(CtBfPMAfl  И  ЦЕНТРАЛЬНАЯ  ЧАСТИ)
 Томск-1976

В  монографии  характеризуются
экзогенные  процессы  и  связанные  с
ними  формы  современного  рельефа.
Дано  описание  форм,  выяснен  их  ге¬
незис  и  история  развития  в  плейсто¬
цене  и  голоцене.  Показана  тесная
связь  и  взаимообусловленность  но¬
вейших  тектонических  движений  и
экзогенных  факторов  рельефообразо-
вания.
 Монография  может  быть  использо¬
вана  студентами  в  качестве  пособия
по  геоморфологии  и  всеми  интере¬
сующимися  природой  Западно-Сибир¬
ской  равнины.
 Редактор  —  М.  В.  Тронов
 (g)  Издательство  Томского  университета,  1976  г.
 2-8-2

Введение
 Западно-Сибирская  равнина  является  ареной,  где  намече¬
ны  и  уже  осуществляются  грандиозные  преобразования  при¬
роды.  Последние  вызваны  открытием  уникальных  месторож¬
дений  нефти  и  газа,  железных  руд,  строительных  материалов
и  других  полезных  ископаемых,  освоение  которых  является  за¬
дачей  первостепенной  государственной  важности.
 На  очередь  поставлена  обширная  мелиорация  земель,  в
частности,  поймы  р.  Оби.  В  ближайшие  годы  намечено  также
осуществление  проектов  переброски  вод  сибирских  рек  в  пре¬
делы  Средней  Азии.
 Несомненно,  что  для  более  рационального  планирования
освоения  естественных  ресурсов  Зашадно-Сибирской  равнины
и  выполнения  намечаемых  проектов  необходимо  всестороннее
изучение  ее  природных  условий.  В  этом  отношении  не  состав¬
ляют  исключения  и  современный  рельеф  равнины,  процес¬
сы,  его  формирующие,  и  отложения,  его  слагающие.  Именно  с
экзогенными  процессами  рельефообразования  чаще  всего  при¬
ходится  сталкиваться  при  освоении  того  или  иного  района.
Являясь  весьма  динамичными,  экзогенные  процессы  требуют
всестороннего  их  изучения  и  учета  при  всех  видах  хозяйст¬
венной  деятельности.  Поэтому  изучение  современного  рельефа
и  закономерностей  его  формирования  приобретает  особую
актуальность  и  практическую  значимость.
 Современный  морфоскульптурный  рельеф  Западно-Сибир¬
ской  равнины,  формирующие  и  преобразующие  его  экзоген¬
ные  процессы  не  были  объектом  специального  комплексного
исследования.  Опытом  такого  исследования  является  предла¬
гаемая  монография,  в  которой  ставятся  следующие  основные
задачи:
 8

1. 	Выявление  роли  различных  экзогенных  факторов  в
формировании  и  преобразовании  современного  рельефа,  а
также  -слагающих  его  плейстоценовых  отложений.  Получение
количественных  показателей  скорости  экзогенных  процессов  и
тенденций  их  развития  в  будущем.  Эти  показатели  должны
служить  научной'  основой  для  разработки  защитных  мер  от
разрушительных  процессов  и  их  прогнозирования.
 2. 	Соотношение  и  сравнительная  оценка  экзогенных  фак¬
торов  рельефообразования  во  времени  и  пространстве.
 3. 	Выявление  взаимодействия  и  взаимосвязи  экзогенных
процессов  с  новейшими  .и  современными  тектоническими  дви¬
жениями  и  их  отражение  в  рельефе.
 4. 	Разграничение  рельефообразующего  воздействия  этих
процессов  и  выявление  ведущего  фактора.  Решение  поставлен¬
ной  задачи  ,позволит  оценить  действительную  роль  тектоники
в  формировании  рельефа.
 5. 	В  пределах  Западно-Сибирской  равнины  преобладают
процессы  аккумуляции.  Снесенный  с  соседних  возвышенностей
терригенный  материал  непрерывно  перераспределялся,  что
приводило  к  неоднократным  перестройкам  морфоскульптурно¬
го  рельефа.  Возникает  необходимость  их  палеографического
объяснения.  В  связи  с  этим  рассмотрены  наиболее  дискуссион¬
ные  теоретические  проблемы  палеогеографии  равнины  в  плей¬
стоцене  и  голоцене.
 Обширность  изученной  площади  Западно-Сибирской  рав¬
нины  (зоны  тундры  и  тайги  занимают  около  2  млн.  км2)
(рис.  1),  разнообразие  экзогенных  процессов  и  особенности  их
развития  позволяют  считать,  что  рассматриваемые  в  предла¬
гаемой  читателю  монографии  вопросы  и  проблемы  имеют  не
только  региональное  значение,  но  и  общий  теоретический
интерес  для  геоморфологии  равнинных  стран.
 Со  времени  открытия  месторождений  нефти  и  газа  в  За¬
падной  Сибири  получило  широкое  развитие  структурное  на¬
правление  в  геоморфологии.  Были  достигнуты  определенные
успехи  в  развитии  теоретических  основ  геоморфологии  и  раз¬
работке  методов  выявления  локальных  нефтегазоносных
структур  с  использованием  материалов  аэрофотосъемки  и
морфометрии.  Возникла  важнейшая  проблема  геоморфоло¬
гии—  проблема  связи  мезозойсконпалеогеновых  тектонических
структур  с  современным  рельефом  равнины.
 Одновременно  большое  внимание  уделяется  развитию
исторического  (палеогеографического)  направления  в  геомор¬
фологии.  Опубликовано  несколько  монографий  многотомного
издания  по  истории  развития  рельефа  Сибири  и  Дальнего
Востока,  в  том  числе  и  «Западно-Сибирская  равнина»  (1970).
В  последней  дано  поэтапное  описание  палеорельефа  равни¬
ны,  начиная  с  мезозоя,  и  освещены  наиболее  важные  пробле¬
мы  его  формирования.
 4

Рис.  1.  Обзорная  гипсометрическая  карта-схема  Западно-Сибир¬
ской  равнины.
 1  —  рельеф  выше  140  м\  2  —рельеф  в  пределах  высот  140^—80  м\
3  —  рельеф  ниже  80  м.
 5

Успехи  этих  направлений  в  геоморфологии  и  определенное
увлечение  разработкой  и  совершенствованием  морфометриче¬
ских  методов  привело  к  забвению,  а  в  ряде  случаев  и  явной
недооценке  экзогенных  факторов  в  рельефообразовании  рав¬
нины.  Однако  на  современном  эташе  исследований  последней,
пожалуй,  не  меньшее  значение,  чем  морфоструктурное  направ¬
ление,  имеет  детальное  изучение  экзогенных  факторов  и  свя¬
занных  с  ними  морфоскульптурных  форм  рельефа.  Назрела
необходимость  ликвидации  значительного  отставания  в  изуче¬
нии  экзогенных  процессов,  которые  играют  важную  роль  в
формировании  и  преобразовании  современного  рельефа.
 Имеющиеся  сводные  работы  по  геоморфологии  равнины,
где  обращается  внимание  на  экзогенные  факторы  рельефооб-
разования,  или  несколько  устарели  (Эделыитейн,  1936;  Де¬
ментьев,  1940),  или  же  содержат  краткую  их  характеристику
(Воскресенский,  1962;  Николаев,  1963,  1964  и  др.).
 Основными  материалами  для  написания  монографии  яви¬
лись  полевые  геологические  и  геоморфологические  исследова¬
ния  автора,  проведенные  в  содружестве  и,  по  хозяйственным
договорам  с  геологическими  организациями  во  многих  райо¬
нах  Западно-Сибирской  равнины  в  течение  25  лет.  Во  время
двадцати  полевых  сезонов  автор  проводил  геологическую
съемку  различных  масштабов  в  северо-восточной  и  централь¬
ной  частях  равнины.  Осуществлял  также  специализированные
тематические  исследования  по  долинам  многих  рек.  Были  изу¬
чены  основные  естественные  обнажения  и  разрезы  буровых
скважин.  Кроме  того,  использованы  многочисленные  литера¬
турные  источники  и  фондовые  материалы.
 В  процессе  выполнения  работ  применялись  самые  разно¬
образные  методы  —  от  полевых  наземных  и  аэровизуальных
наблюдений  до  лабораторных  микроскопических  исследований
(петрографический,  минералогический,  палеокарпологический,
споровонпыльцевой,  диатомовый  и  другие  анализы).  Изуча¬
лась  макро-  и  микрофауна  (морские  моллюски,  остракоды,
фораминиферы),  ископаемая  фауна  млекопитающих.
 Основное  место  занимали  геоморфологические  методы  с
детальным  дешифрированием  аэрофотоснимков.  Использова¬
лись  по  возможности  результаты  стационарных  наблюдений
над  ходом  развития  экзогенных  процессов.
 Автор  весьма  признателен  всем  лицам,  выполнявшим  ана¬
литические  работы,  геологам  Томской  комплексной  экспеди¬
ции  А.  Ф.  Шамахову,  А.  В.  Кривенцову,  М.  М.  Тельцовой,
 А. 	И.  Фадееву,  Е.  Я.  Горюхину  и  сотрудникам  кафедр  геоло-
го-географического  факультета  Томского  университета,  до¬
центам,  кандидатам  географических  наук  Д.  А.  Буракову,
Б.  В.  Фащевскому,  А.  К.  Штаубу  и  ст.  преподавателю  Н.  К.
Минину,  оказавшим  большую  помощь  в  проведении  полевых
исследований  в  разные  годы  и  в  различных  районах  Западно-
 6

Сибирской  .равнины.  Автор  благодарен  за  советы  и  ценные
замечания  при  выполнении  работы  докторам  геолого-минера-
логических  наук  М.  П.  Нагорскому,  С.  Б.  Шацкому,  а  также
редактору  —  заслуженному  деятелю  науки  РСФСР,  профессо¬
ру,  доктору  географических  наук  М.  В.  Тронову.
 ИЗ  ИСТОРИИ  РАЗВИТИЯ  ПРЕДСТАВЛЕНИЙ
О  РЕЛЬЕФЕ  И  ЕГО  ГЕНЕЗИСЕ
 Со  времени  опубликования  первых  сведений  о  рельефе  и
поверхностных  отложениях  Западно-Сибирской  равнины  до
современных  комплексных  геологических  съемок  и  детальных
тематических  исследований  прошло  около  250  лет.  За  это  вре¬
мя  неоднократно  менялись  характер  и  интенсивность,  содер¬
жание  и  целевое  назначение  исследований  в  связи  с  особенно¬
стями  развития  социально-экономической  жизни  нашей  стра¬
ны  на  различных  этапах.  Социально-экономические  условия
определяли  уровень  научных  представлений  о  рельефе  и  фак¬
торах,  его  формирующих,  о  плейстоценовых  отложениях  и  па¬
леогеографии  равнины.  В  истории  развития  этих  представле¬
ний  четко  выделяется  несколько  этапов,  которые  могут  быть
объединены  в  два  крупных  периода  —  дореволюционный  и
советский.  Ниже  приводится  их  характеристика.
 Дореволюционный  период  начался  с  этапа  гео¬
графических  открытий  в  Сибири  и  продолжался  до  1917  г.
 Первые  сведения  о  природе  Западной  Сибири,  о  рельефе  и
процессах,  его  формирующих,  имеются  в  отписках  (донесе¬
ниях)  тобольских  воевод,  в  «сказках  служилых  людей»,  в  со¬
общениях  русских  землепроходцев.  В  рукописях  XVI  в.  содер¬
жатся,  в  частности,  правильные  представления  о  наличии
вечной  мерзлоты  в  Сибири  и  условиях  ее  возникновения.  Были
собраны  богатые  картографические  и  географические  мате¬
риалы,  которые  использовал  П.  Годунов  для  составления  в
1667  г.  «Чертежа  Сибирской  земли».  В  путевых  дневниках
Ф.  И.  Байкова  (1654—56  гг.),  Н.  Г.  Спафария  (1675—78гг.)  и
Избрандт  Идеса  (1692—95  гг.)  записаны,  а  позднее  опублико¬
ваны  наблюдения,  представляющие  определенный  интерес  для
науки.  В  них  отмечены  находки  валунов  и  галек  чуждых  твер¬
дых  пород  в  рыхлых  наносах,  слагающих  с  поверхности  За¬
падно-Сибирскую  равнину,  находки  костей  и  целых  трупов
мамонтов  в  вечномерзлых  грунтах.  Описаны  берега  рек.
 Крупным  этапом  комплексных  исследований  природы  За¬
падной  Сибири  были  русские  академические  экспедиции.  Раз¬
витие  торгового  капитала  в  России  при  Петре  I  усилило
интерес  к  природным  богатствам  Сибири,  изучение  которых
оыло  задачей  экспедиций,  направляемых  правительством  в
первой  половине  XVIII  века.  Наиболее  важными  из  них  яви-
 7.

