В Северном Приохотье плейстоценовые оледенения и связанные с ними процессы морфолитогенеза вместе с новейшей тектоникой являются определяющими в формировании морфоскульптурного облика современного рельефа как горных узлов, так и перигляциальной зоны, охватывавшей предгорья и впадины. Ледниковая деятельность полностью определила современную морфологию многих долин, возраст и генезис верхнего слоя осадков неотектонических впадин. Причем интенсивность денудации и осадконакопления резко возрастала в ледниковые эпохи, ослабевая в межледниковья. Поэтому роль оледенений в формировании скульптуры рельефа более значительна, чем межледниковий. Значительная часть межледниковой морфоскульптуры, уничтожалась в ходе очередной ледниковой эпохи не только непосредственной деятельностью ледников, но и развивающимся спектром площадных перигляциальных и криогенных процессов, интенсивность которых также синхронно возрастала и убывала. В ходе пространственного сопряжения разных процессов морфолитогенеза на отдельных участках рельефа сформировались некоторые конвергентные формы и морфолитокомплексы. Поэтому исследование ледникового рельефа является ключевой задачей при геоморфологическом и ландшафтном картировании, палеогеографических и палеоботанических реконструкциях в рассматриваемом регионе. 

Исследованию четвертичных оледенений Приохотского сектора Северо-Востока России посвящены работы А.П.Васьковского, И.А.Резанова, Д.М.Колосова, Ю.П.Барановой, С.Ф.Бискэ, Г.С.Ананьева, О.Ю.Глушковой и целого ряда исследователей ( см. обзор  Глушкова, 1984). Первые сведения о наличии ледниковых отложений в Северном Приохотье были сообщены П.А.Казанским в 1918 г.  В 50-80 гг. XX в. в ходе широкомасштабных геологических изысканий, связанных в основном с поисками россыпного золота, было закартировано большое количество разнообразных ледниковых отложений, а также выработанных и аккумулятивных форм рельефа. В 1970-1980 гг. в научной литературе разгорелись оживленные споры по поводу их возраста. В настоящее время большинство исследователей пришли к выводу, что в современном рельефе Северного Приохотья, да и всего Северо-Востока Азии, в виде аккумулятивных форм (морен и флювиогляциальных террас) выражены лишь отложения двух последних оледенений - зырянского и сартанского (Север..., 1970; Глушкова, 1984; Glushkova, 1994; и др.), относящихся к позднему плейстоцену и проявившихся соответственно около 74-60 и 27,4-12,5 тыс. л.н. (рис. 7). В ряде горных сооружениях имеются следы голоценового оледенения - неогляциальная стадия, а также современные ледники. Отложения более древних плейстоценовых ледниковых эпох к настоящему времени сохранились лишь в составе осадков некоторых впадин и известны из единичных скважин. Не исключается их наличие и на Охотском шельфе. Однако надежных данных о возрасте этих образований пока не имеется. 

Предполагается, что к среднеплейстоценовым оледенениям, носившим покровный и полупокровный характер, относятся выветрелые ледниковые валуны, встречающиеся на отметках более 800-1000 м на поверхностях альтипланации, в бортах нагорных террас и курумах. О масштабах среднеплейстоценовых оледенений можно судить по общей морфологии отдельных горных участков, оглаженных и планированных мощными покровными ледниками. 

Аккумулятивным ледниковым формам, накапливавшимся в зонах разгрузки ледников, соответствуют определенные уровни врезания и обновления ледниковых каров в областях питания. Однако современный технический и теоретический уровень палеогеографии и геоморфологии пока не позволяет надежно оценивать возраст этих выработанных ледниковых форм. Предполагается, что значительная часть древних каров сформировалась в среднем плейстоцене. В ходе позднеплейстоценовых оледенений на отдельных участках экзарационного рельефа сформировались каровые лестницы, состоящие из цепочки врезанных друг в друга каров. В долинах и впадинах в процессе прерывистого отступания ледников образовались последовательности конечно-моренных дугообразных и языкообразных комплексов, фиксирующие климатические осцилляции. Однако количество таких комплексов часто неодинаково даже у близких по размерам ледников одной и той же стадии оледенения. Это объясняется индивидуальными особенностями развития ледников, которые обусловлены не только региональным климатом, но зависят от микроклимата, условий питания и разгрузки, литолого-петрографического состава моренного материала, гидрологического и тектонического режимов района. 

