Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Изученность и современные представления об эоловых отложениях крнолитозоны 18
1.1. Распространение эоловых песков в пределах крнолитозоны Северного Полушария и их изученность 18
1.2. Изученность и современные представления об эоловых отложениях в Якутии 27
ГЛАВА 2. Методы исследований 43
2.1. Полевые работы 43
2.2. Гранулометрический анализ 44
2.3. Минералогический анализ 51
2.4. Микроморфологический анализ
2.4. Радиоуглеродное датирование 54
2.5. Методы дистанционного картографирования и пространственного анализа 54
ГЛАВА 3. Физико-географическая характеристика районов распространения дюнных массивов центральной Якутии 56
3.1. Орогидрография 56
3.2. Климат районов распространения дюнных массивов 56
3.3. Геолого-тектонические условия 59
3.4. Геоморфология 60
3.5. Четвертичные отложения 62
3.6. Мерзлотно-гидрогеологические условия 63
ГЛАВА 4. Криолитологическое строение опорного разреза тукулана «кысыл-сырский» 69
4.1. Географическое положение и ландшафтно-геоморфологическая характеристика тукулана «Кысыл-Сырский» 69
4.2. Растительный покров и эолово-биогенное рельефообразование тукулана «Кысыл-Сырский» 75
4.3. Стратиграфическая характеристика и криогенное строение отложений 79
4.4. Статистический анализ гранулометрического состава 92
4.5. Минералогический состав 105
4.6. Анализ микроморфологических особенностей поверхности кварцевых зерен 111
4.7. Радиоуглеродное датирование и возраст Кысыл-Сырского разреза 127
4.8. Генезис и палеогеографические условия осадконакопления разреза Кысыл-Сырский 133
Выводы по главе 4 147
ГЛАВА 5. Картографирование и пространственный анализ дюнных комплексов центральной Якутии 149
5.1. Дешифровочные признаки дюнных комплексов на космических снимках 149
5.2. Типы дюнных образований 151
5.3. Пространственный анализ площадей и гипсометрического интервала дюнных комплексов 5.4. Геоморфологические и стратиграфические взаимоотношения дюнных образований
и вмещающего рельефа 158
Выводы по главе 5 171
Заключение 174
Литература
- Изученность и современные представления об эоловых отложениях в Якутии
- Микроморфологический анализ
- Геолого-тектонические условия
- Стратиграфическая характеристика и криогенное строение отложений
Изученность и современные представления об эоловых отложениях в Якутии
Большое количество работ посвящено песчаным массивам, приуроченным к областям развития оледенений и территориям, прилегающим к ним. Здесь авторы (Tuck, 1940; Pewe et al., 1953) также связывают развитие песчаных массивов с ветровой переработкой во время оледенений территории в течение четвертичного периода (Van Alstine, Black, 1944; Wallace, 1948). Т. Клемсдал, изучая дюнные комплексы Норвегии, пришел к выводу, что ветровой переработке подвергаются ледниковые, флювиогляциальные и флювиальные отложения (Klemsdal, 1969). О флювиогляциальном происхождении отложений писал П.С. Смит (Smith, 1939). Он считал, что крупные потоки ледниковых вод пересекали территории, не подвергавшиеся оледенению, перенося и откладывая песчаный материал, который впоследствии был переотложен ветром. По данным многих авторов отложения имели также озерное происхождение (Eakin, 1916; Mertie, 1937; Capps, 1940; Taber, 1943). Так, во время последнего оледенения в верхнем течении р. Танана сформировалось подпрудное озеро, в котором в результате ледникового выноса накопилось значительное количество песчано-суглинистых осадков. Они сформировали террасы высотой до 80 м. После спуска озера и незначительного вреза поверхности террасы вышли из аккумулятивного режима и под воздействием сильных ветров осадки были трансформированы в системы мощных параболических дюн высотой до 50 м.
Большое внимание исследователей занимали возраст и реконструкция условий формирования дюнных массивов. Для восстановления истории формирования и климатической обстановки было выполнено изучение морфологии дюн и их строения (Dijkmans et al., 1986; Koster and Dijkmans, 1988, Dijkmans, Koster, 1990). Ряд авторов выполнили картирование дюнных комплексов и выделили различные геоморфологические модификации: незакрепленные дюны, дюны с острым гребнем, дюны, выступающие над поверхностью не больше, чем на половину объема. И на основании полученных результатов предположили, что основные колебания эоловой активности происходили в течение голоцена (Fernald, 1964; Hamilton, 1984; Kuhry-Helments et al, 1985).
