по структуре фауны, так и по эволюционному уровню копытных леммингов: †D. gulielmi — 33 экз., L. sibiricus — 30 экз., L. gregalis — 6 экз. Таксон M. n. lidiae не обнаружен ни в сборах 2021 г., ни в коллекционных материалах 1980-х годов (по результатам их ревизии).

Относительно высокий процент остатков серых полевок в местонахождениях 430/430а км, а также их таксономический состав позволяют предполагать менее увлажненные условия по сравнению с местонахождением Хашгорт–Большая Обь 440 км. В пользу этого свидетельствует увеличение доли обитателей мезоксерофитных растительных сообществ — копытных леммингов и узкочерепной полевки в фауне 430 км и 430а км по сравнению с местонахождением Хашгорт–Большая Обь 440 км, где преобладал L. sibiricus — вид умеренно увлажненных местообитаний с моховым покровом.

Морфологические особенности щечных зубов копытного лемминга позволяют датировать оба местонахождения (430 км и 430а км) поздним плейстоценом (Смирнов и др., 1986), что совпадает с 14С датой (Материалы…, 1994): 24000 ± 1500/28223 ± 1431 лет (IPAE-63). В числителе приведена некалиброванная дата, в знаменателе — калиброванная.

Проведенный анализ сохранности ископаемых остатков полевок из этих отложений позволяет говорить, что в целом данное местонахождение имеет хорошую сохранность костных остатков и даже близко к первичным тафоценозам (Смирнов и др., 1986). Об очень мягком режиме осадконакопления и незначительной транспортировке палеонтологического материала в процессе формирования тафоценоза может свидетельствовать и наличие остатков насекомых и копролитов полевок: из породы объемом 125 ведер кроме костей и хитина получено около 200 см3 помета полевок (Панова и др., 1988).

Определение таксономической принадлежности хитиновых остатков позволило описать С.В. Киселеву (1988) энтомокомплекс, который, так же, как и фауна мелких млекопитающих, относится к арктическому типу — доминируют арктические и арктобореальные виды насекомых (причем последние приурочены главным образом к тундрам) с участием отдельных степных видов. Палеореконструкции по жесткокрылым в целом подтверждаются более поздними палеоколеоптерологическими исследованиями (Зиновьев, 2020).

Проведенный Н.К. Пановой с соавторами (Панова и др., 1988) спорово-пыльцевой анализ показал, что спектры из копролитов характеризуют локальные условия существования грызунов, а спектры из аллювия флористически богаче и отражают как локальные, так и регионально-зональные особенности растительности. Условия обитания животных в это время были близки к тундровым, но отличались от современных зональных тундр Западной Сибири. Большое количество пыльцы полыней (в спектрах помета она преобладала) и гвоздичных, значительное участие маревых в спектрах аллювия свидетельствуют о распространении ксерофитных травянистых сообществ и достаточно сухом климате. Растительность, несмотря на равнинный рельеф, была сложно дифференцирована. На плакорах преобладали остепненные травянистые сообщества, возможно сочетаясь с сухими тундрами. Пониженные увлажненные места занимали заросли ив, ольховника, ерника, луговые травы. Судя по пыльце древесных пород и наличию спор лесных плаунов и папоротников в спектре аллювия, в долине реки произрастала и лесная растительность, вероятно елово-березовые леса (возможно, с лиственницей).

Таким образом, по уточненным новым данным, комплексы териофауны в низовьях Оби близ поселка Хашгорт представлены фаунами двух существенно различных эволюционных уровней — среднеплейстоценового (Хашгорт–Большая Обь 440 км) и позднеплейстоценового (430 км и 430а км) (рис. 7, табл. 2). Комплексы ископаемых остатков мелких млекопитающих в других позднечетвертичных местонахождениях рассматриваемого региона отличаются немногочисленностью остатков и относительно невысокими показателями сохранности элементов скелета, но также позволяют проследить как минимум два этапа развития микротериофауны — среднеплейстоценовый и позднеплейстоценовый.