  К настоящему времени накоплен большой объем фактического материала, в том числе радиоуглеродных и палиностратиграфических данных (Позднечетвертичные..., 2002), разработаны новые приемы геоморфологического дешифрирования, в ходе которых выполнены детальные палеогеографические реконструкции двух последних ледниковых эпох – зырянской и сартанской. Их следы хорошо зафиксированы в современном рельефе и отложениях (Glushkova, 1994). На ключевых участках детально исследованы полные ледниковые комплексы, включающие ледниковые кары, основные, боковые и конечные морены, флювиогляциальные террасы и конусы. 

Зырянское оледенение

На территории Сибири и Дальнего Востока зырянское оледенение имело широкое распространение и произошло практически синхронно. В Северной Америке ему соответствует ранневисконсинская стадия. В пределах рассматриваемого района это оледенение началось примерно 74 тыс л.н. и продолжалось до 60 тыс.л.н. (Позднечетвертичные..., 2002), имело горно-долинный и сетчатый характер (см. рис. 7, а). Наибольшему оледенению подверглись хребты и массивы Охотско-Колымского водораздела. Ледники зарождались в системах каров и цирков, заполняли долины рек и нередко даже грабенообразные межгорные впадины. По системе древних ледниково-тектонических сквозных долин ледники ветвились и растекались в разные стороны, и нередко соединялись вновь, образуя единое напоминающее сеть тело. В пределах наиболее приподнятых хребтов над поверхностью ледников в виде отдельных групп вершин возвышались изъеденные ледниковыми карами скалистые нуннатаки. В целом ледниковый покров горной части был практически сплошной. Высота снеговой границы, оцененая по среднему уровню зырянских каров опускалась до 600-700 м (Glushkova, 1994). Размеры наиболее длинных ледниковых потоков от области питания до зоны разгрузки достигали 50-60 км. На выходе из узких долин в неотектонические впадины ледники теряли свою несущую способность, беспорядочно нагромождали  массы льда и морены. Здесь же происходило их интенсивное таяние и переработка водотоками. В приледниковой части господствовали озерные и флювиальные процессы. После распада зарянского ледникового покрова и окончательного вытаивания мертвых блоков льда в большинстве межгорных впадин и по периферии крупных депрессий произошло формирование ледниково-озерно-флювиальной равнины, значительная часть которой имела инверсионный ледниковый микрорельеф. Впоследствие в ходе стедующего цикла врезания водотоков эта поверхность превратилась в террасу, относительная высота которой к настояшему времени составляет 30-35 м. К настоящему времени мелкие ледниковые формы зырянской эпохи уже денудированы, но очертания отдельных основных и боковых морен хорошо сохранились. Морены сложены преимущественно плотными валунно-щебнистыми суглинками, которые в ненарушенном состоянии имеют серовато-сизый до черного цвет из-за насыщености окислами двухвалентного железа. Флювиогляциальные осадки образованы слабосортированным валунно-галечным материалом с песчаным заполнителем, линзами песка, щебня, ледниковыми валунами. На некоторых участках в нижнем течении рек Хасын и Уптар максимальная граница продвижения зырянских ледников трассируется цепочками крупных эрратических валунов, вынесенных ледниками из Хасынского хребта. 

С гряды Билибина, Ольского плато и восточного фланга Хасынского хребта ледники достигали Ольской впадины, но не заполняли ее целиком. Огромное количество терригенного материала, поступавшего за пределы ледниковой зоны, попадало в перигляциальную зону, перемывалось водными потоками и отлагалось в пределах озерно-аллювиальной равнины. Озерно-флювиальные процессы и эоловый разнос особенно активизировались во время деградации ледникового покрова в каргинское потепление около 65-28 тыс. л. н. На протяжении этого межледниковья здесь формировались крупные озерные бассейны в которых накапливались слоистые суглинки и пески. В настоящее время в бассейнах нижнего течения рек Ола, Сердях и Танон они хорошо вскрыты карьерными выработками и содержат мамонтовую фауну. 