лись  путешествия  в  1720—1727  гг.  Д.  Г.  Мессершмидта  и  его
помощника  Ф.  И.  Страленберга;  .путешествия  в  1733—1743  гг.
И.  Г.  Гмелина  (Gmelin,  1751  —  1752),  в  1768—1774  гг.,  П.  С.
Палласа  (1771  —1776)  и  его  спутников  И.  Г.  Георги  (Georgi,
1775,  1797—1800),  В.  Ф.  Зуева,  а  также  в  1769—1773  гг.  И.  П.
Фалька  (1824,  1825).  В  их  дневниках  имеются  сведения  о  дея¬
тельности  рек,  вечной  мерзлоте,  остатках  ископаемых  живот¬
ных  и  формах  рельефа.
 В  трудах  экспедиций  дана  общая  картина  природы  Запад¬
ной  Сибири  и  уже  тодда  был  поставлен  один  из  важнейших
вопросов  палеогеографии:  «Что  представляла  собой  Западно-
Сибирская  равнина  в  плейстоцене  —  сушу  или  море?»  Прини¬
мая  во  внимание  исключительную  равпинность  ее  южной
части  и  обилие  .горьких  и  соленых  озер,  И.  Г.  Гмелин  и  многие
другие  путешественники  считали,  что  эта  часть  равнины  сов¬
сем  недавно  была  дном  моря.  Позднее  П.  С.  Паллас  нашел
здесь  раковины,  которые  принял  за  морские,  и,  следовательно,
подтвердил  представление  И.  Г.  Гмелина.
 П.  С.  Паллас  изложил  свои  теоретические  взгляды  в  свете
гипотезы  всемирного  потопа.  Он  писал  о  катастрофических
наводнениях,  которым  подвергалась  суша.  Стекавшие  затем
воды  производили  ужасные  опустошения  и  создавали  речные
русла  и  долины,  озера  и  заливы.  Перемещавшиеся  из  Индии
морские  воды  принесли  в  Сибирь  трупы  и  кости  мамонтов  и
носорогов  (Pallas,  1777).
 После  продолжительного  (более  50  лет)  перерыва  в  иссле¬
дованиях  Западной  Сибири  появляются  работы  А.  Эрмана
(Егшап,  1833),  П.  Словцова  (1838,  1844),  Г.  Розе  (1838),
 А. 	Гумбольдта  (Humboldt,  1844)  и  др.  Представления  участ¬
ников  академических  экспедиций  о  том,  что  Западно-Сибир¬
ская  равнина  была  в  постплиоцене  морским  дном,  находили
сторонников  и  в  первой  половине  XIX  в.  (Соколов,  1839).
 Богатейшие  материалы  собраны  академической  экспеди¬
цией  А.  Ф.  Миддендорфа  в  1843  г.  на  Таймыре  й  в  низовьях
р.  Енисея.  А.  Ф.  Миддендорф  (1861)  отвергает  представления
Мурчисона,  Кайзерлинга  и  Гофмана,  которые  не  были  в  Си¬
бири,  но  считали,  что  к  востоку  от  Урала  Сибирь  совершенно
свободна  от  валунов  и  щебня  дрифтового  наноса.
 Первые  сведения  о  рельефе  и  поверхностных  отложениях
севера  Обь-Енисейского  междуречья  приводит  Ю.  И.  Куше-
левский  (1868).  П.  И.  Третьяков  (1869)  объясняет  наличие
камней  в  глине,  распространенной  в  пределах  левобережной
части  Туруханского  края,  заносом  их  реками  с  правобережья
Енисея.  В  его  работе  содержится  также  много  интересных
данных  по  одной  из  важнейших  проблем  геоморфологии  —
происхождению  и  формированию  речных  долин.
 И.  А.  Лопатин  установил  наличие  изборожденных  и  шли¬
фованных  валунов  и  утесов  по  берегам  Енисея  на  высоких,  не
 8

заливаемых  в  настоящее  время  участках,  удаленных  на  5—6
верст  от  русла  реки.  И.  А.  Лопатин  для  объяснения  открытого
факта  привлек  господствовавшую  в  то  время  в  науке  дриф-
товую  гипотезу,  однако  в  ее  (правильности  он  сомневался,  так
как  не  знал  «прямого  наблюдения  о  нахождении  шлифован¬
ных  и  изборожденных  валунов  на  теперешних  плавающих  по
океану  льдинах»  (1871,  стр.  324).  Одновременно  И.  А.  Лапа-
тин  признавал  наличие  ледников  на  правобережье  Енисея,
ф.  Б.  Шмидт  (Schmidt,  1872)  посетил  Гыданский  п-ов,  пде  в
поверхностных  отложениях,  в  галечниках  нашел  обломки  ра¬
ковин,  что  свидетельствует  о  покрытии  поверхности  тундры
морем.
 В  низовьях  pp.  Оби  и  Иртыша  проводил  исследования
И.  С.  Поляков.  Свои  палеогеографические  представления  он
сформулировал  следующим  образом: 	«В  отдаленную  эпоху
 ледникового  периода  он  (Урал.  —  А.  3.),  видимо,  был  закован
громадными  толщами  ледников,  сползавших  с  него  в  различ¬
ных  направлениях.  С  востока  у  его  подножья  расстилался
значительный  водоем,  может  быть,  даже  морской  залив...
Материал  из  различных  горных  пород  выносился  ледниками
с  высот  Урала  и,  попадая  у  его  подножья  в  водоем,  разносился
здесь  вместе  с  глыбами  льда  по  разным  направлениям  и  отла¬
гался  среди  слоев  на  дне  водоема»  (1877,  стр.  122).  Следует
добавить,  что  О.  Финш,  путешествовавший  по  Оби  в  одно  вре¬
мя  с  И.  С.  Поляковым,  писал,  что  у  Самарово  «возле  берега,
как  и  на  Оби,  встречается  множество  различных  голышей,
окрашенных  окислами  железа,  которые,  однако,  не  все  зане¬
сены  сюда  льдом  (речным.—А.  3.),  так  как  я,  к  величайшему
своему  удивлению,  находил  их  и  на  вершинах  прибрежных
холмов»  (Finsch,  1879,  стр.  545).  Финша  удивило  необычное
распространение  валунов.  Приносом  их  сюда  речными  льдами
во  время  ледохода  объяснить  было  нельзя,  других  же  объяс¬
нений  он  не  находил.
 Совершенно  иная  гипотеза  была  предложена  Т.  Бельтом
(Belt,  1874),  который  во  время  маршрута  по  р.  Иртышу  от
Омска  до  Павлодара  проследил  пресноводные  послетретичные
осадки.  По  мнению  Т.  Бельта,  образовавшиеся  на  севере  За¬
падной  Сибири  ледники  препятствовали  свободному  стоку
речных  вод  на  север,  поэтому  южнее  возникло  огромное  прес¬
новодное  озеро,  о  котором  свидетельствуют  широко  распрост¬
раненные  здесь  слоистые  осадки  и  ископаемая  фауна,  опре¬
деленная  Э.  Мартенсом  (Martens,  1864).  Гипотеза  Т.  Бельта
вызвала  большой  интерес  среди  ученых  того  времени.  Против
выступили  С.  Н.  Никитин  (1885)  и  И.  Д.  Черский  (1888).  Пер¬
вый  полагал,  что  на  Урале  либо  вовсе  не  было  оледенения,
либо  оно  было  слабым,  так  как  в  Сибири,  в  частности,  приле¬
гающей  к  Уралу,  нет  следов  «настоящих»  эрратических  валу¬
нов.  Однако  вскоре  во  время  проведения  геологических  иссле¬
 9

дований  на  Северном  и  Приполярном  Урале  Е.  С.  Федоров
(1887,  1889)  наблюдал  в  приуральской  части  Западно-Сибир¬
ской  равнины  увалистые  формы  рельефа,  сложенные  неслоис¬
той  песчаной  глиной  с  громадным  количеством  валунов.  Они
были  приняты  за  конечноморенные  образования  ледника.  Опи¬
сывая  Средне-Сосьвинский  увал  как  полосу  слившихся  из
различных  горных  ледников  срединных  морен,  Е.  С.  Федоров
(1889)  указывает,  что  здесь  должно  было  происходить  столк¬
новение  горных  ледников  с  обширным  ледником  равнины.  Го¬
дом  позже  Я.  А.  Макеров  (1891)  описал  валунные  отложе¬
ния  у  с.  Самарово  ,и  признал  их  ледниковыми.  Ледник,  двигав¬
шийся  с  Урала,  достигал  60°  с.  ш.
 Итак,  перечислим  главные  проблемы  и  вопросы,  которые
интересовали  ученых  и  обсуждались  в  течение  многих  десят¬
ков  лет.
 1. 	Что  представляла  Западно-Сибирская  равнина  в  пост¬
плиоцене—  сушу  или  море?  Подавляющее  большинство  уче¬
ных  считало,  что  она  была  занята  морем,  в  котором  отлага¬
лись  морские  осадки.  В  соответствии  с  различными  варианта¬
ми  морской  гипотезы  и  объяснялось  происхождение  характер¬
ных  форм  рельефа  равнины.
 2. 	Наличие  валунов  в  рыхлых  отложениях  севера  равнины
объясняли  заносом  их  плавучими  морскими  льдами  (дрифто-
вая  гипотеза)  или  льдом  по  рекам  с  правобережья  р.  Енисея.
 3. 	В  низовьях  pp.  Енисея  и  Оби  описаны  отложения  мор¬
ской  бореальной  трансгрессии,  в  которых  собрана  богатая
фауна.  Одновременно  с  трансгрессией  признавалось  развитие
ледников  в  правобережье  Енисея,  на  Северном  и  Полярном
Урале.
 4. 	В  конце  XIX  в.  предложена  теория  материкового  оледе¬
нения  севера  Западной  Сибири.  Приведены  первые  доказа¬
тельства  оледенения,  однако  они  не  изменили  прежнего  пред¬
ставления  и  не  явились  поворотным  пунктом  во  взглядах  на
плейстоценовую  историю  равнины.  С  подпруживанием  рек
ледниками  связывали  развитие  озерных  и  речных  осадков  с
пресноводной  фауной  на  юге  равнины.
 5. 	Впервые  в  мире  на  сибирском  материале  поставлена
важная  проблема  геоморфологии—проблема  асимметрии  бе¬
регов  рек.  Приведены  факты  смещения  русел  сибирских  рек  на
восток.
 6. 	Исследователи  обращали  внимание  на  экзогенное  рель-
ефообразование  и  связанные  с  ним  вопросы  палеогеографии.
Придавалась  большая  роль  деятельности  морей  и  рек.
 7. 	Исключительный  интерес  вызвало  в  научных  кругах
России  и  Западной  Европы  открытие  вечной  мерзлоты  в  Сиби¬
ри.  Русскими  учеными  получены  многочисленные  данные  о  ее
распространении,  генезисе  и  закономерностях  развития,  а  так-
 10

^ке  связанных  с  нею  явлениях  термокарста,  пучения  и  соли-
флюкции.  ,
 8. 	Продолжалась  дискуссия  по  «палеогеографической  за¬
гадке  века»  —  «проблеме  мамонта»  и  возможным  изменениям
климата  Сибири  в  постплиоцене.
 Следующим  этапом  в  истории  изучения  рельефа  равнины
явились  первые  геологические  исследования,  выполненные  в
конце  XIX  в.  по  линии  строящейся  Сибирской  железной  доро¬
ги.  В  связи  со  спецификой  работ  горным  инженерам  .приходи¬
лось  изучать  четвертичные  отложения  и  связанные  с  ними
формы  рельефа,  а  также  процессы,  их  формирующие.
 Интересны  капитальные  исследования  Н.  К.  Высоцкого
(1895,  1896),  который  в  разрезах  нижней  Оби  описал  три  обо¬
собленных  горизонта  валунных  отложений.  Формирование
последних  он  связывал  с  неоднократными  колебаниями  конца
ледника,  занимавшего  всю  долину  р.  Оби  до  61°  с.  ш.  Н.  К.  Вы¬
соцкий  впервые  составил  геологическую  карту,  на  которой
показал  границы  распространения  ледника.
 Общую  характеристику  рельефа  всей  равнины  дает
 О. 	В.  Маркграф  (1895),  а  Г.  И.  Танфильевым  (1902)  высказа¬
на  не  потерявшая  своего  значения  до  сих  пор  идея  о  стоке  под-
пруженных  ледником  вод  на  юг  по  Тургайскому  проливу  в
Арало-Каспийскую  впадину.
 Если  рельеф  юга  Западно-Сибирской  равнины  изучался  и
предлагались  гипотезы  его  происхождения,  в  частности,  при¬
знавалась  и  роль  ледника,  то  междуречные  пространства  на
ее  севере,  по  существу,  представляли  белое  пятно.  Отсюда
понятна  ценность  многолетних  географических  исследований
 А. 	А.  Дунина-Горкавича  (1897,  1904),  описавшего  в  общих
чертах  рельеф  междуречья  Оби  и  Енисея.
 Ввод  в  эксплуатацию  транссибирской  магистрали  в  значи¬
тельной  мере  стимулировал  заселение  Западной  Сибири  при¬
бывающими  из  России  крестьянами.  Возникла  крайняя  необ¬
ходимость  изучения  почв,  которое  сначала  осуществлялось
местными  переселенческими  организациями,  проводившими
первые  рекогносцировочные  исследования  природы  Нарым-
ского  края.  Несколько  позднее  в  Обь-Иртышском  междуречье
работали  экспедиции  И.  И.  Жилинского  (1907)  и  Д.  А.  Драни-
цына  (1915).  Квалифицированно  описал  рельеф  и  отложения
Д.  А.  Драницын.  Детально  изучив  всю  имеющуюся  к  тому  вре¬
мени  литературу  по  равнине,  он  сделал  ряд  научных  обобще¬
ний.  Некоторые  из  них  до  сих  пор  не  потеряли  своего  научно¬
го  значения,  другие  имеют  уже  чисто  исторический  интерес,  а
третьи  оказались  ошибочными.  Неверно,  например,  его  пред¬
ставление  о  двукратном  оледенении  Нарымского  края,  осно¬
ванное  на  скоплениях  по  рекам  валунов  и  галек,  которые  он
принял  за  размытые  морены  досамаровского  оледенения.
 Р.  Поле  в  1913  г.  осмотрел  низовья  pp.  Иртыша  и  Оби.  бе-
 П