 

Рис. 7. Эволюционный уровень копытных леммингов рода Dicrostonyx в местонахождениях близ пос. Хашгорт, определяемый по морфотипическим характеристикам первого (M1) и второго (M2) верхних зубов

(а) — морфотипы (на примере M1), используемые для выделения хроновидов позднего (D. gulielmi) и среднего (D. simplicior) неоплейстоцена Западной Сибири (по Смирнов и др., 1997); стрелкой показан дистальный (задний) отдел зуба, где прослеживаются различия морфотипов sim, hen и tor; (б) — соотношение морфотипов М1 и М2 в выборках из местонахождений 430 и 442 км Оби; звездочкой отмечены местонахождения, изученные в 1980-х гг. (Смирнов и др., 1986), остальные изучены в 2016–2022 гг.; N — число целых и поврежденных зубов (M1/M2) c идентифицируемыми морфотипическими характеристиками

 

Таблица 2. Сопоставление четвертичных фаун из верхнекаргинского аллювия и хашгортского лимногляциала по эволюционному уровню микротериофаун, а также их экологическая характеристика и тафономические особенности (по Смирнов и др., 1986; Киселев и др., 1988; Панова и др., 1988; Borodin et al., 2023)

Слои/фауна

Тафономические комментарии

Микротериофауна

Фауна насекомых

Палеоботанические данные

Верхнекаргинский русловой аллювий/ фауна 430-го км (типовые местонахождения 430 и 430а км р. Обь)

Очевидных следов перемешивания разновозрастных комплексов фауны и флоры не отмечено

Фауна 430 и 430а км:

тундровая или луготундровая (холодные условия).

Возраст — Q3:

D. gulielmi, L. sibiricus, L. gregalis, A. ex gr. middendorfii-hyperboreus

Арктический тип фауны. Доминируют арктические и арктобореальные виды насекомых (последние приурочены главным образом к тундрам), с участием отдельных степных видов

Условия близкие к тундровым, но с присутствием ксерофитных травянистых сообществ, а также ив, ольховника, ерника и луговых трав в понижениях рельефа и с присутствием древесной растительности в поймах рек

Хашгортский гляциокомплекс/ Хашгортская фауна (типовое местонахождение Хашгорт–Большая Обь-440 км)

Комплекс 1 (перигляциальный). Выделен по экологическим характеристикам фауны и флоры и эволюционному уровню микротериофауны. Вероятно, аллохтонные элементы, ассоциированные с торфяными включениями

Хашгортская фауна: перигляциальная, безаналоговая (холодные условия с достаточным увлажнением для развития мохового покрова).

Возраст — Q2 (близка фаунам МИС-8 Восточно-Европейской равнины): L. cf. sibiricus, D. simplicior (поздняя форма), A. oeconomus, L. gregalis, M. n. lidiae

Арктобореальные, арктические и полизональные виды насекомых. Биохронологических маркеров нет

Кустарничково-моховая тундра (по остаткам аллохтонного торфа) Биохронологических маркеров нет

 

Комплекс 2 (интергляциальный, вероятно смешанный, происходит из песчаной толщи). Могут быть остатки как синхронные времени формирования толщи, так и переотложенные, но нет критериев для их разделения

–

–

Элементы флоры умеренного типа. Возраст — Q2 (по видам-маркерам среднего плейстоцена, включая Лихвинское межледниковье).

Макроостатки растений широкого временного диапазона, включая Q3

–

–

Примечание. Q3 — поздний неоплейстоцен, Q2 — средний неоплейстоцен.

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Прежде всего кратко охарактеризуем современные представления о геологическом строении четвертичной толщи изучаемого района, основанные на статистически достоверном количестве 14С и OSL дат (Svendsen et al., 2004; Астахов, Назаров, 2010; Астахов, 2020) и детальном изучении опорных разрезов (Зольников и др., 2021), что позволило существенно трансформировать прежние стратиграфические построения (Архипов, 1997). На правобережье Большой Оби геологические разрезы, вскрытые береговыми обрывами, начинаются со среднечетвертичного хашгортского гляциокомплекса (сопоставляется с МИС-6), представленного диамиктоном основной морены, лимногляциальными “ленточными глинами” и флювиогляциальными (катафлювиальными) песками этапа спуска подпрудного бассейна. В хашгортских диамиктонах неоднократно отмечались гляциоотторженцы песков в форме чешуй и блоков длиной до десятков метров и толщиной более 5 м, возраст которых предполагался среднечетвертичным (Зольников и др., 2021). В кровле хашгортского гляциокомплекса вырезаны ложбины стока, ориентированные с водораздельных территорий в сторону долины Оби и выработанные флювиогляциальными потоками при спуске хашгортского подпрудно-ледникового озера. На пойменном левобережье Оби такие палеодолины, ориентированные уже субмеридионально на север, вскрыты буровыми скважинами (Зольников и др., 2004).