Динамику эоловой деятельности восстанавливали на основе изучения химического состава отложений (David, 1971а). Изучая химический состав дюнных комплексов в провинции Манитоба П.П. Давид (David, 1971а) отметил отсутствие карбонатных минералов в составе отложений, в то время как Д.Р. Маш (Mush et al., 1997а), изучая дюны прилегающих территорий писал о незначительном содержании тех же минералов. Он предположил, что минералы выщелачиваются в процессе закрепления растительностью песчаных осадков. Альтернативное объяснение говорит о том, что при переносе отложений минералы кальцита и доломита разрушаются до тонкодисперсного материала и выносятся из песков в виде суспензии (Руе, Тсоаг, 1990). Таким образом, Д.Р. Маш (Muhs et al, 1997а) предположил, что в периоды, когда дюны находятся в закрепленном состоянии, происходит выщелачивание карбонатных минералов, что позволяет судить о периодах закрепления песков и активизации ветрового переноса. Хронология эоловой деятельности была реконструирована на основании результатов оптико-люминесцентного и радиоуглеродного датирования. Данные оптико-люминесцентного датирования, выполненные для песчаных массивов, расположенных в западной части Канады, показывают, что накопление происходило в период 4,5-2,9 тыс. л.н., затем в период 980-400 л.н. произошел спад интенсивности, и снова возобновился порядка 260-230 л.н. (Wolfe et al., 2002b). П.П. Давид (David, 1971) и С.А. Вольф (Wolfe et al, 2000) для реконструкции климатической обстановки применили такие методы как масс-спектрометрия и радиометрия отложений. В результате были выделены периоды, во время которых происходило снижение эоловой активности и формировались почвенные горизонты 2,3-2,0, 1,4-1,0 и 0,6-0,5 тыс. л.н. Усиление эоловых процессов происходило до и после каждого из этих периодов. Результаты обобщены в работах С.Л. Формана (Forman et al., 1992; 2001), Р.Ф. Мадоле (Madole, 1994), Д.Р. Маш и В.Т. Холидея (Muhs, Holliday, 1995; Muhs et al, 1997a), C.A. Вольфа (Wolfe et al, 1995; 2001), Д.М. Хопкинса и Дж.Л. Ранниннга (Hopkins, Running, 2000).
До 1991 года для дюн Скандинавии были опубликованы данные радиометрии погребенных почв. Возраст их составляет 7160±200 лет (Seppala, 1971). М. Сеппала полагает, что снижение эоловой деятельности произошло после отступания ледников вследствие закрепления поверхности растительностью. Позже результаты оптико-люминесцентного датирования показали, что накопление эоловых отложений началось менее 7 тыс. л.н.
Обстановку накопления песков изучали по залегающим в разрезе флювиальным, эоловым отложениям, и погребенному торфу в разрезе естественного обнажения р. Кобук (Ashley, Hamilton, 1993). Как известно, оледенение в плейстоцене сопровождалось аллювиальной и эоловой деятельностью. В результате сформировались террасы, уровень которых был выше современных на 13 м (Hamilton, Ashley, 1993). В течение последнего термического минимума (24-19 тыс. л.) области дюн сильно расширились (Hamilton et al.., 1987). После чего 18,5 тыс. л.н. в результате сильного размыва реками площади распространения дюн сильно сократились. Уровень рек стал близким к современному. И порядка 3 тыс. л.н. началось накопление торфа вследствие значительного увеличения влажности климата. Хронологию климатических изменений подтвердили результаты палинологических исследований дюн на северо-западе Аляски, выполненные П.М. Андерсеном (Andersen, 1985, 1988b), исследования побережья Чукотского моря O.K. Мейсонаи Дж.В. Джордана (Mason, Jordan, 1993; Mason et al.., 1995) и другими.