рега  Обской  и  Тазовской  губ  и  пришел  к  выводу,  что  морская
постплиоценовая  трансгрессия  доходила  почти  до  водораздела
Пура,  Надыма  с  притоками  Средней  Оби  (Pohle,  1918,1919).
Несколько  раньше  Б.  М.  Житков  (1913)  охарактеризовал
рельеф  Ямала,  а  О.  О.  Баклунд  (1911,  1912)  опубликовал  ма¬
териалы  по  геоморфологии  восточного  склона  Урала.  На  Обь-
Енисейском  водоразделе  исследования  проводил  Е.  В.  Близ-
няк  (1914),  а  в  бассейне  р.  Таза  —  И.  Н.  Шухов  (1915).  Общая
характеристика  рельефа  Западно-Сибирской  равнины  дана
И.  П.  Толмачевым  (1907)  и  JI.  С.  Бергом  (1913).
 Сильная  заболоченность  плоского  рельефа  и  очень  плохая
обнаженность  наряду  с  исключительной  труднодоступностью
и  укоренившимся  предвзятым  мнением  о  бесперспективности
равнины  долгое  время  не  привлекали  внимания  исследовате¬
лей.  Редкие  маршрутные  наблюдения  отдельных  энтузиастов
проводились  лишь  по  наиболее  крупным'  рекам,  почти  не  за¬
трагивая  обширные  междуречные  «пространства.  Все  это  вмес¬
те  взятое  не  могло  не  сказаться  на  развитии  представлений  о
рельефе  и  палеогеографии  равнины.  В  таких  условиях  изуче¬
ние  рельефа  и  отложений  крайне  осложнялось  и  зачастую  при¬
ходилось  довольствоваться  немногочисленными  фактами,  до¬
бытыми  с  большими  затратами  труда.  Теоретические  построе¬
ния  базировались  на  недостаточном  материале,  широко
применялась  экстраполяция,  что  не  могло  не  привести  иногда
к  неправильным  или  недостаточно  обоснованным  выводам  и
обобщениям.  В  итоге  были  в  какой-то  мере  решены  или  по¬
ставлены  следующие  проблемы.
 1. 	Установлен  факт  оледенения  приуральской  части  равни¬
ны  и  отмечены  колебания  края  ледника  на  основе  изучения
разреза  моренных  отложений  в  правом  берегу  р.  ‘Оби.
 2. 	Показано  значительное  влияние  ледникового  покрова  на
формирование  рельефа  равнины.
 3. 	Поставлен  вопрос  о  стоке  вод  во  время  оледенения.
 4. 	Проведено  несколько  вариантов  границ  бореальной  мор¬
ской  трансгрессии  на  севере  Западной  Сибири.
 5. 	Предложена  гипотеза  образования  Западно-Сибирской
равнины  путем  заполнения  речными  наносами  морских  зали¬
вов  и  отступания  в  связи  с  этим  моря  к  северу.
 6. 	Формирование  общего  облика  рельефа  равнины  и
отдельных  его  форм  связывалось  исключительно  с  экзогенны¬
ми  процессами.  Плоский  рельеф  долины  обосновывался  тем,
что  породы,  слагающие  ее  с  поверхности,  лежат  горизонтально
и  с  олигоцена  не  затронуты  горообразовательными  процесса¬
ми.  Роль  тектонических,  особенно  новейших,  движений  в  рель-
ефообразовании  не  показана.
 Советский  период  исследований  природы  севера  За¬
падной  Сибири  начался  в  1923  г.  Российская  Академия  наук  и
Русское  географическое  общество  организуют  Западно-Скбир-
 12

скую  экспедицию,  которая  обследовала  север  равнины  —  бас¬
сейны  pp.  Агана,  Пура  и  устье  р.  Таза  (Городков,  1924).  В
1927  году  направляется  Гыданская  экспедиция,  проводившая
исследования  северо-востока  равнины.  Участники  этой  экспе¬
диции  Б.  Н.  Городков  (1932)  и  И.  Я.  Ермилов  (1935)  приводят
много  интересных  данных  по  геоморфологии  и  истории  разви¬
тия  рельефа.
 В  30-е  ярды  XX  в.  дискутируются  в  основном  проблемы
древнего  оледенения  равнины  и  роли  ледников  в  формирова¬
нии  ее  рельефа.
 Таз-Енисейский  водораздел  в  районе  озер  Налимьего  и
Дашкино,  а  также  левые  притоки  Енисея  —  Мангутиху  и  Ело-
гуй  изучал  П.  Л.  Пирожников.  Холмистый  рельеф  с  озерами
создан,  по  его  мнению,  деятельностью  ледника,  который  дви¬
гался  с  северо-востока  и  отложил  морены  с  большим  количе¬
ством  тратшовых  валунов.  Холмистые  гряды  наиболее  возвы¬
шенной  части  водораздела  являются  моренами,  а  исследован¬
ная  им  область  «резко  отличается  от  остальной  Западной  Си¬
бири  и  дает  пока  единственный  пример  ярко  выраженного
ледникового  ландшафта»  (1931,  стр.  88).  Этот  вывод  подтвер¬
ждается  исследованиями  Н.  Н.  Урванцева  (1931)  на  Таймыре
и  северо-западе  Средне-Сибирского  плоскогорья,  которые
были  заняты  мощным  ледником,  спускавшимся  в  пределы  За¬
падно-Сибирской  равнины.  В  эти  -же  годы  рельеф  и  четвертич¬
ные  отложения  Нарымского  края  изучал  Р.  С.  Ильин  (1930),
который  доказывал  двухкратное  оледенение  края.  Ледники
носили  местный  характер,  поэтому  отсутствие  в  их  моренах
валунов  вполне  естественно.
 В  1931  г.  В.  А.  Обручев  обобщает  накопившийся  к  тому
времени  материал  о  признаках  ледникового  периода  в  Север¬
ной  и  Центральной  Азии.  Характеризуя  свой  труд  уже  через
20  лет  после  выхода  его  в  свет,  В.  А.  Обручев  писал:  «Сводка
этого  нового  материала  была  необходима,  чтобы  поставить
точку,  прекратить  полемику  и  заняться  изучением  главных
деталей  относительно  прежнего  оледенения,  признав  оконча¬
тельно  его  существование  и  значение  в  истории  развития
рельефа  Сибири,  строения  и  состава  четвертичных  отложений»
(1951,  стр.  126).  Статья  вызвала  большой  интерес  к  изучению
как  вопросов  оледенения,  так  и  четвертичной  геологии  Сибири
в  целом.  В  ней  В.  А.  Обручевым  обосновывается  мысль  о  ма¬
териковом  типе  ледникового  покрова,  высказывается  предпо¬
ложение  о  самостоятельном  тазовском  леднике,  двигавшемся
с  севера,  и  допускается  возможность  стока  вод  через  ледники
в  месте  их  стыка.
 Значительно  усилились  исследования  рельефа  и  четвертич¬
ных  отложений  Западной  Сибири  в  30-х  гг.  XX  в.,  когда  наша
страна  приступила  к  выполнению  первых  пятилетних  планов^
предусматривающих  сдвиг  производительных  сил  на  восток.
 1-3

Организуется  ряд  экспедиций  АН  СССР,  Главным  геологораз¬
ведочным  управлением  (позднее  ЦНИГРИ),  нефтяным  геоло¬
горазведочным  институтом,  Западно-Сибирским  геологиче¬
ским  управлением  и  др.  Исследования  приобретают  плановый
характер,  становятся  более  централизованными.  Наметился
переход  от  маршрутных  исследований  к  площадным  геологи¬
ческим  съемкам,  в  которых  принимают  участие  крупные  уче¬
ные  и  известные  геологи.  Проводятся  также  специальные  те¬
матические  исследования  и  теоретические  обобщения  как  по-
некоторым  проблемным  вопросам,  так  и  по  отдельным  райо¬
нам.  Западно-Сибирскую  равнину  изучали  Д.  К.  Александров,
 A. 	Г.  Бер,  С.  Г.  Боч,  В.  Г.  Васильев,  Л.  В.  Введенский,  И.  П.
Герасимов,  В.  И.  Громов,  В.  А.  Дементьев,  Л.  Н.  Ивановский,
Р.  С.  Ильин,  Б.  М.  Келлер,  М.  П.  Нагорский,  П.  А.  Никитин,
 B. 	А.  Николаев,  В.  А.  Обручев,  Б.  Ф.  Петров,  Л.  А.  Рагозин,
Г.  Е.  Рябухин,  В.  Н.  Сакс,  В.  Н.  Сукачев,  Н.  П.  Туаев,  М.  А.
Усов,  М.  М.  Фрадкин,  Я.  С.  Эделыптейн,  С.  В.  Эпштейн  и  дру¬
гие.  В  их  работах  рассматриваются  многие  проблемы  палео¬
географии  и  рельефообразования.
 1. 	Опубликован  первый  сводный  геоморфологический
очерк  Западно-Сибирской  равнины;  составлена  схематическая
карта  рельефа  ее  центральной  части,  а  также  схема  геомор¬
фологического  районирования.  Описан  рельеф  ряда  районов
Западно-Сибирской  равнины  и  выяснялась  история  его  форми¬
рования.
 2. 	Обосновывается  новое  представление  о  низменности,
как  древней  и  современной  аллювиальной  равнине.  В  связи  с
этим  придается  большое  внимание  апейрогеническим  движе¬
ниям,  способствовавшим  горизонтальному  смещению  рек.
Разрабатывается  методика  комплексного  геоморфологическо¬
го  изучения  речных  террас  на  примере  центральной  части  рав¬
нины  (Дементьев,  1938)  и  морфоструктурного  анализа  (Усов,
1934).
 3. 	Установлено  проявление  новейших  движений  в  отдель¬
ных  районах  равнины  и  показана  их  роль  в  формировании
рельефа.
 4. 	Признается  наличие  ледникового  покрова  на  севере  рав¬
нины,  намечаются  его  центры  и  границы  распространения.
Предложено  несколько  гипотез  о  стоке  вод  во  время  оледене¬
ния.  И.  А.  Молчанов  (1926)  высказывает  мысль  о  соединении
покровного  ледника,  спускавшегося  с  Енисейского  кряжа,  с
полярным  ледником  и  образовании  подпруды  для  Оби  и  Ени¬
сея.  Возникшее  таким  образом  озеро  имело  сток  в  Арало-Кас-
пийскую  впадину  через  Тургайский  пролив.  Однако  в  это  же
время  Н.  А.  Кулик  (1926)  развивает  представление  об  обшир¬
ной  трансгрессии  Ледовитого  океана,  которая  охватывала
значительную  часть  равнины.
 5. 	Продолжалась  дискуссия  о  многократности  оледенений
 14