Зырянские ледниковый покров в Приохотье не был сплошным, за пределами нивальной и гляциальной областей морфолитогенеза остались значительные участки в прибрежной части и на осушенной части Охотского шельфа. Здесь в перигляциальной обстановке во время оледенений накапливались озерно-аллювиальные осадки. В конце зырянской эпохи в Северном Приохотье произошли значительные пеплопады. Пепловые осадки были связаны с извержениями вулканов северной Камчатки. В результате дальнего переноса первичный состав пеплов в результате гравитационной дифференциации несколько исказился и в настоящее время сложно установить конкретный источник пеплов. Возможно, что их было несколько. Так за короткий промежуток времени на поверхности тающих ледников, а также на открытых участках рельефа накопились первично осажденные слои вулканического стекла мощностью 5-10 см.  Вулканические пеплы имеют кислый состав, и состоят в основном из прозрачного бесцветного риолотового стекла с незначительной примесью кристаллических минералов и газово-жидких включений. В ходе дегляциации зырянских ледяных полей плащеобразный пепловый горизонт был переотложен внутри ледникового комплекса отложений. В пределах водно-ледниковой равнины сформировались комплексы озерно-ледниковых камов, часть из которых сложена линзами переотложенных вулканических пеплов. Наиболее крупные линзы, достигающие размеров более 100 метров, мощностью более 20 м, известны в пределах Хасынской впадины как месторождения Хасынское и Уптарское.

Сартанское оледенение

 Сартанское оледенение наступило около 28,5 тыс. л.н. и длилось до конца позднего плейстоцена (12,5 тыс. л.н.). На территории Сибири и Дальнего Востока это оледенение произошло практически синхронно и имело значительные размеры, однако уступающие зырянскому. На территории Северной Америки этому оледенению соответствует поздневисконсинская стадия.  В Северном Приохотье сартанское оледенение, в отличие от предыдущего, имело намного меньшие размеры, другой тип ледников и несколько иные центры их зарождения (см. рис. 7, б). Основная часть ледников была рассредоточена в изолированных карах и под северными стенками зырянских цирков.   Более высокий уровень океана, а также близость Охотского побережья к началу сартанской эпохи определили здесь более влажный климат, континентальность которого быстро нарастала вглубь континента. Это обстоятельство определелило значительный наклон региональной сартанской снеговой границы в сторону моря. Высоты днищ каров, маркирующих положение снеговой границы этой эпохи, понижаются от охотско-колымского водораздела к побережью от 1000-1200 до 600-700 м, а на полуострове Кони даже опускаются ниже 500 м. 

Сартанское оледенение в пределах Охотского бассейна носило островной горно-долинный и каровый тип. Оледенению подверглись лишь наиболее возвышенные горные участки горных массивов и хребтов. Наиболее крупные долинные ледники достигали длины 10-15 км и образовывались слиянием 3-4 простых ледников. Мощность наиболее крупных ледников достигала 80-100 м. Сартанские ледники в отличие от зырянских уже не выходили в пределы крупных межгорных впадин и неотектонических депрессий, зона их абляции находилась в узких троговых долинах, унаследованных от более древних ледниковых эпох. Отступая в ходе дегляциации, крупные сартанские ледники в некоторых долинах  сформировали комплексы вложенных конечно-моренных радиальных валов, отделенных друг от друга флювиоляциальными валунно-галечными террасами и пропиленных сосвременными водотоками. Отложения небольших ледников, как правило, не дифференцированы на донную и боковые морены, а представляют собой единое тело - так называемую языковидную морену, часто распространенную в верховьях водотоков, долины которых замыкаются сартанскими цирками и карами. Такие морены имеют инверсионный бугристо-ямчатый микрорельеф, образованный после вытаивания блоков льда, погребенного под абляционной мореной. В прибрежной части по периферии Тауйской губы наиболее крупные сартанские ледниковые комплексы распространены на п-ве Кони-Пьягина и массиве горы Эгуйя. Небольшие ледники существовали в Арманском хребте, Дукчинских горах, на п-ве Старицкого, массиве горы Беринга. В Дукчинских горах ледники занимали несколько каров северной и северо-западной экспозиции, их длина не превышала 2-4 км, а мощность 50-70 м. В заключительную фазу сартанской эпохи и в последующую стадию дегляциации сокращение области питания и, вероятно, иссушение климата привели к перегрузке ледников обломочным материалом и, в ряде случаев, их перерождению в каменные глетчеры - образования другого генетического типа. Каменные глетчеры самых разных морфологических типов, но имеющие единую криогенно-склоновую генетическую составляющую, хорошо известны как наиболее молодые образования, завершающие дегляциационный ряд в пределах сартанских ледниковых комплексов. 