В среднечетвертичную гляциальную толщу вложены аллювиальные и озерно-болотные золотомысские и шурышкарские отложения первого межледниковья верхнего плейстоцена с возрастом около 130–110 тыс. лет назад (сопоставляется с МИС-5е). На межледниковых аллювиальных и субаэральных отложениях без размыва до высоты 60 м над уровнем моря залегают казыммысские ленточноподобно-параллельно-слоистые пески, алевриты и алевропелиты ледниково-подпрудного озера раннезырянского оледенения с возрастом около 110–60 тыс. лет назад. В кровле этих отложений наблюдается серия флювиогляциальных врезов, сформировавшихся при спуске вод уже позднечетвертичного ледниково-подпрудного бассейна (Зольников и др., 2021). Именно по этим врезам и заложилась современная гидросеть исследуемого района. Следующий этап позднечетвертичной истории для изучаемой территории связан с формированием аллювиальных отложений II (МИС-3) и I (МИС-2) надпойменных террас Оби, которые выше бровки бечевника постепенно в сторону водораздельной правобережной возвышенности фациально замещаются субаэральным покровом: навеянными лёссовидными алевритами, перевеянными песками, озерно-термокарстовыми осадками, солифлюксием, делювиальными слоистыми алевропесками склонового смыва и др.

Расчистки опорного разреза 430 км Оби, судя по геологическим данным (рис. 4), вскрывают песчаные отложения прирусловой отмели аллювия II надпойменной террасы, залегающие на хашгортском диамиктоне и содержащие его мелкие обломочки размером от 1–2 до 5–6 мм наряду с редкой дресвой и мелкой галькой литифицированных пород (“мусорные слои”). Позднечетвертичный комплекс териофауны в данном случае является синхронным со временем завершения формирования аллювия II террасы Оби на переходе от МИС-3 к МИС-2. Особых проблем при стратогенетической интерпретации отложений этого разреза не возникает. Выделяется три комплекса отложений снизу вверх: хашгортская морена, аллювий II террасы и субаэральный покров. Палеонтологические, геохронологические и геологические данные не противоречат друг другу.

Опорный разрез 442 км (в предыдущих публикациях 440 км) от устья Оби интересен тем, что здесь вверх от уровня 7.7 м над бровкой бечевника расчисткой вскрыты флювиальные пески мощностью 13.3 м. Формирование верхнечетвертичного аллювия такой повышенной мощности и на таких высоких гипсометрических отметках совершенно не укладывается в современные представления о геологическом строении верхнечетвертичной толщи района (Зольников и др., 2021). Кроме того, фациальная архитектура этих отложений не соответствует традиционному циклу речной седиментации: от косослоистых песков русловой фации до маломощного слоя параллельно-слоистых алевропесков и алевритов пойменной фации и старичных заторфованных отложений. Вместо этого флювиальные отложения представлены плоскопараллельно-косослойчатыми, пологоволнисто-слойчатыми, косослоистыми и параллельно-слоистыми хорошо промытыми песками с гравием, глиняными окатышами и растительным детритом. Кроме того, формирование верхнечетвертичного пойменного аллювия на уровне выше 8 м над бровкой бечевника современной Оби представляется абсолютно нереальным. При этом обращает на себя внимание отсутствие следов даже кратковременных субаэральных обстановок (кротовин, эфемерных палеопочв, синседиментационных мерзлотных клиньев) в осадконакоплении всей флювиальной толщи, которая по текстурно-структурному облику представляет собой отложения кратковременного, но мощного водного потока, что вполне соответствует динамике катафлювиальных отложений, формирующихся на стадии спуска ледниково-подпрудного бассейна.