гевера  Западной  Сибири  и  климатических  изменений  в  ледни¬
ковые  и  межледниковые  эпохи.  Выдвигается  гипотеза  о  четы¬
рех  оледенениях,  которые  сопоставляются  с  альпийскими:.
(Ильин,  1934).
 6. 	Сравнительно  детально  изучены  опорные  разрезы  чет¬
вертичных  отложений  по  берегам  Оби  и  Иртыша  с  примене¬
нием  новых  методов  изучения  осадков:  палеокарпологическо-
го,  спорово-пыльцевого,  минералогического  и  петрографиче¬
ского  и  разработана  схема  расчленения  этих  отложений  в
центральной  части  равнины  на  местном  материале.
 7. 	По-прежнему  Западно-Сибирская  равнина  остается  пло¬
хо  изученной  в  топографическом  отношении,  нет  хорошей  то-
покарты,  что  отразилось  весьма  неблагоприятно  на  геоморфо¬
логическом  ее  изучении.  Следует  добавить,  что  почти  ничего
не  было  известно  о  глубинном  геологическом  строении  рав¬
нины.
 Перед  началом  и  в  основном  после  Великой  Отечествен¬
ной  войны  ведущая  роль  в  изучении  плейстоцена  Советской
Арктики,  в  том  числе  севера  Западной  Сибири,  принадлежит
 В. 	Н.  Саксу  (1946,  1948,  1953).  В.  Н.  Саксом,  его  учениками  и
последователями  выявлены  многие  важные  вопросы  геомор¬
фологии  и  палеогеографии  севера  Западной  Сибири.  Однако-
проведенные  работы  в  более  южных  районах  равнины,  в  ча¬
стности,  в  бассейнах  pp.  Турухана,  Ваха,  Елогуя’и  Таза,  позво¬
лили  высказать  ряд  новых  положений  о  палеогеографии  плей¬
стоцена.  А.  И.  Попов  (1949)  пришел  к  выводам,  отличным  от
представлений  В.  Н.  Сакса.  Он  считал,  что  на  севере  Сибири,
было  одно  покровное  оледенение.  Второе  являлось  горно-до¬
линным  и  не  входило  в  ее  пределы.  Оба  оледенения  развива¬
лись  синхронно  с  морскими  трансгрессиями.
 Н.  А.  Нагинский  (1946,  1950,  1957)  предложил  гипотезу  о
разновременности  двух  четвертичных  оледенений  севера  За¬
падной  Сибири.  Н.  А.  Нагинским  затрагивался  широкий  круг
вопросов  геоморфологии  и  палеогеографии  равнины,  но  его
гипотеза  не  обосновывалась  достаточным  количеством  факти¬
ческого  материала,  подверглась  справедливой  критике,  не  на¬
шла  поддержки  среди  исследователей  и  была  вскоре  забыта.
В  это  же  время  сотрудники  Западно-Сибирского  филиала  АН
СССР  В.  В.  Вдовин,  Б.  В.  Мизеров  и  В.  А.  Николаев  проводят
геологопгеоморфологические  исследования  в  ряде  районов  рав¬
нины.
 Следующий  период  в  изучении  рельефа  и  процессов,  его
формирующих,  связан  с  проведением  на  всей  Западной  Сиби¬
ри  площадных  геологосъемочных  работ  преимущественно  на
основе  аэрометодов.  Наличие  материалов  аэрофотосъемки
позволило  широко  применять  геоморфологический  метод  при
картировании.  В.  А.  Зубаков  справедливо  назвал  этот  этап  в
 115.

истории  изучения  равнины  героическим,  когда  в  течение  не¬
скольких  лет  был  получен  богатейший  фактический  материал
и  составлены  первые  кондиционные  геологические  и  геоморфо¬
логические  карты.
 Многочисленные  коллективы  геологов  ВСЕГЕИ,  ЗСГУ,
НИИГА,  работавшие  в  различных  природных  зонах  Западно-
Сибирской  равнины  и  мало  связанные  между  собой,  не  всегда
интерпретировали  свои  материалы  однозначно  и  часто  полу¬
чали  противоречивые  результаты.  Геоморфологические  иссле¬
дования  проводились  по  различной  методике  и  с  разной  сте¬
пенью  достоверности.  Общие  методические  положения  и
инструкции  своевременно  не  были  разработаны.  Не  была  при¬
нята  общая  легенда.  Рельеф  и  факторы,  его  формирующие,
оказались  изученными  слабо  и  неравномерно.  Только  во  время
проведения  геологических  съемок  с  широким  применением
аэрофотоматериалов  и  их  дешифрирования  доставлялись  гео¬
морфологические  карты,  изучался  рельеф  и  процессы  его
образования.  Придавалось  большое  значение  ?кзогенным  фак¬
торам  формирования  рельефа  —  ледникам,  морским  транс¬
грессиям,  эрозионно-денудационным  процессам.
 Перечисленными  работами  большого  коллектива  исследо¬
вателей  создана  база  для  составления  обобщающих  сводок  и
первых  карт  четвертичных  отложений  всей  Западно-Сибир¬
ской  равнины  (редакторы  С.  А.  Яковлев  и  С.  В.  Яковлев
и  редактор  И.  И.  Краснов)  и  карты  четвертичных
отложений  Советской  Арктики  (В.  Н.  Сакс  и  С.  А.  Стрелков).
Для  северных  районов  равнины  составлены  геоморфологиче¬
ские  карты,  а  также  обзорные  схемы  геоморфологического
районирования  В.  Н.  Соколовым  (1958),  Ю.  Н.  Кулаковым
(1959),  А.  А.  Земцовым  и  С.  Б.  Шацким  (1959),  а  для  всей
равнины  —  С.  С.  Воскресенским  (1962).  Кроме  того,  рельеф
Западной  Сибири  нашел  отражение  в  обзорных  геоморфоло¬
гических  картах  СССР,  изданных  институтом  географии  АН
СССР  (1959)  и  ВСЕГЕИ  (1958,  1960).
 Началом  современного  этапа  в  изучении  плейстоценовых
отложений,  рельефа  и  факторов,  его  образующих,  следует
считать  открытие  крупнейших  месторождений  нефти  и  газа  на
севере  равнины,  что  стимулировало  необычайный  размах  те¬
матических  и  специальных  исследований  районов  будущего
хозяйственного  освоения.  Важная  роль  отводилась  изучению
рыхлого  покрова  и  рельефа.  В  исследования  включались  кро¬
ме  уже  ранее  работавших  ВСЕГЕИ,  ГИНа  АН  СССР,
НИЙГА,  МГУ,  Гидропроекта,  Госстроя  вновь  созданные
институты  геологии  и  геофизики,  географии  Сибири  и  Даль¬
него  Востока  СО  АН  СССР,  СНИИГГиМС,  а  также  ВНИГРИ,
ГГИ,  ТГУ,  институт  географии  АН  СССР  и  проектные  орга¬
низации.  Тюменское,  Новосибирское,  Красноярское  и  Томское
территориальные  геологические  управления.продолжают  кар-
 16

/  'h
 жирование  наиболее  перспективных  и  первоочередных  для
освоения  районов  равнины.
 В  характеризуемый  этап  значительно  расширен  круг  во¬
просов  геоморфологии  и  палеогеографии,  несоизмеримо  уси¬
лилась  комплексность  и  глубина  разработки  многих  теорети¬
ческих  проблем  и  их  практическая  направленность,  шире  ста¬
ли  применяться  новейшие  методы  лабораторного  анализа
осадков  и  предложены  методы  выявления  локальных  нефтега¬
зоносных  структур.  Составлены  достаточно  подробные  геоло¬
гические  и  геоморфологические  карты  для  отдельных  районов
равнины.
 Необходимо  отметить  крупные  монографические  исследо¬
вания  по  наиболее  важным  в  теоретическом  и  актуальным  в
практическом  отношениях  проблемам  плейстоцена  Западной
Сибири:  С.  А.  Архипова  (1971),  И.  А.  Волкова  (1971),  И.  Д.
Данилова  (1971),  В.  А.  Зубакова  (1972  а,  б),  Г.  И.  Лазукова
(1970,  1972),  В.  А.  Николаева  (1964),  В.  И.  Орлова  (1968),
С.  А.  Стрелкова  (1965),  В.  В.  Фениксовой  (1966),  Д.  Н.  Фиал-
кова  (1964).  В  области  структурной  геоморфологии  следует
назвать  ценные  работы  коллектива  ВНИГРИ  во  главе  с  Н.  Г.
Чочиа  (1968),  а  также  методические  разработки  сотрудников
СНИИГГиМСа  В.  Б.  Полкановой,  В.  П.  Полканова,  работы
института  географии  АН  СССР  (Мещеряков,  1962;  Городец¬
кая,  1970).
 Это  десятилетие  ознаменовалось  теоретическими  обобще¬
ниями  по  различным  проблемам  палеогеографии  и  геоморфо¬
логии  равнины.
 2  Заказ  2770

УСЛОВИЯ  РАЗВИТИЯ
ЭКЗОГЕННЫХ  ПРОЦЕССОВ
 ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ  СТРОЕНИЕ  ФУНДАМЕНТА  И  ЧЕХЛА
 В  геологическом  разрезе  Западно-Сибирской  равнины  вы¬
деляются  образования  складчатого  палеозойского  фундамента
плиты  и  полого  залегающий  на  них  мощный  чехол  осадочных
пород  мезозойско-кайнозойского  возраста.  Между  ними  зале¬
гают  образования  второго  структурного  этажа,  входящие  в
состав  фундамента  и  не  имеющие  сплошного  распространения.
Они  выполняют  узкие  депрессии  в  приуральской  и  приенисей-
ской  частях  плиты.
 Образования  фундамента  представлены  дислоци¬
рованными  и  метаморфизованными  породами  докембрия  и  па¬
леозоя.  К  первым  относятся  вскрытые  скважинами  в  приени-
сейской  части  плиты  сильно  мета  мор  физованные  кристалличе¬
ские  сланцы,  кварциты,  мраморизованные  известняки  и  основ¬
ные  эффузивные  породы,  которые  обнажаются  по  западной
окраине  Сибирской  платформы.  В  приуральской  части  сква¬
жины  вскрыли  плагиоклазовые  гнейсы  с  послойно  внедренны¬
ми  в  них  биотитовыми  гранитами,  сходные  с  образованиями
древнего  гнейсо-гранитного  пояса  Урала,  а  в  Нарымском
Приобье  —  дислоцированные  филлиты,  глинистые  сланцы  и
песчаники,  пронизанные  гранодиоритовыми  интрузиями.
 Палеозойские  породы,  в  частности,  кембрийские,  вскрыты
скважинами  также  по  pp.  Кас.  Сым,  Елогуй,  Нижняя  Баиха.
Это  слабодислоцированные  известняки  и  доломиты,  которые
переслаиваются  с  красноцветными  песчаниками,  алевролита¬
ми  и  аргиллитами.  В  низовьях  Енисея  вскрыты  силурийские
известняки  и  доломиты,  переслаивающиеся  с  прослоями  эффу-
зивов  и  туфов.  Красноцветные  песчаники,  мергели  и  конгло¬
мераты  девона  широко  распространены  в  приенисейской  части
равнины,  где  они  заполняют  впадины  в  ее  фундаменте.  В  рай-
 18

one  Коллашева  к  верхнему  девону  относятся  метаморфизован-
ные  и  смятые  в  складки  и  разбитые  трещинами  черные  углис¬
тые  аргиллиты  и  алевролиты  с  пролластками  песчаников  и
гравелитов.  Слабо,дислоцированные  известняки,  песчаники  и
аргиллиты  карбона  обнаружены  в  мегорных  впадинах  приени-
сейской  части  равнины.
 Породы,  слагающие  фундамент  равнины,  залегают  на  глу¬
бинах  порядка  2—3  км  и  более.  Лишь  у  подножья  Урала  и
Средне-Сибирского  плоскогорья  они  выходят  на  дневную  по¬
верхность.  Так,  на  левом  берегу  р.  Енисея,  в  районе  г.  Игарки,
они  описаны  еще  И.  А.  Лопатиным  (1897),  а  детально  изуче¬
ны  Ю.  С.  Куликовым  и  Б.  И.  Летовым  (1970),  которые  отнес¬
ли  их  к  верхнему  протерозою.
 Имеющиеся  в  литературе  указания  на  выходы  или  близкое
залегание  палеозойских  пород  в  приенисейской  части  равни¬
ны  (Кривошапкин,  1895;  Латкин,  1892;  Шухов,  1915;  Эдель-
штейн,  1926;  Обручев,  1932;  Ермилов,  1935;  Туаев,  1937,  1941)
не  соответствуют  действительности.  Автор  осмотрел  почти  все
пункты,  где  якобы  имеются  выходы  палеозойских  пород.  Ока¬
залось,  что  описанные  И.  Н.  Шуховым  каменные  породы  на
pp.  Бол.  и  Мал.  Покатках  образованы  скоплениями  валунов
и  галек,  вымытых  из  ледниковых  и  ледниково-морских  отло¬
жений.  «Неясные  выходы  коренных  образований  предположи¬
тельно  палеозойского  возраста...  в  верховьях  Турухана»,  на¬
блюдаемые  И.  Я.  Ермиловым  (1935,  стр.  16),  на  самом  деле
представляют  типичные  валуны  в  основном  траппов  из  море¬
ны  ледника,  двигавшегося  со  Средне-Сибирского  плоскогорья.
Не  были  обнаружены  автором  и  выходы  палеозойских  пород
по  берегам  озер  Советского  и  Маковского.  Проведенные  гео¬
физические  исследования  и  бурение  скважин  показали,  что
палеозойский  фундамент  здесь  погружен  очень  глубоко.  Нет
выходов  этих  пород  и  на  Таз-Вахском  водоразделе  (Земцов,
1957  а).
 Имеются  сведения  о  выходах  палеозойских  пород  и  в  На-
рымском  крае  (Маркграф,  1895;  Выдрин,  1903;  Обручев*
1937).  Н.  П.  Туаев  писал  о  находках  уралитизированного  диа¬
база  по  р.  Демьянке,  а  также  «скал  синеватых,  стекловатых
эффузивных  пород  в  верховьях  р.  Чаи  (1937,  стр.  53).  Я.  С.
Эдельштейн  (1944)  обращает  внимание  на  выходы  древних
пород  (диабазов?)  по  р.  Туртасу.  Большинство  этих  сведений
получено  или  опросным  путем  или  же  основывалось  на  пред¬
положениях,  исходящих  из  возможного  тектонического  строе¬
ния  фундамента  равнины.  Побывав  в  пунктах,  где  показыва¬
лись  «выходы  коренных  пород»,  автор  убедился,  что  и  здесь
пет  выходов  палеозойских  пород,  а  валунно-галечниковый  ма¬
териал  принесен  сюда  извне.  Сейчас  установлено  геофизиче¬
скими  методами,  а  также  бурением,  что  палеозойские  породы
Фундамента  этой  части  равнины  залегают  на  значительных
 2*
 ,19