Для более ясного понимания соотношения масштабов позднеплейстоценовой ледниковой деятельности в различных районах следует более подробно остановиться на типичных ледниковых комплексах, детально  исследованных  на ключевых участков горах п-ва Кони-Пьягина, Примагаданье и Хасынском хребте.  Для большинства из них имеются обоснованные и хорошо датированные спорово-пыльцевые спектры из коррелятных отложений ледниковых озер (Позднечетвертичные..., 2003).

Плейстоцен-голоценовые ледниковые морфоскульптурные комплексы

Сигланский кряж. Район плейстоцен-голоценового оледенения горного массива горы Эгуйя расположен в 150 км к юго-западу от г. Магадана, в 45 км к северо-востоку от устья р. Сиглан. Гора Эгуйя (1587 м) является северо-восточным продолжением Сигланского кряжа - широтно ориентированного горного массива со средними абсолютными высотами горных вершин 1000-1500 м и относительными превышениями от подножий до вершин 400-600 м. Удаленность от ближайшего морского побережья  составляет около 20 км. Массив горы Эгуйя сложен преимущественно вулканогенно-осадочными породами ОЧВП и, в пределах исследуемого участка, имеет резкорасчлененный денудационно-тектонический рельеф с хорошо развитыми альпинотипными элементами. Основные элементы рельефа сложены вулканическими породами, выветривание и ледниковая денудация которых   приводит к образованию многочисленных каменных осыпей,  каменных «рек», мелких обвалов и др. Относительные превышения горных вершин над тальвегами водотоков составляют 700-800 м. Нивально-гляциальные морфоскульптурные элементы распределены несимметрично и более развиты на склонах северной и северо-западной экспозиций (рис. 8). Всего в пределах массива выделено около 15 развитых ледниковых каров, в том числе и 2-3-х ступенчатых. Днища наиболее свежих каров приурочены к отметкам 750 м и более. Ориентированы они преимущественно в  северном и северо-западном направлении.

 В морфоскульптурном облике рельефа рассматриваемого района выражены признаки деятельности двух позднеплейстоценовых оледенений.  Первое, предположительно зырянское, представлено высокой (25-30 м) водно-ледниковой террасой с фрагментами полуразмытых моренных холмов в бассейнах рек Студеная, Эвкун и Буксенджа. О полупокровном характере этого оледенения свидетельствуют оглаженные очертания горных вершин с отметками ниже 700-800 м н.у.м., цепочки  мелких подпрудных озер на водоразделах, фрагменты древней гидросети. Степень сохранности   морфоскульптуры этой стадии соответствует рангу мезорельефа. Основная часть зырянских морфолитокомплексов распространена ниже современной границы леса примерно от отметок 600-700 м и характеризуется развитым почвенно-растительным покровом, развитием постлитогенной криогенной морфоскульптуры. Ко второй стадии отнесены ледниковые комплексы горно-долинного типа в верховьях уже вышеупомянутых водотоков. Они имеют хорошую сохранность и резко отличаются  по степени постгенетического преобразования от образований первой стадии. 

Наиболее крупный позднеплейстоцен-голоценовый ледниковый морфолитокомплекс приурочен к верховьям р. Студеная и имеет протяженность около 9 км  (см. рис. 8). В его истоках дешифрируются 7 каров, врезанных в северный склон горы Эгуйя и ориентированных на север и северо-восток. Они имеют несколько ступеней, отделенных друг от друга скалистыми ригелями. В пределах ледникового комплекса выделено 2 разновозрастные генерации отложений. 

К первой относится краевая часть морфолитокомплекса, образованная тремя сближенными дугообразными конечноморенными грядами, отвечающими максимуму сартанского оледенения. Основание внешней гряды приурочено к отметке 288,3 м. Общая ширина валов составляет около 1,8 км, а высота порядка 30-35 м.   Микрорельеф гряд характеризуется беспорядочно ориентированными буграми и каналообразными углублениями, суффозионными воронками, т.е. типичными инверсионными формами ледниковой морфоскульптуры. Степень его сохранности соответствует рангу микрорельефа, постгенетическое преобразование незначительное, поверхность морен на 50-60% покрыта почвенно-травянисто-кустарниковым покровом.