Приведем 6 дат, недавно полученных методом оптико-стимулирующей люминесценции (Borodin et al., 2023) из нижней части катафлювиальных песков в интервале 13.4–11.6 м над бровкой бечевника. Три даты, выполненные в Лаборатории оптически стимулированной люминесценции ВСЕГЕИ, дали среднее значение около 117 тыс. лет назад с разбросом значений в 15 тыс. лет. Три даты, выполненные в Лаборатории люминесцентного датирования факультета наук о Земле Орхусского университета (Дания), дали среднее значение по кварцу 165 тыс. лет назад с разбросом значений в 7 тыс. лет и среднее значению по полевому шпату 193 тыс. лет назад с разбросом значений в 15 тыс. лет. Эти данные не противоречат стратогенетической интерпретации песчаной толщи опорного разреза 442 км (рис. 5), так как в катафлювиальных отложениях велика вероятность недозасвеченности обломочного материала, заимствованного из размываемых водными потоками отложений. В этой связи интересно, что более молодая дата 109 тыс. лет назад и две даты в среднем 117 тыс. лет назад получены из отложений, локализованных ниже (на уровне около 8 м над бечевником) и выше (на уровне около 13.5 м над бечевником) соответственно по сравнению с отложениями, из которых получены три даты с более древним возрастом в среднем 165 тыс. лет назад (на уровне около 11.8 м над бечевником). Геохронометрические данные позволяют предположить, что пески с древним возрастом, зажатые между песками с молодым возрастом, представляют собой результат ближнего переотложения среднечетвертичного аллювия. Судя по палеонтологическим данным, а именно по эволюционному уровню копытных леммингов, возраст этих отложений соответствует началу самаровского оледенения (начало интервала 240–300 тыс. лет). При этом две из молодых дат — 124 ± 14 и 118 ± 12 тыс. лет — назад попадают по своим доверительным интервалам на рубеж завершения последнего оледенения среднего неоплейстоцена (130 тыс. лет назад), а третья (самая нижняя по высоте) 109 ± 10 тыс. лет назад близка к ним.

Таким образом, геологические разрезы 430 км и 442 км, содержащие разновозрастные комплексы териофауны в мусорных прослоях, залегают в совершенно не сходных геолого-геоморфологических позициях. Существенное различие возраста их териофаун стало понятным после проведенных экспедиционных работ в результате построения детальных литологических колонок по расчисткам в береговых обрывах 430 и 442 км. Кроме того, питлярские пески в аналогичной геолого-геоморфологической позиции встречаются достаточно часто как на правобережье Большой Оби, так и на левобережье Малой Оби (Архипов, 1997). Это позволяет говорить о том, что хашгортская морена повсеместно в данном районе подстилается аллювиальными отложениями среднечетвертичного возраста. Возможно, питлярские пески являются стратиграфическим аналогом казанцевских морских слоев с возрастом МИС-7, а следовательно, и аналогом среднечетвертичного аллювия разреза р. Сейда на севере Печорской низменности (Астахов, 2020). Если это подтвердится дальнейшими геохронометрическими исследованиями, то на нижней Оби может появиться новый фактологически обоснованный стратиграфический маркер середины среднего неоплейстоцена, представленный не только морскими, но и континентальными (аллювиальными) отложениями.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные геолого-геоморфологические исследования позволили снять противоречия между современными стратиграфическими представлениями о строении четвертичных отложений правобережья Большой Оби и разным возрастом териофауны из косослоистых аллювиальных песков с мусорными прослоями для разреза 430 км и из флювиогляциальных (катафлювиальных) песков 442 (440) км. Полученные результаты подтвердили высказанное ранее предположение о том, что териофауна среднечетвертичного возраста могла присутствовать в верхненеоплейстоценовых флювиальных отложениях за счет близкого переотложения костных остатков из аллювиальных мегакластов в хашгортских диамиктонах (Зольников и др., 2021). Таким образом, изучение косослоистых песков в обнажениях 442 (440) км и 430 км на правом берегу Большой Оби позволило провести стратогенетическую интерпретацию костеносных слоев, которая позволяет согласовать палеонтологические данные по териофауне и современные стратиграфо-палеогеографические построения в единую непротиворечивую картину. Новые данные позволили обосновать возраст питлярских песков как среднечетвертичный. Таким образом, появляется перспектива получения нового стратиграфического маркера для верхней части среднего плейстоцена, который может быть использован для корреляции между четвертичными отложениями Европейской и Азиатской областей Арктики.