глубинах.  На  Межовской  площади,  расположенной  на  южной
периферии  Васюганского  болота,  граниты  вскрыты  только  на
глубинах  2120  и  2465  м  (Маркевич,  1966).  Структурно-поиско¬
вые  же  скважины,  глубиною  до  500  м,  пробуренные  в  бассей¬
нах  pp.  Бакчара,  Парбига,  Чаи,  нигде  не  вышли  из  меловых
осадков.  Ближайшие  выходы  песчаников  палеозоя,  прорван¬
ных  гранитами,  у  Колывани  и  глинистых  сланцев  с  интрузия¬
ми  диабазов  у  Томска  отстоят  от  скоплений  гальки  и  мелких
валунов  в  Нарымеком  крае  на  расстоянии  более  300  км.
 Образования  осадочного  чехла  представлены
преимущественно  рыхлыми  породами  мезозоя  и  кайнозоя.
 Отложения  юры  развиты  в  северной  и  центральной  частях
плиты  почти  повсеместно,  но  обнажаются  они  только  вдоль
восточного  склона  Полярного  Урала  и  в  бассейне  Чулыма.
В  пределах  же  самой  плиты  они  погружены  на  глубины  2—
3  км.  Нижняя  часть  юрской  толщи  (тюменская  свита)  сложена
сероцветными  песчано-глинистьими  углистыми  породами,  мощ¬
ность  которых  в  Усть-Енисейской  впадине  достигает  1000—
1500  м,  а  в  центральных  районах  до  400—700  м.
 Отложения  средней  юры  вскрыты  скважинами  в  Усть-Ени¬
сейской  впадине  (Сакс  и  Ронкина,  1957),  в  Турухан-Ермаков-
ском  районе  и  вдоль  восточного  склона  Приполярного  Урала
(Лидер,  1964).
 Отложения  верхней  юры  на  севере  распространены  более
широко.  Это  морские  осадки.  В  Усть-Енисейской  впадине  мощ¬
ность  их  приближается  к  800—900  м.  Разрез  начинается  гли¬
нистыми  алевролитами  с  прослоями  глин  и  мелкозернистых
песчаников  келловея,  на  которых  залегает  толща  алевролитов
и  глин  оксфорда.  Последние  перекрываются  мощной  толщей
глин  и  алевролитов  кимериджа.  Нижневолжский  ярус  сложен
черными  аргиллитами  и  глинами,  а  верхневолжский  —  пре¬
имущественно  черными  глинами  с  конкрециями  пирита  и  си¬
дерита  (Сакс  и  Ронкина,  1957).  На  западе  песчано-лглинистые
отложения  келловея  вскрыты  в  прибортовой  части  Надымской
впадины  и  на  склонах  Северо-Сосьвинского  мегавала.  Отло¬
жения  нижневолжского  яруса  распространены  на  севере  по¬
всеместно,  но  обнажены  лишь  на  восточном  склоне  Приполяр¬
ного  Урала  в  верховьях  pp.  Сев.  Сосьвы,  Лепсии,  Толье,  Яны-
Манье.  В  Надымской  впадине  они  погружаются  на  2000  м  и
более.  Выходы  алевритовых  глин  верхневолжского  яруса
известны  на  восточном  склоне  Полярного  Урала.  В  верховьях
Сев.  Сосьвы  обнажается  прослой  глауконито-алевритового
песчаника  с  гравием,  который  ниже  переходит  в  гравелито¬
песчаный  ракушняк  с  окатышами  глауконитового  песчаника.
В  центральных  районах  плиты  выделяется  марьяновская  сви¬
та,  сложенная  темно-серыми  битуминозными  аргиллитами  с
включениями  пирита  и  глауконита.  Возрастной  рубеж  ее  —
от  келловея  до  нижнего  валанжина.
 20

Заканчивая  характеристику  отложений  юрской  системы,,
необходимо  отметить,  что  -ни  в  центральных,  ни  в  северных
районах  равнины  не  установлено  их  близкое  залегание  к  днев¬
ной  поверхности.  Геофизическими  методами  и  скважинами  они
фиксируются  на  больших  глубинах.  Поэтому  сомнительны
имеющиеся  в  литературе  сведения  о  наличии  якобы  здесь  ко¬
ренных  выходов  юрских  пород.  Открытые  В.  И.  Громовым
(1934)  в  1929  г.  у  юрт  Еутских,  на  р.  Бол.  Югане  юрские  по¬
воды  тогда  можно  было  признать  коренными,  ибо  о  глубин¬
ном  строении  этой  части  равнины  мы,  по  существу,  ничего  не
знали.  Собранная  В.  И.  Громовым  из  пород  фауна  белемнитов
и  пелеципод  определялась  В.  И.  Болдылевским  (1936),  кото-
эый  отнес  ее  к  верхневолжскому  ярусу.  Позднее  В.  Г.  Васильев
"(1946)  установил,  что  эти  породы  представляют  ледниковый
отторженец.  Под  ним  залегают  четвертичные  отложения.
 Н. 	А.  Нагинский  (1948  а),  критически  проанализировав  мате¬
риалы  В.  Г.  Васильева  и  изучив  обнажение  Еутской  горы,
принял  компромиссное  решение.  Нижнюю  часть  разреза  тол¬
щи  он  назвал  антиклинальной  складкой  юрских  пород,  а  в
верхней  —  четвертичной  толще  обнаружил  втиснутую  сильно
помятую  глыбу  юрских  глин,  которая  принесена,  как  он  пола¬
гал,  ледником.
 В  1953  г.  для  выяснения  условий  залегания  юрских  пород
 С. 	Б.  Шацким  (1955,  1965,  1966)  пробурена  250  м  глубины
скважина  с  Еутской  горы.  Выяснилось,  что  юрские  породы  —
это  действительно  крупный  отторженец.  Под  четвертичной
толщей  на  глубине  40—45  м  здесь  вскрыты  ©ернеолигоцено-
вые  алевриты.  Эти  данные  подтверждены  в  1956—1958  гг.,
когда  по  р.  Бол.  Югану  бурились  скважины  глубиной  от  450
до  580  м,  которые  также  под  четвертичными  вскрыли  осадки
^лигоцена,  мощностью  до  300  м.  Юрские  же  породы  здесь
фиксируются  сейсм'икой  лишь  на  глубине  2600—2800  м.  Ясно,
что  коренных  выходов  юрских  пород  в  бассейне  Бол.  Югана
кет.  Г.  Ф.  Одинец  (1966)  на  основе  собственной  интерпрета¬
ции  материалов  В.  Г.  Васильева  признает  юрские  породы  на
р.  Бол.  Югане  коренными  выходами.  По  его  мнению,  между
юрскими  породами  и  прислоненными  к  ним  отложениями
плиоцена  проходит  крупный  тектонический  сброс.
 И.  JI.  Кузин,  И.  В.  Рейнин  и  Н.  Г.  Чочиа  (1961)  также
объясняли  образование  выступа  юрских  пород  тектоническим
сбросом.  Этими  геологами  в  1963  г.  пробурена  контрольная
скважина,  которая  повторила  разрез  предыдущих  скважин.
Еще  раз  было  доказано,  что  коренных  юрских  пород  здесь
нет.  Нужно  было  искать  новые  объяснения,  ибо  Н.  Г.  Чочиа  и
И.  JL  Кузин  являются  ортодоксальными  противниками  ледни¬
ка®0**  теории  и  в  существование  отторженцев  не  верят.  В
1964  г.  они  эти  породы  считали  уже  верхнеолигоценовыми,
которые  образовались  в  приустьевой  части  крупной  реки.
 21

Истоки  последней  находились  или  в  бассейне  Турухана  или
на  Верхне-Тазовском  своде,  где  юрские  породы,  .по  их  мнению,
находятся  неглубоко  от  поверхности.  Оттуда  и  сносился  обло¬
мочный  материал  —  валуны,  гальки,  раковины  юрской  фау¬
ны,  пыльцы  и  опоры.  Однако  геологосъемочными  работами  в
бассейне  р.  Таза  и  эти  сведения  не  подтвердились.  Позднее
 Н. 	Г.  Чочиа  и  И.  JI.  Кузин  пишут,  что  «толща  осадков,  содер¬
жащих  мезозойскую  фауну  (речь  идет  о  юрских  породах.—
 А. 	3.),  образовалась  в  четвертичное  время,  в  условиях  обшир¬
ного  водного  бассейна,  в  непосредственной  близости  от  доста¬
точно  крупных  выступов,  сложенных  юрскими  и  меловыми  по¬
родами»  (1966,  стр.  226).  Иными  словами,  авторы  не  признают
юрские  породы  Бол.  Югана  коренными  выходами,  но  склонны
их  видеть  поблизости.  По  Н.  Н.  Милюковой  (1968),  юрские
породы  были  развиты  к  северо-востоку  от  «отторженца»  и
глыба  могла  попасть  в  водоем  непосредственно  из  коренного
выхода.  И,  наконец,  В.  А.  Зубаков  (1967,  -стр.  28)  усматривает
в  юганской  глыбе  юрских  пород  «...всего  лишь  скопление  галек
с  юрской  фауной  в  четвертичной  толще».  Подобные  представ¬
ления  противоречат  известным  фактам  и  не  могут  быть  при¬
няты.
 В  литературе  по  Нарымскому  краю  также  сообщалось  о
выходах  юрских  глинистых  сланцев  по  pp.  Васюгану,  Чертале,
Чижапке  и  Нюрольке  (Жилинский,  1907;  Туаев,  1937);  Пар-
бигу,  Бакчару,  Чузику  (Ильин,  1930;  Кучин,  1932,  1940)  и
и  Ильяку.  На  основе  этих  сведений  М.  К.  Коровин  писал,  что
«...континентальная  толща  юры  в  последнее  время  намечается
и  в  левобережной  области  р.  Оби,  где  она  выступает  из-под
толщи  четвертичных  образований  Васюгана»  (1933,  стр.  329).
Я-  С.  Эделыптейн  (1944)  упоминает  о  юрских  сланцах  по  ре¬
кам  Нарымского  края.  Однако  автор  во  многих  ярах  по
pp.  Чертале,  Чузику,  Кенге  и  Парабели  описал  третичные
слоистые  глины,  а  не  глинистые  сланцы  юры  (Земцов,  1953).
Не  вскрыты  они  и  скважинами.  В  1963—1965  гг.  нами  прове¬
дена  геологическая  съемка  бассейнов  Чаи,  Бакчара,  Парбига
и  других  рек  с  применением  бурения,  где  также  не  обнаруже¬
ны  юрские  породы,  которые,  судя  по  опорным  скважинам  и
геофизическим  данным,  залегают  здесь  на  глубине  более  2  км.
 Итак,  в  пределах  равнины  нет  выходов  юрских  пород.  Ва¬
лунно-галечный  материал  и  глыбы  юрских  пород  не  местного
происхождения,  а  принесены  сюда  извне.  Этот  вывод  и  дол¬
жен  учитываться  при  палеогеографических  реконструкциях
плейстоцена.
 Отложения  меловой  системы,  представленные  морскими,
лагунными  и  континентальными  фациями  ее  двух  отделов,  рас¬
пространены  исключительно  широко.  Мощность  их  достигает
2200—2300  м  в  Усть-Енисейской  впадине  и  1800—12000  в  центре
равнины  и  лишь  на  севере  она  сокращается  до  1000—1800  м
 22