Вторая генерация представлена плащеобразными регрессионными мореной в верховьях водотоков и фрагментами осцилляционных валов в устьях каров, отмершими и современными каменными глетчерами (рис.  9). По степени постгенетического преобразования эти объекты соответствуют голоценовому возрасту. Их общими признаками являются полное отсутсвие почвенно-растительного покрова, хорошая сохранность сингенетических нивально-гляциальных форм микро- и нанорельефа. Тела каменных глетчеров имеют выпуклый в поперечнике профиль и отчленены от задней и боковых стенок каров ровообразными каналами. Длина большинства глетчеров составляет 0,5-1,5 км. Абсолютная высота подножий фронтальных уступов - 780-850 м. На поверхностях хорошо видны осцилляционные гряды, валы и уступы. 

Хасынский хребет протягивается субширотной цепью от среднего течения р. Хасын до р. Энгтывчан (бассейн р. Ола) (рис. 10). Он расположен субпараллельно линии побережья Охотского моря на расстоянии около 65-70 км. Средняя протяженность хребта составляет 40-50 км, а ширина – 10-15 км. Наивысшие абсолютные отметки (1369,7 м) приурочены к восточной части, где они часто превышают 1200 м. Главными элементами гидросети хребта являются левые притоки р. Хасын и правые - р. Ола, впадающих в Тауйскую губу. Северная часть хребта дренируется, главным образом, р. Левая Палатка и ее притоками, южная - правыми притоками р. Уптар, восточная – р. Энгтывчан. Хребет сложен вулканогенно-осадочными образованиями ОЧВП, преимущественно среднего и основного состава (базальты, андезиты, дациты,  и их туфы).

По абсолютным высотам, характеру и степени эрозионного расчленения (300-500 м) в пределах хребта выделяютятся  денудационно-тектонические, структурно-денудационные и альпинотипные элементы. Последние приурочены, главным образом, к осевой части хребта. Альпийский рельеф представлен карами и комплексами ледниковых отложений и по степени развитости относится к 1-2 стадиям. Всего в пределах хребта насчитывается более 30 ледниковых каров, днища которых рассредоточены в интервале высот 600-800 м. 20-25 каров имеют обрывистые крутые стенки, обновленные во время последнего позднеплейстоценового оледенения, а также в результате деятельности неогляциальных и современных нивальных процессов денудации. Днища «свежих» каров приурочены к высотам 700-800 м и более. Основная часть каров имеет северную и северо-западную экспозиции, что отражает доминирующее направление осадкопереноса в этом районе.

В пределах Хасынского хребта сохранились следы первого позднеплейстоценового (зырянского) оледенения, морфоскульптурные элементы которого представлены фрагментами боковых и донных морен, встречающихся  в пределах хребта в долинах водотоков 2-4 порядка в виде террас 7-10 метрового уровня. Вероятно, этот же возраст имеют сильно выветрелые ледниковые валуны на денудационных вершинах и курумных склонах на высотах до 500-600 м. Наличие большого числа вершин, несущих следы ледниковой абразии, относительные превышения плечей трогов над тальвегами указывают на внушительные масштабы и сетчато-полупокровный характер этого оледенения. Элементы строения троговых долин позволяют реконструировать мощность ледников в 400-500 м, при этом лишь отдельные наиболее приподнятые вершины в осевой части хребта не несут следов ледниковой абразии. Основная масса материала, денудированного зырянскими ледниками, вынесена за пределы хребта в Хасынскую и Уптарскую  впадины на расстояние более 30-50 км. На предполагаемый (зырянский) возраст морен в составе 7-10 метровых террас водотоков Хасынского хребта и, коррелятных им конечноморенных гряд и фрагментов флювиогляциальных террас высотой 30-35 м с линзами кислых вулканических пеплов в междуречье рек Уптар и Хасын, указывают данные геологического картирования . Предполагается, что цепочки крупных ледниковых валунов, оконтуривающих  30-35 метровые террасы этих рек  фиксируют максимум зырянского оледенения. 