Благодарности. Авторы выражают благодарность чл.- корр. РАН Н.Г. Смирнову за предоставленные фотографии совместных полевых работ ИЭРиЖ УрО РАН, ЗапСибНИГНИ и ТКГРЭ в 1980-х гг.

Источники финансирования. Палеонтологическая часть исследования выполнена при финансовой поддержке Российского научного фонда, проект № 22-14-00332 “Фаунистические связи Европы и Азии в четвертичном периоде на примере широко распространенных мелких млекопитающих Северной Евразии”. Геолого-геоморфологическая часть исследования выполнена при финансовой поддержке Российского научного фонда, проект № 22-17-00140 “Позднечетвертичная история магистральных долин Западной Сибири”.

1 Знаком (†) отмечены вымершие виды.

×

About the authors

I. D. Zolnikov

Institute of Geology and Mineralogy, SB RAS; Novosibirsk State University

Author for correspondence.
Email: bor@ipae.uran.ru
Russian Federation, Novosibirsk; Novosibirsk

A. V. Borodin

Institute of Plant and Animal-Ecology, Ural Branch of RAS; Ural Federal University

Email: bor@ipae.uran.ru
Russian Federation, Yekaterinburg; Yekaterinburg

E. A. Filatov

Institute of Geology and Mineralogy, SB RAS

Email: bor@ipae.uran.ru
Russian Federation, Novosibirsk

S. E. Korkin

Institute of Plant and Animal-Ecology, Ural Branch of RAS; Nizhnevartovsk State University

Email: bor@ipae.uran.ru
Russian Federation, Yekaterinburg; Nizhnevartovsk

E. A. Markova

Institute of Plant and Animal-Ecology, Ural Branch of RAS

Email: bor@ipae.uran.ru
Russian Federation, Yekaterinburg

L. E. Yalkovskaya

Institute of Plant and Animal-Ecology, Ural Branch of RAS

Email: bor@ipae.uran.ru
Russian Federation, Yekaterinburg

A. T. Galimov

Institute of Plant and Animal-Ecology, Ural Branch of RAS; Ural Federal University