(Чочиа,  ред.  1968).  Меловые  отложения  выходят  на  дневную
поверхность  вдоль  восточного  склона  Урала,  в  низовьях  Ени¬
сея,  на  Ямале  и  Гыдане.  Нет  их  только  в  узкой  полосе  предго¬
рий  Урала  и  по  западному  краю  Средне-Сибирского  плоско¬
горья,  где  они  размыты.
 Отложения  валанжина  в  Усть-Енисейской  впадине  пред¬
ставлены  глинистыми  и  песчано-глинистыми  толщами  мощ¬
ностью  до  400—500  м,  а  в  бассейне  среднего  течения  Енисея  —
мелкозернистыми  полимиктовыми  песчаниками  с  прослоями
алевролитов,  аргиллитов  и  глинистых  известняков.  Преиму¬
щественно  глинистые  породы  распространены  во  внутренних
районах  равнины  (Ростовцев,  Трофимук,  ред.  1963).
 Отложения  готерива  и  баррема  преимущественно  глинис¬
то-песчаного  состава,  в  них  нет  грубообломочного  материала.
 Отложения  апта  (вйкуловская  свита)  распространены  поч¬
ти  по  всему  северу  от  г.  Тобольска  на  юге  и  до  г.  Сургута  на
востоке  и  сложены  преимущественно  морскими  песчаными  и
алевритовыми  породами  с  подчиненными  прослоями  глин  и
известняков.  Континентальным  аналогом  их  на  восточном
склоне  Приполярного  Урала  являются  пески  с  прослоями
глин  и  бурых  углей.  Апт-альб  на  крайнем  востоке  равнины
представлен  каолиновыми  песками,  чередующимися  с  песча¬
никами  и  глинами,  с  линзами  галечников  и  пропластков  бу¬
рых  углей,  а  в  низовьях  Енисея  и  в  Турухан-Ермаковском  рай¬
оне—  глинисто-алевритовыми  осадками  с  маломощными  плас¬
тами  бурого  угля.  На  северо-западе  и  в  центре  к  альбу  отно¬
сятся  глины  зеленовато-серого  цвета  с  частым  выделением
пирита  и  чередующимися  прослоями  алевритовых  и  глини¬
стых  пород.
 Мощность  отложений  верхнего  отдела  на  севере  равнины
колеблется  в  пределах  300—1100  м.
 х  Отложения  сеномана  —  пески,  песчаники,  алевриты  и  алев¬
ролиты  с  пропластками  известковистых  песчаников  и  бурова¬
тых  глин  составляют  уватскую  свиту,  распространенную  от
г.  Тобольска  до  г.  Салехарда  и  от  Урала  на  восток  до  мери¬
дианов  гг.  Сургута  и  Покура.  В  бассейне  р.  Таза  к  сеноману
относится  верхняя  часть  усть-тазовской  серии,  сложенная  пес-
чано-алевролитовыми  породами  с  прослоями  глин  и  угля,  а  в
Ермаковском  районе  —  преимущественно  песчаники  и  пески  с
несколькими  горизонтами,  содержащими  оолиты  бокситов,
включения  янтаря  и  мелкой  гальки.
 Морские  отложения  турона  (кузнецовская  свита)  зани¬
мают  почти  всю  равнину,  за  исключением  прибортовых  ее
частей.  Это  жирные  и  алевритистые  глины  с  глауконитом  и
единичными  пропластками  мелкозернистых  песчаников.  Отло¬
жения  верхнего  турона,  коньяк-сантонкампанекие  объединя¬
ются  в  березовский  горизонт,  который  подразделяется  на
Два  лодгоризонта.  Нижний  в  Усть-Енисейском  районе  пред¬
ав

ставлен  алевритами  с  включениями  глин  и  песка,  на  которых
лежат  пески  с  маломощными  (Прослоями  песчаников,  перекры¬
вающиеся  глинисто-алевритовой  пачкой.  В  Приуралье  и  Тар¬
ском  Прииртышье  опоки,  кремнистые  глины  и  аргиллиты
объединяются  в  нижнеберезовскую  подсвиту.  Верхний  обна¬
жается  на  р.  Танам,  в  урочище  Сигерте-Надо,  и  сложен  глина¬
ми,  которые  выше  сменяются  алевритами  с  прослоями  глин  и
песков,  а  также  линзами  известковистых  алевритов  и  песчани¬
ков.  Толща  глин,  чередующихся  с  алевритами,  вскрытая
скважинами  и  на  междуречье  pp.  Бол.  и  Мал.  Хеты,  условно
относится  к  верхнему  сантону.  На  северо-западе  слабоалеври-
тистые,  опоковидные  глины  слагают  верхнеберезовокую  свиту,
прибрежно-морской  фацией  которой  является  на  восточном
склоне  Полярного  и  Приполярного  Урала  усть-маньинская
свита,  сложенная  кварцево-глауконитовыми  песчаниками  и
алевролитами  с  прослоями  диатомитов.  В  центральных  райо¬
нах  равнины  (Покур,  Ларьяк,  Нарым)  развиты  отложения
славгородской  свиты  —  алевритистые  и  алевритовые  глины*
плотные  и  неслоистые,  неравномерно  опоковидные.
 Сенон-датский  ярус  представлен  сымской  свитой,  которая
в  приенисейской  части  равнины  сложена  рыхлыми  или  слабо
сцементированными  кварцевыми  и  кварцево-лолевошпатовы^
ми  песчаниками  с  примесью  каолина  и  прослоями  белых  и  се¬
рых  глин.  Ее  мощность  в  бассейнах  рек  Елогуя  и  Турухана
достигает  300—400  м.  Верхняя  часть  свиты  сложена  белыми  и
серыми  кварцево-каолиновыми  песками,  песчаниками,  галеч¬
никами,  серыми  алевролитами,  серыми  и  белыми  глинами*
которые  обнажаются  по  берегам  р.  Таза,  где  они  были  описа¬
ны  автором  еще  в  1949  г.,  а  позднее  по  Ватыльке  и  Каральке
(Земцов,  1957  а).  Б.  В.  Мизеров  и  Д.  И.  Голобоков  описали  их
по  р.  Ратте,  а  Ф.  И.  Кузнецов  —  по  р.  Худосее.  Отложения:
свиты  обнажаются  и  в  приенисейской  части  равнины  по
pp.  Сыму,  Елогую,  Келлогу  и  Дубчесу,  в  бассейнах  pp.  Таза*
Пура  и  Турухана  они  также  вскрыты  скважинами  у  сс.  Тазов*
ского,  Красноселькупска,  Тольки,  Самбурга  и  Каменной  го¬
ры,  у  Янова  Стана  (Земцов,  Шацкий,  1958).
 Маастрихт-датский  ярус  включает  главным  образом  гань-
кинскую  свиту  —  морские  глинистые  породы.  На  северо-запа¬
де  равнины  это  бейделлитовые,  местами  опоковидные  глины.
К  востоку  опоковидность  пород  исчезает  и  свита  слагается
слабоалевритовыми  глинами  с  пропластками  известняков,  си¬
деритов  и  мергелей.
 Итак,  отложения  верхнего  мела,  в  отличие  от  отложений
других  систем  и  отделов,  будучи  широко  распространенными
и  залегающими  неглубоко  от  поверхности,  вскрываются  в
обнажениях  по  берегам  рек.  Распространение  их  подчинена
структурно-тектоническим  особенностям.  В  прогибах  и  впади-
яах  они  погружены  на  100—200  м  ниже  уровня  моря,  а  в  ядрах
 24

сводов  и  куполовидных  поднятий  вскрываются  на  отметках:
+100  м  и  более.  Ими  сложены  крупные  возвышенности  совре¬
менного  рельефа  равнины,  которые  в  плейстоцене  являлись
областями  сноса  терригенного  материала.
 Отложения  палеогена  перекрывают  сплошным  плащом
почти  всю  равнину  и  представлены  преимущественно  морским
осадочным  комплексом,  который  согласно  или  трансгрессивно
залегает  на  мезозойских  породах  или  непосредственно  на
складчатом  фундаменте  плиты.  Выходы  пород  палеогена  уста¬
новлены  не  только  по  окраинам  равнины,  но  и  в  ее  централь-
НЫХ  частях  (рис.  2).
 К  палеоцену  относятся  темно-серые  пластичные  глины,  вхо¬
дящие  в  состав  талицкой  свиты,  распространенной  в  Сибир¬
ском  Приуралье.  Восточнее  в  них  появляются  маломощные
прослои  опоковидных  глин  и  опок.  В  Среднем  Приобье  свита
сложена  кремнисто-глинистыми  породами  с  пропластками
кварцево-глауконитового  песчаника.  У  подножья  восточного
склона  Северного  Урала  развиты  серые  глауконитовые  разно¬
зернистые  песчаники  с  линзами  гравия  в  основании  и  прослоя¬
ми  глин,  объединяемые  в  марсятинскую  свиту  (Рудкевич,.
 1969).  В  низовьях  р.  Таза  развиты  континентальные  фации  —
черные  и  темно-серые  алевритистые  глины  и  алевриты  (внизу)
и  полимиктовые  пески  (Чочиа,  ред.  1968).  На  восточной  окраи¬
не  равнины  выделяется  парабельская  свита  —  алевролиты,,
мелкозернистые  песчаники  с  пропластками  темно-серых  глин  и.
прослоями  оолитовых  железных  руд.
 Эоцен  включает  люлинворскую  и  нижнюю  часть  чеганской
свиты.  Люлинворская  свита  делится  на  нижнюю  и  верхнюю-
подсвиты.  Первая  представлена  светло-серыми,  почти  белыми
опоками  и  опоковидными  глинами  с  раковистым  изломом  и
острыми  режущими  краями,  в  основании  которых  имеются
базальные  песчаники  и  алевриты.  В  разрезе  Нарымской  пло¬
щади  много  пропластков  и  линз  кварцево-глауконитовых  пес¬
чаников,  алевролитов  и  оолитовых  железных  руд.  Вторая  сло¬
жена  тонкослоистыми  глинами,  в  разной  степени  опоковидны¬
ми.  Эти  глины  в  Сибирском  Приуралье  переходят  в  диатомиты
и  диатомовые  глины.  В  районе  с.  Самарово  отложения  эоцена
залегают  почти  горизонтально  на  глубинах  до  400  м.  Ранее
здесь  предполагали  выход  блока  эоценовых  опоковидных  глин
на  поверхность;  в  действительности  этот  блок  оказался  ледни¬
ковым  отторженцем  (Васильев,  1946;  Шацкий,  1965).  Убеди¬
тельная  критика  иных  гипотез  о  природе  Самаровского  оттор-
женца  (Крапивнер,  1969  а)  дана  Г.  И.  Лазуковым  (1972)  и
сибирскими  геологами  (Архипов  и  др.,  1971).
 На  севере  равнины  отложения  эоцена,  чаще  опоковидные
глины  с  прослоями  опок  и  диатомовых  пород,  а  также  диато¬
миты  и  диатомовые  глины  обнажаются  по  берегам  рек  и
вскрываются  скважинами.  К  верхнему  эоцену  и  нижнему  оли-
 2S

Рис.  2.  Геологическая  карта  со  снятым  покровом  четвертичных
отложений.  Составлена  коллективом  авторов  под  ред.  Н.  Н.  Рос¬
товцева  в  1961  г.;  генерализация  М.  Я.  Рудкевича.  1964  г.
 1  —  граница  палеозойского  обрамления;  2  —  неоген;  3  —  верхний-
средний  олигоцен  (знаменский,  новомихайловский  горизонты);  4  —
средний-нижний  олигоцен  (атлымский  горизонт);  5  —  нижний  олиго¬
цен—  верхний  эоцен  (чеганский  горизонт);  6  —  эоцен;  7  —  палеоцен;
8  —  верхний  мел;  9  —нижний  мел;  /0  —юрская  система
 26