Следы второго позднеплейстоценового (сартанского) оледенения в пределах Хасынского хребта проявлены существенно более отчетливо и локально (см. рис. 10). По ряду указанных выше признаков они четко отличаются как от более древних, так и от более молодых нивально-гляциальных форм рельефа. Большая часть образований этого возраста, как правило, представляет собой  однопорядковые языкообразные карово-долинные морены длиной 1-3 км, изолированные друг от друга и берущие начало в карах северной и северо-западной экспозиции. Исключение составляют ледниковые комплексы в истоках р. Левая Палатка, отвечающих двум сложным дендритовидным ледникам. Самый крупный сартанский ледник был приурочен к наиболее приподнятой части хребта (1369,7 м), в которую врезан сложный многокамерный ледниковый цирк. Длина ледника в сартанский максимум составляла около 5 км. Ледосборный бассейн охватывает 8 каров разного уровня. Мощность ледника не превышала 100 м. В соседней долине с истоками под отметкой 1302,4 м ледник длинной около 4 км  имел 4 питающих кара.

Всего в пределах Хасынского хребта сартанские ледниковые комплексы отложений позволяют реконструировать 2 сложных дендритовидных ледника длинной 5 и 4 км, 5 двух-трех сложных ледников протяженностью 2-3 км, 15-16 каровых и карово-долинных однопорядковых ледников длинной менее 1,5 км. Общая площадь сартанских ледников в пределах Хасынского хребта не превышала 20 км2.

В четырех карах северной и северо-западной ориентации расположен сложный ледниковый морфолитокомплекс отвечающий  четырехпорядковому сартанскому леднику «Лемур» (рис. 11).  Край ледника во время последнего максимума дешифрируется на снимках по конечноморенному валу, расположенному уже в долине р. Левая Палатка. На схеме видно что в сартанское время ледник «Лемур» и основной ледник долины Левая Палатка не соединялись. Это обусловлено чрезмерной шириной долины последней, не соответствующей действительной мощности водотока. В верхнем течении долина реки имеет скорее облик небольшой межгорной котловины, которая являлась ледниковым амфитеатром в позднем плейстоцене.   Конечные морены всех ледников-притоков, в том числе ручьев Лемур, Бесси, Шатер и др., расположены в устьях их троговых долин, но не заходят далеко в межгорную котловину. Размытые очертания некоторых моренных валов свидетельствуют о распластованности краевых частей ледников.

Ледниковый комплекс руч. Лемур включает в себя образования  четырех осцилляций. Все они разделяются осцилляционными моренными валами и визуально дифференцируются по степени постгенетической переработки гипергенными процессами, растительному покрову и литологическому составу. Примерно в 1 км ниже точки слияния притоков долина руч. Лемур перегорожена мощным конечноморенным комплексом (абс. отм. 597 м), фиксирующим регрессионную стадию сартанского ледника. 

Наиболее молодым образованиям, имеющим, очевидно, голоценовый возраст, соответствуют каменные глетчеры (неогляциальные морены) в основании стенок каров (см. рис. 10, 11). Они не имеют четкой привязки к единому гипсометрическому уровню (740, 800, 845, 850, 920 м) и разбросаны в пределах 180-метрового интервала. Поверхность глетчеров незадернована, сложена крупноглыбовым и щебнистым материалом и имеет гофрированный вид. На ней хорошо выражены следы течения (осцилляций) способом поверхностной солифлюкции. Размеры этих образований не превышают первых сотен метров, предполагаемая по аналогии  мощность 15-30 м. Отчетливо  наблюдается, что глетчеры «наползают» на более древние образования - грубообломочную плащеобразную морену, но  резко отчленяются своими крутыми фронтальными уступами.  В центральном наиболее выработанном каре имеется 3 ступени, в каждой расположено небольшое озеро и каменный глетчер. Средняя ступень кара отделена от нижней моренным валом (см. рис. 11). Моренным валом хорошей сохранности  замыкается устье третьей ступени кара. Далее вниз по долине литологический состав отложений, главным образом окатанность и размеры обломков, резко меняется. Проективное покрытие растительностью приближается к 90-95%. Намного менее выражен ледниковый микрорельеф. Таким образом, представляется, что размеры голоценовых ледников не превышали 2,5 км, все они имели каровый тип. Наблюдаемые каменные глетчеры - реликтовые образования, сформированные из остатков ледсодержащей каровой морены после неогляциального макисмума.