Email: bor@ipae.uran.ru
Russian Federation, Yekaterinburg; Yekaterinburg

P. S. Levitskaya

Institute of Geology and Mineralogy, SB RAS; Novosibirsk State University

Email: bor@ipae.uran.ru
Russian Federation, Novosibirsk; Novosibirsk

References

  1. Абрамсон Н.И., Лисовский А.А. Подсемейство Arvicolinae // Млекопитающие России: систематико-географический справочник. М.: КМК, 2012. С. 220–276.
  2. Агаджанян А.К. Изучение истории мелких млекопитающих // Частные методы изучения истории современных экосистем. М.: Наука, 1979. С. 164–193.
  3. Агаджанян А.К. Мелкие млекопитающие плиоцен-плейстоцена Русской равнины. М.: Наука, 2009. 676 с.
  4. Архипов С.А. Хронология геологических событий позднего плейстоцена Западной Сибири // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 12. С. 1836–1884.
  5. Астахов В.И. О хроностратиграфических подразделениях верхнего плейстоцена Сибири // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. № 11. С. 1207–1220.
  6. Астахов В.И. Средний и поздний неоплейстоцен ледниковой зоны Западной Сибири: проблемы стратиграфии и палеогеографии // Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода. 2009. № 69. С. 8–24.
  7. Астахов В.И. Четвертичная геология суши: учебное пособие. СПб.: Изд-во Санк-Петерб. ун-та, 2020. 440 с.
  8. Астахов В.И., Назаров Д.В. Стратиграфия верхнего плейстоцена севера Западной Сибири и ее геохронометрическое обоснование // Региональная геология и металлогения. 2010. № 43. С. 36–47.
  9. Бородин А.В. Определитель зубов полевок Урала и Западной Сибири (поздний плейстоцен–современность). Екатеринбург: Изд-во Уральского гос. ун-та, 2009.
  10. Бородин А.В., Косинцев П.А. Млекопитающие плейстоцена севера Западной Сибири // Мамонт и его окружение: 200 лет изучения. М.: Геос, 2001. С. 244–252.
  11. Бородин А.В., Смирнов Н.Г. Основные этапы развития фауны мелких млекопитающих в экосистемах севера Западной Сибири // Экология. 1984. № 2. С. 75–77.
  12. Бородин А.В., Маркова Е.А., Струкова Т.В. Подход к унификации межзональных и межрегиональных корреляций фаунистических комплексов млекопитающих в широтных зонах Северной Евразии (на примере фаун полевок четвертичного периода) // Зоологический журнал. 2019. Т. 98. № 10. С. 1137–1147.
  13. Вангенгейм Э.А., Певзнер М.А., Тесаков А.С. Зональное расчленение квартера Восточной Европы по мелким млекопитающим // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2001. Т. 9. № 3. С. 76–88.
  14. Зажигин В.С. Грызуны позднего плиоцена и антропогена юга Западной Сибири. М.: Наука, 1980. 156 с.
  15. Зажигин В.С. О копытных леммингах (Dicrostonyx, Microtinae, Rodentia) Ойгос-Яра Восточной Сибири и о видовом статусе среднеплейстоценового вида рода Dicrostonyx // Естественная история Российской Восточной Арктики в плейстоцене и голоцене. М.: ГЕОС, 2003. С. 14–26.
  16. Зиновьев Е.В. Фауны насекомых Урала и Западно-Сибирской равнины в четвертичном периоде. Автореф. дисс. … д-ра биол. наук. Екатеринбург, 2020. 42 с.
  17. Зольников И.Д., Гуськов С.А., Мартысевич У.В. О вероятности формирования части четвертичных палеоврезов на севере Сибири термоэрозионными процессами // Криосфера Земли. 2004. Т.VIII. № 3. С. 3–10.
  18. Зольников И.Д., Анойкин А.А., Постнов А.В., Выборнов А.В., Филатов Е.А., Васильев А.В., Пархомчук Е.В. Проблемы расчленения и корреляции аллювиальных отложений неоплейстоцена Нижнего Приобья // Геология и минерально-сырьевые ресурсы Сибири. 2021. № 10. С. 18–27.
  19. Зольников И.Д., Анойкин А.А., Филатов Е.А., Левицкая П.С., Чупина Д.А., Глушкова Н.А., Бордюгова Е.А. Геологическое строение четвертичных отложений правобережья р. Большой Оби (север Западной Сибири) // Региональная геология. 2022. № 5. С. 38–47.
  20. Зубаков В.А., Борзенкова И.И. Палеоклиматы позднего кайнозоя. Л.: Гидрометеоиздат, 1983. 216 с.
  21. Киселев С.В. Плейстоценовые и голоценовые жесткокрылые Западной Сибири // Современное состояние и история животного мира Западно-Сибирской низменности. Свердловск: УрО АН СССР, 1988. С. 97–118.
  22. Лазуков Г.И. Антропоген северной половины Западной Сибири. М.: Изд-во МГУ, 1970. 322 с.
  23. Материалы к характеристике наземных экосистем бассейна реки Аган, Аганского и Сибирских увалов в позднечетвертичное время. Деп. в ВИНИТИ 11.01.1994. № 83-В94. 198 с.
  24. 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: Сб. научн. трудов. Свердловск: УрО АР СССР, 1988. С. 65–80.
  25. Постановления Межведомственного стратиграфического комитета и его постоянных комиссий. Вып. 38. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2008. С. 121–122.
  26. Смирнов Н.Г. Грызуны Урала и прилегающих территорий в позднем плейстоцене и голоцене. Автореф. дисс. … д-ра биол. наук. Свердловск, 1994. 58 с.
  27. Смирнов Н.Г., Большаков В.Н., Бородин А.В. Плейстоценовые грызуны севера Западной Сибири. М.: Наука, 1986. 146 с.