цену  (чеганская  овита)  относятся  оливково-зеленые  и  голу¬
бовато-зеленые  жирные  пластичные  глины.
 Олигоцен,  за  исключением  чеганской  свиты,  представ¬
лен  континентальными  фациями  —  аллювиальными  и  озерно-
аплювиальными  отложениями.  На  севере  равнины  это  разно¬
зернистые  косослоистые  пески  светло-  и  розовато-серого,  бе¬
лого  цвета,  с  включением  гравийно-галечникового  материала,
в  разной  степени  каолинизированные  с  прослоями  шоколад¬
ных  глия  и  местами  обугленных  растительных  остатков.  Эта
толща  континентальных  отложений  входит  в  некрасовскую
серию  (Чочиа,  ред.  1968).  Южнее  выделяется  атлымская  сви-
Та  —  разнозернистые  аллювиальные  и  аллювиально-озерные
пески  и  реже  глинисто-алевритовые  породы.  Она  перекрывает¬
ся  новомихайловской  свитой  —  преимущественно  озерными  и
озерно-болотными  глинами,  алевритами  и  в  меньшей  степени
песками  с  прослоями  и  пластами  бурых  углей  и  лигнитов.
Отложения  верхнего  олигоцена  распространены  в  основном  к
югу  от  широтного  течения  р.  Оби  и  составляют  знаменский
горизонт,  который  расчленяется  на  два  подгоризонта.  Нижний
сложен  зеленовато-серыми  и  оливковыми  тонкослоистыми
глинами  и  глинистыми  алевритами,  местами  диатомовыми.
Верхний  в  центральных  районах  равнины  сложен  существенно
глинистыми  породами  с  прослоями  бурых  углей,  которые  обна¬
жаются  по  р.  Иртышу  и  его  правым  притокам,  а  также  по  Ва-
сюгану.
 Отложения  неогена  на  севере  неизвестны.  Видимо,  равнина
была  высоко  приподнята  в  конце  олигоцена  и  в  миоцене  про¬
исходил  интенсивный  размыв  слагающих  ее  осадков.  Лишь  в
последнее  время  Т.  А.  Матвеевой  и  Н.  Н.  Перугиным  (1971)  на
Вах-Тазовской  возвышенности  к  миоцену  (?)  относятся  песча¬
но-глинистые  осадки  мощностью  до  80  м,  обнажающиеся  по
pp.  Тольке  и  Ватыльке.
 Чем  же  доказывается  миоценовый  возраст  этих  осадков?
Спор  и  пыльцы  в  них,  как  отмечают  Т.  А.  Матвеева  и  Н.  Н.
Перугин,  не  обнаружено.  Предположительно  миоценовый  (?)
же  возраст  осадков  они  определяют  по  стратиграфическому
положению,  т.  е.  залегание  их  на  отложениях  олигоцена  (!!!).
По  приведенному  описанию  трудно  судить,  какие  именно  раз¬
резы  имеют  в  виду  эти  геологи.  Ранее  автор  проводил  съемку
на  Верхне-Тазовской  возвышенности  и  не  считает  возможным
относить  описываемую  толщу  к  миоцену,  хотя  бы  и  предполо¬
жительно.
 Лишь  южнее  широтного  течения  р.  Оби  отложения  миоцена
установлены  в  бассейнах  pp.  Васюгана,  Демьянки  и  Тыма.
-Это  толща  глин  и  суглинков  коричнево-серого  и  зеленовато-
серого  цвета,  с  пропластками  и  линзами  бурого  угля  и  лигни¬
на.  На  восточном  склоне  Северного  и  Приполярного  Урала  им
 i27

соответствуют  осадки  пелымской  свиты  —  алевриты,  мелкозер¬
нистые  пески  и  песчанистые  глины.
 Таким  образом,  отложения  неогена  в  центральной  части
равнины  имеют  локальное  распространение  и  не  играют  суще^
ственной  роли  в  формировании  современного  рельефа.  Лишь,
на  юге  они  развиты  повсеместно  и  слагают  обширные  неоге¬
новые  равнины.
 Аллювиальные  и  озерно-аллювиальные  отложения  кочков-
ской  и  федосовской  свит  неоген-нижнеплейстоценового  возрас¬
та  слагают  наиболее  возвышенные  водораздельные  участки
Обь-Иртышского,  Кеть-Тымского  и  Тым-Вахокого  междуре¬
чий  с  отметками  от  166  м  на  юге  до  115  м  на  севере.  Возвы¬
шенности  сложены  с  поверхности  суглинками  и  глинами  серо¬
го  цвета  с  зеленоватым  и  сизым  оттенком,  которые  в  большин¬
стве  разрезов  подстилаются  песками  (Ершова  и  др.,  1970)*
Залегают  они  на  размытой  поверхности  осадков  нижнего  мио¬
цена  и  верхнего  олшгоцена.  Мощность  их  составляет  30—70  м,.
а  абсолютные  отметки  подошвы  колеблются  в  пределах  80—
110  м.
 Отложения  кочковской  и  федосовской  свит  в  ярах  по  бере¬
гам  рек  не  обнажаются.  Они  вскрыты  скважинами  в  сотнях
километров  от  долины  р.  Оби.  Абс.  отметки  подошвы  коч-ков-
ской  овиты  в  прогибах  достигают  80—90  м,  а  на  поднятиях  до
100—120  м.  Отметки  подошвы  федосовской  свиты  колеблются
от  110  до  125  м,  повышаясь  до  155  м  на  Коченевском  полува¬
лу  и  до  130—138  м  на  Пайдугинском  своде  (Ершова  и  др.*
1970).  Верхняя  часть  федосовской  свиты  сопоставляется  с
демьянским  оледенением.
 В  Тарском  Прииртышье  И.  П.  Васильевым  (1968,  1970)
выделяется  смирновская  свита,  которая  соответствует  по  стра¬
тиграфическому  положению,  комплексу  остракод  и  спорово¬
пыльцевым  спектрам  кочковской  свите  более  южных  районов-
равнины.
 Итак,  можно  отметить  следующие  особенности  в  залегание
и  составе  пород  фундамента  и  чехла.
 1. 	Палеозойские  породы  фундамента  залегают  на  глубинах.
2—3  км  и  более  и  в  центральной  и  северной  частях  равнинь*
не  выходят  на  дневную  поверхность.
 2. 	Осадочный  чехол  сложен  мезозойско-палеогеновыми
рыхлыми  песчано^глинистыми  отложениями  (до  3  км  и  более)
мощности,  в  которых  нет  валунно-галечного  материала.
 3. 	Ни  палеозойские  породы  фундамента,  ни  рыхлые  отло¬
жения  чехла  не  могли  быть  основными  источниками  валунно¬
галечного  материала,  столь  широко  распространенного  з
отложениях  плейстоцена.
 28

ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ  ОТЛОЖЕНИЯ
И  ИХ  ОТРАЖЕНИЕ  В  РЕЛЬЕФЕ
 Отложения  четвертичного  периода  имеют  исключительно
широкое  распространение  в  пределах  равнины.  Мощность  их
колеблется  в  зависимости  от  характера  тектонических  струк¬
тур:  в  областях  погружения  плиты  она  достигает  300—350  м,
а*  на  локальных  поднятиях  сокращается  до  5—10  м.  Практи¬
чески  все  формы  современного  рельефа  равнины  сложены
четвертичными  отложениями.  Контуры  стратиграфических
горизонтов  и  генетических  типов  отложений  являются  одно¬
временно  контурами  геоморфологических  элементов.  Правиль¬
но  расшифровать  генезис  форм  рельефа,  проследить  историю
их  развития,  восстановить  физико-географические  условия
прошлого  немыслимо  без  всестороннего  изучения  четвертич¬
ных  отложений.  Процессы  формирования  последних  были
одновременно  рельефообразующими  процессами,  ибо  осадко-
накопление  сопровождалось  и  созданием  определенного
рельефа.
 Автор  осуществлял  геологическую  съемку  и  тематические
исследования  в  зоне  морских  трансгрессий,  ледниковой  и  при-
ледниковой  зонах.  Это  позволило  достаточно  подробно  изу¬
чить  различные  генетические  типы  отложений,  проследить  в
натуре  взаимопереходы  между  ними  и  провести  их  субмери-
диональную  корреляцию  на  основе  климатостратиграфическо¬
го  принципа  с  выявлением  цикличности  строения  отложений
(рис.  3).  Несомненно,  главным  маркирующим  горизонтом  в
четвертичной  толще  являются  отложения  эпохи  самаровского
оледенения.  Это  оледенение  оказало  особенно  большое  влия¬
ние  на  образование  морфоскульптурных  форм  рельефа,  кото¬
рые  имеют  в  основном  плейстоценовый  возраст.
 Достаточно  четко  прослеживаются  на  многие  сотни  кило¬
метров  отложения  тобольского  .горизонта,  залегание  которых
под  самаровскими  отложениями  прослеживается  во  многих
десятках  естественных  разрезов.  Поэтому  автор  не  может
согласиться  с  мнением  некоторых  геологов,  утверждающих,
что  тобольские  отложения  не  подстилают  самаровские  валун¬
ные  суглинки,  а  прислонены  к  ним.
 Ниже  приводится  характеристика  отложений  основных  го¬
ризонтов  плейстоцена  и  голоцена.
 ПЛЕЙСТОЦЕН
Отложения  нижнего  плейстоцена
 Отложения  имеют  локальное  распространение  в  пределах
Равнины.  В  большинстве  случаев  они  сохранились  в  древних
Речных  долинах  или  заполняют  понижения  в  дочетвертичном
 29

2gsSfl
 30

льефе  и  на  севере  вскрываются  обычно  скважинами  нижет
уровня  рек.
 В  приенисейскои  части  равнины  они  описывались  многими
геологами  (Мизеров,  1957;  Зубаков,  1957,  1961;  Архипов  и
Матвеева,  1964;  Архипов,  1960,  1971  и  др.).  Представлены  эти
отложения  песчаными,  грубосортированными  суглинками  и
глинами  с  включением  в  них  плохо  окатанного  и  угловатого
валунно-галечного  материала.  Валуны  достигают  40  см  в  диа¬
метре,  а  в  их  петрографическом  составе  преобладают  породы
трамповой  формации,  песчаники,  доломиты,  реже  кремни  и
кварц.  С.  А.  Архипов  (1971)  отождествляет  эти  грубые  валун¬
ные  суглинки  с  основной  мореной,  которая  местами  замещает¬
ся  озерно-ледниковыми  осадками.
 Валунные  суглинки  залегают  на  неровной  кровле  пород
мезозоя.  Последние  нередо  сильно  перемяты,  слоистость  в  них
нарушена  и  изогнута.  В  суглинках  также  имеются  включения
мезозойских  пород  в  виде  отторженцев.  В  опорово-пыльцевых
спектрах  этих  суглинков  преобладает  пыльца  карликовой  бе¬
резы  и  трав:  полыни,  лебедовых,  разнотравья.  Древесная,  в
основном  березовая,  пыльца  содержится  в  небольшом  количе¬
стве.  Еще  меньше  спор  плаунов  преимущественно  арктических
видов.  Климатические  условия  в  период  формирования  этих
осадков  были  сухими  и  холодными  (Архипов,  1971).
 Морена  досамаровского  оледенения  в  приенисейской  Сиби¬
ри  подстилается  осадками  белоярской  свиты,  выделенной
 С. 	А.  Архиповым.  Верхняя  часть  свиты.сложена  ленточными
глинами,  которые,  видимо,  парагенетически  связаны  с  валун¬
ными  суглинками.
 Нижнеплейстоценовые  валунные  суглинки  сопоставляются
с  болгохтохскими  морскими  слоями  низовьев  р.  Енисея  и
являются  аналогами  тильтимских  слоев  Обского  Севера.  Бол-
гохтохские  слои  залегают  на  размытой  кровле  пород  мезозоя
в  интервале  глубин  128—194  м  (скв.  7,  р.  Болгохто^х,  к  ЮВ  от
г.  Дудинки)  и  соответствуют  варомыяхинской  толще,  выде¬
ленной  О.  В.  Суздальским  (Загорская  и  др.,  1967)  и  широко
распространенной  на  Енисейском  Севере.  Толща  сложена  хо¬
рошо  отмученными  глинами  и  алевритами,  переслаивающи¬
мися  с  суглинками  и  супесями,  обогащенными  грубым  обло¬
мочным  материалом.
 К  западу,  в  низовьях  р.  Пура,  у  с.  Самбурга,  скважина
вскрыла  нижнеплейстоценовые  темно-серые  плотные  суглин¬
ки,  перслаивающиеся  с  мелкозернистым  глинистым  песком
с  горизонтальной  слоистостью  и  редкой  галькой.  Нижняя  по¬
ловина  разреза  сложена  темно-серыми  алевритами  (Земцов  и
Шацкий,  1958).  В  этих  отложениях  Л.  А.  Панова  обнаружила
обломки  панцирей  диатомовых  единичных  пресноводных  форм
плейстоценового  возраста  вместе  с  переотложенными  третич¬
ными  формами.  В  спорово-пыльцевых  спектрах  отложений
 31