Микроморфологический анализ
Частично это предположение поддержал С.С. Коржуев (1959). Изучая геоморфологическое строение долины среднего течения р. Лена, автор отметил, что во время циклических подъемов уровня рек устья неоднократно смещались. Следствием этого явилось мощное накопление песков и образование аккумулятивных террас. Слагающие террасы пески в настоящее время сильно разносятся ветром, в результате на их поверхности образуются многочисленные дюны и дюнные цепи. В.Г. Зольников утверждает (Зольников, 1954), что в эпоху четвертичных оледенений, в результате подпора моренами и ледниками в пределах Центрально-Якутской равнины образовался обширный замкнутый бассейн, куда стекали с окружающих гор многочисленные реки, которые и накопили мощные толщи песчаных отложений русловой, пойменной и дельтовой фации, впоследствии переработанных ветром. П.Д. Павлов и Г.Н. Максимов поддерживают эту гипотезу, говоря о том, что пески являются реликтами аллювиального комплекса, которые в процесс накопления и после в условиях суровой климатической обстановки подвергались эоловой переработке (Павлов, Максимов, 1981).
Суровую климатическую обстановку эпох оледенений считает основной причиной формирования тукуланов группа авторов, поддерживающих типично эоловую гипотезу. Мощные ледники оказались важным фактором деятельности ветра. Они сыграли большую роль не только в формировании холодных масс воздуха, но в направлении и скорости их движения. Г.Ф. Лунгерсгаузен и Б.Н. Леонов (Лунгерсгаузен, 1961) пишут о том, что тукуланы - это реликты эпохи максимального оледенения. В результате подпруживания р. Лена ледниковым языком на отрезках ее долины, ограниченных параллелями 64-67 и 68-70 с.ш., была создана система гляциобсеквентных долин, зандровые отложения которых подверглись переработке ветрами в условиях холодной пустыни приледниковой зоны. Позже тукуланы подвергались неоднократному ветровому воздействию вплоть до послеледникового времени. М.Н. Алексеев (1961) также называет тукуланы типично эоловыми отложениями, переработанными ветрами в дюны. В отличие от предыдущего автора И.И. Невяжский и Р.А. Биджиев утверждают, что источником эоловых песков являются также местные, подстилающие тукуланы коренные породы. На это указывает довольно постепенный переход от мезозойских отложений к четвертичным эоловым образованиям (Невяжский, Биджиев, 1960).
Необходимо отметить роль растительного покрова в формировании тукуланов (Герасимов, 1969; Павлов, 1977). И.П. Герасимов пишет, что почвенно-растительный покров является своего рода «регулятором» современного рельефа, обладающего динамическим равновесием - отсутствие почвенного покрова приводит к образованию эолового рельефа. Наиболее широкое развитие эоловых процессов и активная ветровая обработка происходила в суровых условиях приледниковой области, в которой отсутствовал достаточный почвенный покров и лесная растительность. Вследствие этого рыхлые осадки легко подвергались ветровому воздействию. Для этих отложений источником стала Верхоянская горная система и территория, расположенная в бассейнах р. Алдана и верхнего течения р. Лены. В подтверждении к этому А.И. Медянцев говорит о том, что переработке подверглись отложения, лишенные всякой растительности: в зоне древней поймы в приледниковой части отсутствие растительности обусловлено постояннодействующими паводковыми водами и сильными штормовыми ветрами, в то время как на более высоких террасах - вследствие действия постоянных холодных ветров (Медянцев, 1962). Зависимость распространения дюн от влажности и сухости климата прослеживается особенно хорошо в долинах рек потому, что дюны здесь лучше сохраняются. Последнее, по мнению Н. А. Соколова (1884), связано с тем, что в долинах растительность может успешнее бороться с ветром и скорее закреплять обнаженный песок, чем на открытых местах.
О времени образования песчаных массивов также нет единого мнения. Сторонники эоловой гипотезы относят начало формирования тукуланов к концу раннего - началу среднего неоплейстоцена (Лунгерсгаузен Г.Ф. и т.д.). Их в этом поддерживает А. И. Медянцев. Он считал, что поскольку благоприятные условия для ветровой обработки были во время максимального оледенения, происходившего в среднем плейстоцене, то и образование песчаных массивов относится к этому периоду.
Авторы аллювиально-эоловой теории относят образование тукуланов к этапам формирования речных террас (Коржуев, 1959). Возраст низких террас позднечетвертичный. Песчаные массивы 4-ой и 5-ой террас, имеющих среднечетвертичный возраст, - это террасовые пески, подвергшиеся миграции из долины р. Лена на ее междуречья: пески из долины были ветром перенесены на водораздел.