Дукчинские горы представляют собой  низкогорный массив, ограниченный с юга береговой чертой Тауйской губы, с запада и севера долинами рек Армань, Хасын, Уптар, а с востока - реками Хабля и Дукча. Основные водотоки, дренирующие территорию - притоки рек Хасын и Уптар, а также рек Дукча, Магаданка, Окса. В геологическом строении массива участвуют главным образом раннемеловые гранитоиды Магаданского батолита. В меньшей степени распространены ранне- и познемеловые вулканогенные образования основного, среднего и кислого состава. Миоцен-плиоценовые терригенные осадки (нагаевская толща) выполняют межгорные впадины южного обрамления (Нагаевскую, Балахапчанскую и др.); четвертичные представлены аллювиальными, ледниковыми и разнородными склоновыми отложениями.

Рельеф территории представляет собой массивное низкогорье с преобладающими абсолютными высотами основного водораздела 600- 800 м, максимальная отметка - 1022,7 м (рис. 12). Характерны широкие выположенные междуречья  с повсеместным развитием фрагментов региональной поверхности выравнивания предположительно плиоценового возраста, на которых во многих местах сохранились коры выветривания, сложенные крупно-зернистыми песками, дресвой и щебнем с включениями глыбового обломочного материала в основании, мощность которого достигает 20 м. Примечательной особенностью рельефа  является то, что в верхних частях некоторых междуречий  выделяются аномально широкие субгоризонтальные или вогнутые поверхности, имеющие вид седловин или небольших впадин с пологими и длинными склонами и иногда с замкнутым стоком. Обычно они оконтурены небольшими и невысокими холмами или скалами-останцами. Все эти нагорные котловины приурочены к  залежам сохранившейся на междуречьях коры выветривания  и, скорее всего, являются остаточными, связанными с  участками более глубокого проникновения процессов выветривания в гранитоиды Магаданского батолита. Их происхождение объясняется селективной денудацией рыхлого материала коры выветривания, особенно интенсивно протекающей под действием нивально-криогенных процессов.

Рельеф большей части территории в целом эрозионно-денудационный, довольно глубоко и густо расчленённый. Основные склоновые  процессы - крип и плоскостной смыв, нивальная денудация; менее рапространены обвально-осыпные, оползневые явления. Денудация  идет на фоне интенсивного физического выветривания. На побережье  ведущими являются абразионные процессы. Наряду с горными участками, имеют место и равнинные, представленные аккумулятивными  и эрозионно-денудационными поверхностями неотектонических впадин, гипсометрический уровень которых варьирует в широких пределах (от 60-80 до 200-400 м) в зависимости от характера неотектонических движений. 

Характерная черта современных речных долин - это ступенчатость их продольного профиля и отсутствие террас высоких и средних уровней, что свидетельствует об очевидной молодости последнего этапа активизации неотектонических движений, вовлекших рассматриваемую территорию в дифференцированное поднятие.

В позднем плейстоцене в наиболее приподнятой части территории (северный и северо-западный склоны Дукчинского горного массива) возникали каровые и долинные ледники, образовавшие локальный ледниковый узел и оставившие после себя в  долинах  комплекс основной морены, а в верховьях  ручьев - хорошо разработанные ледниковые кары с моренами  (рис. 13). Широко распространены разнообразные нивальные процессы, связанные с с приуроченными к верхнему уровню гор многочисленными снежниками, среди которых встречаются перелетки. Ярко выражены нагорные террасы с активными морозными забоями, а также разнообразные формы снежного разъедания: ниши, уступы, впадины , лотки. Типично ледниковые комплексы расположены исключительно на северных и северо-западных склонах Дукчинского горного массива в приводораздельной части в интервале абсолютных высот 575-675 м.