  28. Смирнов Н.Г., Головачев И.Б., Бачура О.П., Кузнецова И.А., Чепраков М.И. Сложные случаи определения зубов грызунов из отложений позднего плейстоцена и голоцена тундровых районов Северной Евразии // Материалы по истории и современному состоянию фауны севера Западной Сибири. Сост. Косинцев П.А. Челябинск: Рифей, 1997. С. 60–90.
  29. Тесаков А.С. Биостратиграфия среднего плиоцена–эоплейстоцена Восточной Европы (по мелким млекопитающим). М.: Наука, 2004. 247 с.
  30. Унифицированная региональная стратиграфическая схема четвертичных отложений Западно-Сибирской равнины. Объяснительная записка. Новосибирск: СНИИГГиМС, 2000. 64 с.
  31. Шик С.М. Горизонты неоплейстоцена центра Европейской России: сопоставление со ступенями общей стратиграфической шкалы, стратотипы и гипостратотипы // Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода. 2014. № 73. С. 52–62.
  32. Эволюция экосистем Европы при переходе от плейстоцена к голоцену (24–8 тыс.л.н.). М.: КМК, 2008. 556 с.
  33. Ялковская Л.Э., Маркова Е.А., Бородин А.В. Наземные экосистемы среднего плейстоцена в высоких широтах Евразии: новые данные из аллювиальных отложений местонахождения Хашгорт в Нижнем Приобье // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. Материалы X Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. М.: ГЕОС, 2017. 532 с.
  34. Borodin A.V., Yalkovskaya L.E., Markova E.A. New data on the middle Pleistocene micromammal faunas of the north of Western Siberia // Abstract book of the XVI Annual Meeting of the European Association of Vertebrate Paleontology. Caparica, Portugal, June 26–July 1, 2018.
  35. Borodin A.V., Markova E.A., Korkin S.E., Trofimova S.S., Zinovyiev E.V., Isypov V.A., Yalkovskaya L.E., Kurbanov R.N. Late Middle Pleistocene sequences in the lower Ob’ and Irtysh (Western Siberia) and new multi-proxy records of terrestrial environmental change // Quaternary Int. 2023. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2023.07.009
  36. Haslett J., Parnell A.C. A simple monotone process with application to radiocarbon‐dated depth chronologies // J. Roy. Statistical Soc. Ser. C (Applied Statistics). 2008. V. 57. № 4. P. 399–418.
  37. Hernández Fernández M. Bioclimatic discriminant capacity of terrestrial mammal faunas // Global Ecol. Biogeogr. 2001. V. 10. P. 189–204.
  38. Markova E., Borodin A. An advanced form of Microtus nivaloides Forsyth Major, 1902 (Arvicolinae, Rodentia) in the late Middle Pleistocene of West Siberia: facts and hypotheses // Historical Biology. 2023. V. 35. № 10. P. 1975–1991.
  39. Markova E.A., Strukova T.V., Borodin A.V. Arvicolines (Arvicolinae, Rodentia) as paleoenvironmental proxies: classification of species inhabiting the central part of Northern Eurasia based on environmental preferences of their modern representatives // Biol. Bull. 2018. V. 45. № 7. Р. 156–166.
  40. Markova E.A., Strukova T.V., Borodin A.V. Can we infer humidity gradients across the Ural Mountains during the Late Quaternary using arvicoline rodents as an environmental proxy? // Russ. J. Ecol. 2022. V. 53. № 6. P. 481–494.
  41. Maul L.C., Markova A.K. Similarity and regional differences in Quaternary arvicolid evolution in Central and Eastern Europe // Quaternary Int. 2007. V. 160. P. 81–99.
  42. Reimer P.J., Austin W.E.N., Bard E., Bayliss A., Blackwell P.G., Ramsey C.B., Butzin M., Cheng H., Edwards R.L., Friedrich M., Grootes P.M., Guilderson T.P., Hajdas I., Heaton T.J., Hogg A.G., Hughen K.A., Kromer B., Manning S.W., Muscheler R., Palmer J.G., Pearson C., van der Plicht J., Reimer R.W., Richards D.A., Scott E.M., Southon J.R., Turney C.S.M, Wacker L., Adolphi F., Büntgen U., Capano M., Fahrni S.M., Fogtmann-Schulz A., Friedrich R., Köhler P., Kudsk S., Miyake F., Olsen J., Reinig F., Sakamoto M., Sookdeo A., Talamo S. The IntCal20 Northern Hemisphere Radiocarbon Age Calibration Curve (0–55 cal kBP) // Radiocarbon. 2020. V. 62. № 4. P. 725–757.
  43. Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I., Demidov I., Dowdeswelle J.A., Funder S., Gataullin V., Henriksen M., Hjorti C., Houmark-Nielsen M., Hubberten H.W., Ingolfsson O., Jakobsson M., Kjæri K.H., Larsenn E., Lokrantz H., Lunkka J.P., Lysa A., Mangerud J., Matiouchkov A., Murray A., Moller P., Niessen F., Nikolskaya O., Polyak L., Saarnisto M., Siegert C., Siegert M.J., Spielhagen R.F., Stein R. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia // Quaternary Sci. Rev. 2004. V. 23. № 11–13. P. 1229–1271.
  44. van Kolfschoten T. On the application of fossil mammals to the reconstruction of the palaeoenvironment of northwestern Europe // Acta Zoologica Cracoviensia. 1995. V. 38. № 1. Р. 73–84.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. JATS XML
Download
2. Fig. 1. The research area. 1 — locations of geological sections (No. 1 — 430 km; No. 2 — 442 km); 2 — settlements; 3 — hydro grid