Исследователи не исключают и формирование тукуланов в современных условиях (Коржуев, 1960). В свою очередь В.В. Колпаков утверждает о периодическом возникновении условий для образования песчаных пустынь на протяжении неоплейстоцена и голоцена. Аккумулятивные эоловые образования Центральной Якутии он относит преимущественно к голоцену и в меньшей степени к позднему неоплейстоцену (Колпаков, 1970).
Наиболее интересные данные о строении, фациальном составе и возрасте комплекса террас правобережья р. Лены получены группой исследователей (Waters et al.., 1999) в ходе изучения наиболее древней в Сибири палеолитической стоянки Диринг-Юрях (6112 с.ш.; 12828 в.д.). Эта стоянка обнаружена на наиболее высокой террасе р. Лены Ю.А. Мочановым в 1980-х гг. (Mochanov, 1993). Возраст и происхождение обнаруженных в ней артефактов оставались предметом драматической дискуссии разных археологических школ. Стоянка расположена в 140 км к югу от г. Якутска на наиболее высокой и древней Табагинской террасе р. Лены высотой 120 м от ее современного уровня (Мочанов, 1993), к которой примыкает более низкая Бестяхская терраса высотой около 70 м, возраст которой был слабо обоснован, но предполагался средне плейстоценовым от 400 до 100 тыс. лет.
Геолого-тектонические условия
В тектоническом отношении данная территория относится к Вилюйской синеклизе. Эта структура представляет собой обширный прогиб глубиной в несколько километров, заполненный толщей континентальных отложений юры и мела. Н.С. Шатский (1957) считает Вилюйскую впадину платформенным образованием. Формирование впадины началось в триасе и перми, когда более глубокие участки были вовлечены в процесс прогибания. Площадь прогибания достигла своего максимального значения в нижней и средней юре, затем сократилась и переместилась на восток, в центральную часть, где накопились значительные по площади толщи прибрежно-морских и континентальных угленосных отложений. В верхнемеловое время площадь прогибания еще более сократилась, выделив своим контуром внутреннюю, центральную часть впадины. Заключительная стадия формирования относится ко второй половине верхнего мела, ко времени накопления линденской свиты. Площадь прогибания еще больше сокращается и отступает на запад. Четвертичный период характеризуется дифференцированными отложениями сравнительно небольшой амплитуды.
Геологические строение рассматриваемой территории представлена породами мезозойской и кайнозойской групп (Государственная геологическая карта, 1959). Мезозойские породы имеют континентальное, прибрежно-морское и морское происхождение и содержат остатки фауны в большом количестве. Породы представлены преимущественно мелко- и среднезернистыми песками, глинами и алевролитами морского происхождения. В песках встречаются включения окаменевшего детрита и конкреции твердых песчаников. Породы меловой группы выполняют центральную часть Вилюйской синеклизы. Отложения представлены прибрежными и континентальными угленосными породами. В их состав входят средне, крупно- и грубозернистые слабо литифицированные пески с включениями обугленного детрита и окаменелой древесины.
Рассматриваемая территория представляет собой относительно ровную поверхность. В долине р. Вилюй расположена наиболее пониженная часть. Значительную роль в формировании современного облика рельефа сыграли процессы речной аккумуляции, вследствие миграции речных потоков во второй половине плейстоцена и всего четвертичного периода (Алексеев, 1961).
Одной из отличительных особенностей района является широкое развитие комплексов дюнных песков. Наряду с незакрепленными песками отмечаются районы развития закрепленного эолового рельефа. Кроме того, существование многолетнемерзлых пород обуславливает развитие криогенных форм рельефа. К ним относятся образование термокарстового рельефа и развитие процессов пучения, сопровождающиеся ростом многолетних бугров пучения (булгунняхов).
В пределах Вилюйской равнины М.Н. Алексеев (1961) выделил следующие геоморфологические районы и типы рельефа.
На периферии района: Сильно расчлененное денудационное плато западного обрамления Вилюйской впадины с абсолютными отметками от 200 до 350 м. Область развития молодых поднятий и интенсивной денудации. Этот тип рельефа характеризуется холмистостью, крутыми склонами долин и отчетливо выраженными следами перестройки гидросети. Расчлененное Лено-Вилюйское водораздельное денудационное плато на мезозойских отложениях со слабым проявлением новейших тектонических движений и преобладающим участием процессов денудации. Абсолютные высоты 200-400 м. Для этого типа рельефа характерны более сглаженные формы и меньшая величина вреза.