Один из типоморфных объектов расположен в истоках левого притока р. Уптар. Долина этого ручья, в вершине которого находится кар, до выхода в Уптарскую впадину имеет типичный облик ледникового трога: корытообразная форма, широкое днище, не соответствующее мощности водотока, крутые склоны (рис. 13). В верховье она замыкается каровой нишей. В нижней части ее дно выстлано основной мореной, сложенной крупными валунами, на некоторых участках плотно уложенными в виде мостовой. Поверхность морены неравномерно заросла кустарником и редкостойным лиственничником. На некоторых участках она сильно преобразована мерзлотными процессами в виде больших, диаметром до нескольких метров кругов и многоугольников, выложенных валунами. Петрографический состав морены однообразный: на всем ее протяжении распространены валуны щелочных гранитов, а вверх по течению появляются и постепенно увеличиваются в количестве валуны и глыбы кислых и реже основных вулканитов.

В верховье ручья наблюдается типичная стадиальная каровая морена. Протяженность ее от подножья осыпного уступа стенки кара до нижнего края 1550 м, максимальная ширина морены в средней части 700 м. С обеих сторон она окаймлена маргинальными каналами, отдельные участки которых врезаны в коренные породы склона и днища кара. В поперечном профиле правый канал имеет вид узкого каньона, глубиной до 40 м. Его правый борт сочленяется с крутым склоном, а левый - с пологой поверхностью днища кара, покрытой маломощным чехлом щебне-глыбовой каровой морены. Левый канал имеет глубину до 15 м и почти на всю мощность разрезает морену, которая вскрывается по его правому борту. Поверхность каровой морены неровная и образована серией гряд, рытвин и ложбин длиной от десятков до первых сотен метров,  а также отдельных холмов поперечником до 100 м и  изометричных котловин глубиной до 10 м и поперечником до 80 м. 

Более древняя нижняя часть морены сверху ограничена ригелем и уступом верхней морены и простирается от него на 700 м до слияния маргинальных каналов. Она сложена преимущественно массивными липаритами светло-палевого цвета, местами окварцованными, напоминающими вторичные кварциты. Очень редко встречаются обломки базальтов и долеритов. Более молодая верхняя часть морены имеет овальную форму в плане: длина 850 м, ширина до 550 м. Она сложена в нижней части на небольшом протяжении отмеченными выше липаритами, но основная масса представлена флюидально-плойчатыми липаритами с присутствием редко встречающихся базальтов и долеритов. Фронтальная часть верхней морены образована ясно выраженным аккумулятивным уступом высотой от 15 до 30 м, который подстилается скальным ригелем, выраженным в виде линейно ориентированных поперек морены выходов коренных пород и гигантских глыб. Морфология и состав морены типичны для отложений, формирующихся каровыми ледниками за счет осыпных, обвальных, оползневых процессов на стенках кара. 

Похожее строение и положение в рельефе имеет кар в верховье левого притока р. Хасын, замыкающий ледниковую долину.  Он имеет ориентированную на северо-запад скалистую нишу,  на протяжении около 1,7 км выполненную нерасчлененной языкообразной горной мореной. Моренный язык, выпуклый в поперечном профиле, имеет двучленное строение - накопления ранней и поздней генераций, разделенные скальным ригелем. К краю морены примыкает поверхность, сложенная озерными осадками, в центре которой расположено небольшое ледниковое озеро. Поверхность морены, так же как и у описанного выше кара, состоит из протяженных гряд и ложбин, ориентированных как в продольном, так и в поперечном направлениях, множества отдельных холмов и котловин. Под стенкой кара наблюдаются небольшие по объему постгенетические обвально-осыпные накопления, морфология и состав которых свидетельствуют о том, что они образованы в течение длительного времени регулярными процессами.

Как отмеченные выше, так и другие кары Дукчинского узла, отличаясь друг от друга размерами, формой, объемом моренных накоплений, имеют все параметры, характерные для каровых комплексов позднеплейстоцен-голоценовых оледенений приохотских районов. Совокупность морфологических признаков позднеплейстоцен-голоценового комплекса ледниковых отложений и их возраст указывают, что в сартанскую эпоху здесь существовали небольшие изолированные друг от друга ледники размерами до 1,5-3 км.  Некоторые из них в ходе дегляциации переродилось в каменные глетчеры, отложения которых отчетливо наблюдаются в современном рельефе.

Рис. 13. Кар в верховье левого притока р. Уптар (Смирнов и др., 2000б)
A - общий вид, Б - выражение в гипсометрии. ск - стенка кара, м1 - морена ранней стадии,  м2 - морена поздней стадии, р - ригель, мк - маргинальные каналы.