Download (195KB)
Indexing metadata
3. Fig. 2. Location 430 km: general view of the coastal outcrop and clearing of Quaternary sediments. (a) — a general view of the location of 430 km in 1981, a white rectangle indicates the place of selection of paleontological material; (b) — the place of selection of paleontological material from alluvial deposits containing fossils, 1981; (c) — a general view of the location 430 km in 2021, the contours mark the clearing sites: white vertical rectangle — clearing 1, white square — clearing 2; (d) — clearing 1 location 430 km, 2021; (e) — clearing 2, lower part, 2021

Download (894KB)
Indexing metadata
4. Fig. 3. Location 442 km (other names — Khashgort, Bolshaya Ob 440 km): general view of the coastal outcrop of quaternary sediments and their clearing. (a) — the western exposure of the right bank of the Bolshaya Ob in 1981; the arrow marks the top of the layer corresponding to layer 15 of the 442 km section; (b) — the western exposure of the right bank of the Bolshaya Ob in 2021, the arrow marks the top of layer 15 of the 442 km section; (c) — the process of clearing the left bank of the log (northern exposure) of the 442 km section, the arrow marks the top of layer 15 of the section; (d) — the lower part of the section 442 km, the left bank of the log, the northern exposure, the arrow marks the layer 15 of the section; (e) — clearing layers 15-18 of the section 442 km (western exposure) at the junction with the clearing of the left bank of the log (northern exposure)

Download (1MB)
Indexing metadata
5. Fig. 4. Lithological columns for the sections of the Lower Ob under discussion (Shuryshkarsky district, Yamalo-Nenets Autonomous District). 1 — sand; 2 — siltstone; 3 — aleurope; 4 — aleuropelite; 5 — sandaleuropelite; 6 — soil; 7 — pebbles, boulders; 8 — layering; 9 — vegetable detritus; 10 — allochthonous peat; 11 — cryogenic wedges; 12 — interlayer with convolutions; 13 — modern soil; 14 — OSL-dates of the Laboratory of Optically Stimulated Luminescence of VSEGEI; 15 — OSL -dates of the Laboratory of Luminescent Dating of Aarhus University (Denmark); 16 — layer numbers; 17 — pack numbers; 18 — sites of selection of theriofauna

Download (525KB)
Indexing metadata
6. Fig. 5. Detailed section of the lower part of the catafluvial thickness of 442 km. For symbols, see Fig. 4

Download (610KB)
Indexing metadata
7. Fig. 6. Photos of textures. (a) — gently undulating lenticular layering; (b) — plane-parallel-oblique layering; (c) — parallel layering; (d) — diagonal layering; (e) — oblique layering with vegetable detritus; (f) — recumbent fold

Download (1MB)
Indexing metadata
8. Fig. 7. The evolutionary level of hoofed lemmings of the genus Dicrostonyx in locations near the village of Khoshgort, determined by the morphotypic characteristics of the first (M1) and second (M2) upper teeth. (a) — morphotypes (using the example M1) used to isolate chronovids of the late (D. gulielmi) and Middle (D. simplicior) Neopleistocene of Western Siberia (according to Smirnov et al., 1997); the arrow shows the distal (posterior) section of the tooth, where differences in the morphotypes sim, hen and tor are traced; (b) — the ratio of M1 and M2 morphotypes in samples from locations 430 and 442 km of the Ob; the asterisk marks the locations studied in the 1980s (Smirnov et al., 1986), the rest were studied in 2016-2022; N is the number of intact and damaged teeth (M1/M2) with identifiable morphotypic characteristics

Download (176KB)
Indexing metadata

Copyright (c) 2024 Russian Academy of Sciences