Расчлененное холмисто-увалистое наклонное денудационное плато обрамления Вилюйской равнины на мезозойских отложениях. Абсолютные высоты от 350 м (на окраине) до 220 м (у внутреннего края). В пределах этого типа увеличивается крутизна склонов и врез речных долин в западном направлении.
В центральной части Вилюйской впадины (70-250 м) в зависимости от степени проявления процессов денудации и аккумуляции были выделены:
Плоская слабо расчлененная денудационная равнина на мезозойских отложениях в области наиболее погруженной части Вилюйской впадины. Эта область представляет собой плоскую равнину с весьма незначительным расчленением.
Слабонаклонная денудационная Приленская равнина на мезозойских и третичных отложениях со значительным расчленением в южной части. Эта область характеризуется широким распространением покровных отложений.
Слабонаклонная аллювиальная эрозионно-аккумулятивная равнина с широким развитием террасового комплекса. Отличительной особенностью этого подтипа является широкое развитие аллювиальных осадков.
Слаборасчлененная аккумулятивная озерная равнина с широким развитием покровных отложений и рельефа, связанного с мерзлотными процессами. В пределах этого подтипа широкое развитие получили термокарстовые процессы и процессы морозного пучения, развивающихся на мелкозернистых покровных отложениях.
Бугристый и грядово-холмистый рельеф песчаных пространств, связанный с эоловой аккумуляцией. Здесь отмечаются процессы переотложения песчаных аллювиальных отложений с образованием дюнного и бугристого рельефа. 3.5. Четвертичные отложения
Среди четвертичных отложений были выделены следующие генетические типы: моренные и флювиогляциальные образования, аллювиальные, озерные, озерно-аллювиальные, озерно-болотные отложения, эоловые осадки (Государственная геологическая карта, 1959).
Формирование озерно-аллювиальных отложений, слагающих древнюю Лено-Вилюйскую равнину, относят к нижнему и среднему отделам четвертичного периода не раньше эпохи максимального оледенения. Основная часть отложений представлена средне-, мелко- и тонкозернистыми песками с включениями крупного песка, гальки, а также линзами суглинков, супесей, глин и торфов. В местах, где пески выходят на поверхность, в них наблюдаются следы последующей эоловой переработки.
Образование аллювиальных отложений (мелкозернистые пески и галечник) четвертой (110-130-метровой) террасы р. Лены также относят к среднему отделу неоплейстоцена (Государственная геологическая карта, 1959).
Считается, что разнозернистые песчано-глинистые отложения третьей надпойменной террасы имеют аллювиальное происхождение и относятся к среднему - началу позднего неоплейстоцена( 2/- 2/) (Государственная геологическая карта, 1959).
Ко второму и третьему звеньям позднего неоплейстоцена (зырянскому и каргинскому времени) относят формирование аллювиальных отложений второй надпойменной террасы (Q32-Q33), сложенной мелкозернистыми песками, реже супесями и глинистыми песками. Предполагается, что на отдельных участках правобережья р. Лены в строении террас участвуют ледниковые и водно-ледниковые глинистые и суглинистые отложения (Государственная геологическая карта, 1959).
Стратиграфическая характеристика и криогенное строение отложений
В пределах изученного тукулана растительный покров весьма беден, но, несмотря на это играет большую роль. Во-первых, он оказывает закрепляющее воздействие на дюны, приводя их к постепенной стабилизации. Во-вторых, травянистые и кустарниковые виды являются своеобразными ловушками для движущегося песка. В результате активного переотложения под действием ветра и быстрого вегетативного размножения (рост боковых побегов) формируются своеобразные асимметричные бугры высотой до 3-4 м и диаметром до 5-8 м. Обычно такие бугры формируются вокруг куртин берез (Betula pubescens, В. pendula, В. Cajander). Кроме берез, в пределах тукулана широко распространена сосна обыкновенная (Pinus sylvestris), находящаяся в непрерывно угнетенном состоянии и, как правило, принимающая карликовую форму.
Бровки некоторых параболических дюн частично закреплены травянистой, реже, кустарниковой растительностью (рис. 4.6). Здесь можно встретить только редкие куртины злаков (Elymus sp.), тимьяна Сергиевского (Thymus sergievskii), полыни Караваева (Artemisia karavaevii) и кардаминопсиса (Cardaminopsis cf. petrea). Причем наиболее высокие гряды параболических дюн приурочены к краевой юго-западной части тукулана, где они активно засыпают редкостойный сосновый бор с примесью березы и лишайниково-толокнянковым покровом (Pinus sylvestris, Betula pubescens, В. pendula, В. Cajander, Arctostaphylos uva-ursi).
Неблагоприятные эоловые процессы, приводящие к угнетению и полному уничтожению древесной растительности (рис. 4.7), заключаются в следующем. Первый проявляется в результате выдувания песка из-под растений и оголения их корневищ. Сопротивляясь данному процессу растения удлиняют корни, пускают придаточные корневища и боковые побеги. Второй процесс, наоборот, приводит к засыпанию стволов на значительную глубину, что служит причиной аградации кровли многолетнемерзлых пород и промерзанию их корневой системы.
Фронтальная активно движущаяся часть тукулана характерна для юго-восточной и восточной его частей. В пределах края отчетливо наблюдается резкая граница современных дюн и более древней эоловой поверхности, поросшей сосново-березовым лесом (рис. 4.8).
Схема расположения исследованных зачисток и шурфов в пределах тукулана «Кысыл-Сырский» приведена на рис. 4.1. Перед обсуждением строения Кысыл-Сырского обнажения, представляющего собой разрез первой террасы р. Вилюй, перекрытый голоценовым комплексом незакрепленных дюн максимальной мощностью до 20-30 м, следует отметить, что полевое изучение данного разреза выполнялось в течении 2 сезонов и представляло существенные технические трудности.
В начале июня 2012 г. во время первого посещения разреза сразу после весеннего половодья уровень р. Вилюй был высокий и находился на отметке 76-79 м. При этом была хорошо обнажена верхняя часть разреза в результате размыва в ходе весеннего половодья. Были вскрыты горизонты озерно-болотных отложений средней части разреза с песчаными жилами, а также перекрывающий их комплекс эоловых отложений. Основная часть разреза находилась в мерзлом или частично мерзлом состоянии. В то же время нам не удалось обнаружить органического материала для выполнения датировок наиболее интересной пачки - озерно-болотных осадков. Многие участки обнажения были недоступны из-за высокого уровня воды и непрерывных процессов обрушения оттаивающих блоков этой фации отложений, что не позволило выполнить их тщательное обследование на участках максимальной мощности. Доступны были лишь фрагменты в северозападной части разреза. К сожалению обнаружить в них представительный материал для датирования не удалось. Однако с моторной лодки были сделаны фотографии с высоким разрешением, на которых впоследствии были обнаружены корневые системы и растительный детрит.
Во время второго посещения в июле 2013 г. был меженный период, уровень реки был на отметке 72 м. Это позволило обнаружить более древний уникальный мощный торфяник, скрытый под водой во время первого обследования разреза. Вместе с тем, верхняя часть разреза оказалась практически не обнаженной и засыпанной песком в результате максимального оттаивания и сползания верхнего дюнного комплекса. Что привело к большим трудностям при выполнении вскрышных работ верхней части разреза, в ходе которых озерно-болотные отложения с приуроченными к ним песчаными жилами были вскрыты на локальном участке, но, к сожалению, на месте вскрытия они не содержали достаточного количества органического материала. Вероятно, что в ходе ближайшего времени будут выполнены новые полевые работы, которые позволят обнаружить материал для определения возраста озерно-болотной фации средней наиболее интересной части Кысыл-Сырского обнажения.
Из-за неравномерной естественной обнаженности берегового обрыва, сложности его зачистки на всю мощность в пределах локального участка и времени года, изучение стратиграфии отложений выполнялось путем комплексирования информации из отдельных зачисток, а также шурфов, заложенных на поверхности современного дюнного комплекса. Местоположение исследованных выработок приведено на рисунке 4.9. Описание разрезов приводится далее по тексту.
Разрез 58 (6355 34" 12316 4", 8.07.2012) был вскрыт шурфом в междюнном понижении за краевой бараханоподобной дюной с абсолютной отметкой поверхности 105,6 м. На участке заложения шурфа из под поверхности выступают фрагменты сильно сгнивших стволов деревьев высотой 5-10 см. На поверхности имеются признаки современной дефляции в виде многочисленных мелких обломков полусгнившей сухой древесины, обнаженных мертвых корешков кустарников. Дефляционная поверхность частично закреплена единичными куртинами низкорослых злаков.