преобладает  пыльца  хвойных  (60—70%)  с  примесью  березы
(20%)  и  ольхи  (8%).  Количество  пыльцы  ели  возрастает  до
U%  в  верхней  части  разреза,  где  появляется  и  пыльца  кедра.
Пыльцы  трав  почти  нет  в  нижней  части  разреза  и  увеличи¬
вается  ее  содержание  в  верхней,  где  преобладают  осоковые,
маревые,  рогозовые.  Среди  спор  доминируют  споры  папорот¬
ников  (44—68%)  и  сфагнума  (28—35%).
 Доледниковые  отложения  залегают  здесь  на  мезозойских
породах,  имеют  мощность  35  м  и  перекрываются,  как  полагал
.М.  Н.  Бойцов,  досамаровской  (ярской)  мореной,  вскрытой
скважиной  в  интервале  глубин  160—165  м.  Последняя  пред¬
ставлена  неслоистым  песчаным  алевролитом,  который  на  15—
20%  состоит  из  зерен  мелкого  гравия,  дресвы,  щебенки,  угло¬
ватых  галек  опоки  и  слабо  сцементированного  песчаника.
Порода  имеет  мореноподобный  облик  со  значительным  пре¬
обладанием  фракции  размером  0,25—0,05  мм  и  характеризу¬
ется  слабой  сортированностью  и  глинистостью.  Количество
древесной  пыльцы  в  спектре  из  этой  породы  уменьшается  в
5—6  раз,  а  пыльцы  трав  нет  совершенно  по  сравнению  с  до¬
ледниковыми  отложениями.  М.  Н.  Бойцов  и  Ф.  А.  Каплянская
принимали  описываемую  породу  за  морену  древнего  оледене¬
ния.  Такого  мнения  придерживались  авторы  геологической
карты  (Земцов  и  Шацкий,  1958).  Г.  И.  Лазуков  (1970)  также
-считает  эти  отложения  нижнеплейстоценовыми,  но  возражает
против  выделения  в  них  морены.
 На  Обском  Севере  Г.  И.  Лазуков  выделяет  полуйскую  сви¬
ту,  залегающую  непосредственно  на  дочетвертичных  породах,
в  районе  г.  Салехарда,  на  отметках  от  150  до  100  м,  а  в  долине
р.  Полуя  —  от  150—1200  до  250  м  ниже  уровня  моря.  Мощность
•'ее  равна  50—60  м.  Г.  И.  Лазуков  обращает  внимание  на  рез¬
кое  литологическое  различие  осадков  полуйской  свиты  от  по¬
род,  ее  подстилающих,  а  отсутствие  базального  валунно-галеч-
ного  горизонта  между  ними  свидетельствует  о  том,  что  размы¬
ваемые  породы  не  содержали  крупный  обломочный  материал.
Свита  сложена  преимущественно  супесчано-суглинистыми
отложениями  с  редкими  включениями  линз  и  прослоев  тонко-
и  среднезернистых  хорошо  отсортированных  песков  с  разно¬
образной  слоистостью.  Характерно  наличие  по  всему  разрезу
валунов  и  галек  уральского  комплекса.  На  валунах,  часто
имеющих  утюгообразную  форму,  сохранились  следы  леднико¬
вой  обработки.  Среди  темно-серых  с  зеленоватым  оттенком
суглинков  и  супесей  Г.  И.  Лазуковым  выделяется  две  разно¬
сти.  Первая  характеризуется  прекрасной  сортировкой,  четкой
тонкой  горизонтальной  и  реже  диагональной  слоистостью,  с
плитчатой  отдельностью.  Вторая  представлена  плохо  отсорти¬
рованными  неслоистыми  супесями  и  суглинками,  содержит
песчаные  фракции  и  имеет  комковатую  и  комковато-оскольча-
тую  структуру.  В  них  беспорядочно  включены  валуны  и  галь¬
 .32

ка.  Все  это  вместе  взятое  придает  осадкам  мореноподобный
облик  и  они  очень  сходны  с  настоящими  континентальными
моренами.  Мореноподобные  и  хорошо  отсортированные  отло¬
жения  переслаиваются  и  обычно  постепенно  переходят  друг  в
друга.  В  минералогическом  составе  тяжелой  фракции  отложе¬
ний  полуйской  свиты  преобладает  роговая  обманка  (23,4—
34%),  группа  эпидота-цоизита  (40—48,6%).  Количество  руд¬
ных  минералов  колеблется  от  21,7%  до  33,9%.  В  легкой  фрак¬
ции  преобладают  кварц  (70,9—76,3%)  и  толевые  шпаты
(12,3—21,2%).  Как  видно  по  минералогическому  составу,
отложения  полуйской  свиты  резко  отличаются  от  состава  бо¬
лее  древних  пород  и  весьма  близки  к  составу  вышележащих
пород,  плейстоценовый  возраст  которых  не  вызывает  сомне¬
ний.
 Осадки  полуйской  свиты  района  г.  Салехарда  и  долины
р.  Полуя  не  содержат  фаунистических  комплексов,  нет  в  них  и
диатомовых  водорослей.  Споры  и  пыльца  —  преимущественно
переотложенные,  дочетвертичные  и  лишь  10—15%  относится
к  плейстоценовым.  Пожалуй,  единственным  обоснованием  ее
морского  генезиса  являются  находки  фораминифер-тильтим-
ского  комплекса  (по  В.  И.  Гудиной,  1966).  Как  будет  сообще¬
но  ниже,  эти  находки  имеются  далеко  не  по  всему  разрезу  и
поэтому  отнесение  всех  осадков  свиты  к  морским,  по  мнению
автора,  не  доказано.
 Южнее  в  долине  р.  Оби  и  в  пределах  Мужинского  Урала
полуйская  свита  характеризуется  теми  же  литологическими
особенностями,  что  и  в  районе  г.  Салехарда.  В  отложениях
свиты,  пройденных  скважинами,  обнаружены  фораминиферы,
остракоды  и  опикулы  губок.  Фораминиферы  тильтимского
комплекса  встречаются  единичными  экземплярами  хорошей
сохранности.  В  древних  долинах  pp.  Оби,  Сев.  Сосьвы,  Лялина
и  Казыма  скважинами  вскрыты  плотные,  неслоистые  массив¬
ные  суглинки  и  супеси  темно-серого  цвета.  В  них  беопорядочно
рассеяны  валуны  и  гальки  из  уральских  пород.  В  тяжелой
фракции  суглинков  доминируют  минералы  группы  эпидота,
роговой  обманки  (25—40%),  а  количество  рудных  минералов
составляет  всего  5—15%.  В  легкой  фракции  преобладают
кварц  (30—60%)  и  полевые  шпаты  (20—50%).  Эти  отложения
Ю.  Ф.  Захаров  (1965,  1967)  выделил  в  шайтанскую  свиту  и
сопоставил  с  отложениями  демьянского  оледенения  на  юге  и
морскими  и  ледниково-морскими  осадками  на  крайнем  севере
равнины.  Ю.  Ф.  Захаров  справедливо  принимает  их  за  несом¬
ненно  ледниковые  отложения.  Более  детально  они  изучены
•  И.  Лазуковым  (1970)  в  долине  р.  Оби  на  участках  от  с.  Бе-
резово  до  с.  Нижние  Нарыкары,  где  они  вскрыты  в  интерва¬
лах  глубин  130—190  м  ниже  уровня  моря.  Это  преимуществен¬
но  плохо  отсортированные  неслоистые,  с  комковато-оскольча-
011  и  Щебенчатой  структурой  суглинки  и  супеси,  реже  глины
 3 	Заказ  2770 	.«о

с  наличием  валунов  и  галек,  распределенных  более  или  менее
равномерно  по  всей  толще,  или  сосредоточенных  в  виде  линз
и  неправильных  скоплений.  Валуны  состоят  из  уральских  по¬
род.  Характерно  наличие  в  отложениях  сильно  перемятых
глыб  палеоценовых  глин.  Кровля  дочетвертичных  пород  также
смята,  а  в  керне  наблюдаются  зеркала  скольжения  (Лунгер-
сгаузен,  1955;  Ли  и  др.,  1960;  Захаров,  1965,  1967;  Лазуков,
1970  и  др.).  Подавляющее  большинство  геологов,  на  взгляд
автора,  совершенно  правильно  связывает  деформацию  палео¬
геновых  пород  и  мореноподобный  облик  плейстоценовых  отло¬
жений  с  ледниковым  воздействием.
 В  бассейне  р.  Сев.  Сосьвы  отложения  демьянского  оледе¬
нения  залегают  на  дочетвертичных  породах  на  глубинах  от
135  до  160  м,  а  их  мощность  достигает  40—50  м  (Лазуков,
 1970).  И  здесь  это  преимущественно  суглинки,  супеси  и  реже
глины,  которые  плохо  отсортированы,  неслоисты  и  включают
гравий,  гальку  и  валуны.  Отмечается  значительная  насыщен¬
ность  перемятыми  палеогеновыми  породами  и  связывается  она
с  механическим  воздействием  ледника  на  сильно  расчленен¬
ный  дочетвертичный  рельеф.
 Южнее,  на  участке  долины  р.  Оби  от  с.  Перегребного  до
г.  Ханты-Мансийска  и  в  районе  с.  Самарово,  развиты  нижне¬
плейстоценовые  аллювиальные  и  озерные  фации.  Последние
включают  хорошо  отмученные  суглинки  и  супеси  с  четко  вы¬
раженной  горизонтальной  слоистостью,  местами  с  обломками
древесины.  Они  синхронизируются  с  отложениями  демьянско¬
го  оледенения  севера  равнины.  Эти  суглинки  подстилаются
тонкозернистыми  слюдистыми  песками  с  окатанными  кусками
глин.
 В  низовьях  р.  Иртыша  к  нижнему  плейстоцену,  видимо,
относятся  отложения  семейкинской  свиты  (Волкова,  1966)  —
преимущественно  глины.  О  холодном  климате  времени  их  фор¬
мирования  свидетельствуют  спорово-пыльцевые  комплексы
(открытые  ландшафты  с  березовыми  колками).  Кроме  того,  к
свите  приурочены  следы  криогенных  явлений  в  виде  многочис¬
ленных  псевдоморфоз  и  структур  облекания,  инволюций  и
ячеистых  грунтов  (Каплянская  и  Тарноградский,  1971).
 В  Среднем  Приобье  нижнеплейстоценовые  отложения
установлены  на  юге  Томской  области,  в  долине  пра-Оби,  где
они  выделяются  в  кривошеинский  аллювиально-озерный  ли-
токомплекс,  включающий  по  объему  два  региональных  гори¬
зонта  унифицированной  схемы  —  доледниковый  и  древнелед¬
никовый  (Мизеров  и  др.,  1971).  В  Томском  Приобье  комплекс
наиболее  полный  и  слагается  в  основании  базальными  галеч¬
никами.  Галька  хорошо  окатана  и  достаточно  крупная.  Встре¬
чаются  валуны  от  0,3  до  0,5  м  в  диаметре.  В  их  составе  пре¬
имущественно  кремнистые  породы  и  кварц.  Галечник  сцемен¬
тирован  железистыми  соединениями  в  конгломерат,  который
 34

обнажается  по  берегам  р.  Оби  выше  устья  р.  Томи.  На  базаль¬
ных  галечниках  залегают  хорошо  промытые  грубо-  и  крупно¬
зернистые  пески  (Нагорский,  1962).  Галечники  и  пески  мощ¬
ностью  от  4  до  10  м  заполняют  древние  речные  долины  и  пони¬
жения  в  рельефе.  Пески  с  мелкой  галькой  распространены  в
бассейнах  pp.  Чулыма,  Кети,  Пайдугиной  и  Тыма.  Верхняя
пачка  комплекса  сложена  озерными  фациями  —  плотными  гли¬
нами,  суглинками  и  супесями  серовато-сизого  цвета,  с  тонкой
горизонтальной  слоистостью,  местами  близкой  к  ленточной.
Мощность  пачки  достигает  25  м.
 Аллювиальные  пески  и  галечники  формировались  в  долед¬
никовое  время,  а  озерные  глины  и  суглинки  —  в  эпоху  демьян-
ского  оледенения.  Спорово-пыльцевые  спектры  свидетельству¬
ют  о  том,  что  во  время  формирования  этих  отложений
произошел  полный  цикл  изменения  климата  —  теплая  межлед¬
никовая  эпоха  сменилась  холодной  ледниковой  (Мизеров  и
др.,  1971).
 Отложения  среднего  плейстоцена
 Тобольский  горизонт
 Горизонт  включает  комплекс  отложений,  представленный
преимущественно  русловыми,  прирусловыми  и  ^пойменными
осадками  великих  прарек”равнийьГ  Отложения  заполняют
громаднукГпереуглуОленную  долину  пра-Оби,  дно  которой  у
Красного  Яра  (ниже  г.  Новосибирска)  находится  на  абсолют¬
ных  отметках  60—65  м,  а  у  г.  Сургута  —  на  минус  14—20  м.
Ранее  они  были  известны  под  названием  «диагональных  пес¬
ков»,  описанных  В.  Н.  Сукачевым  (1932,  1933)  по  правому  бе¬
регу  нижнего  течения  р.  Иртыша  от  г.  Тобольска  до  устья.
Позднее  В.  Н.  Сукачев  (1934,  1935)  установил  широкое  рас¬
пространение  «диагональных  песков»  и  по  р.  Оби.
 П.  А.  Никитин  (1938,  1940)  на  основании  изучения  семен¬
ной  флоры  подразделил  отложения,  вскрывающиеся  в  ярах  по
pp.  Иртышу  и  Оби  на  две  толщи.  Нижнюю  он  отнес  к  нижне¬
му,  а  верхнюю  к  средне-верхнему  плейстоцену.  Первая  дели¬
лась  им  на  две  пачки:  к  нижней  были  отнесены  тонкослоистые
сизые  суглинки  с  растительной  «сечкой»  и  «войлоком»,  а  к
верхней  —  диагонально  (косо)-слоистые,  крупно!-  и  среднезер¬
нистые  пески  с  галькой  в  основании.  Флоры  тех  и  других  не
были  теплолюбивыми.  С.  Б.  Шацкий  (1956)  толщу  «диаго¬
нальных  песков»  выделил  в  тобольский  ярус,  соответствующий
предсамаровскому  межледниковью.  В  качестве  флористиче¬
ского  обоснования  им  была  взята  флора  «диагональных  пес¬
ков»  и  «сизых  суглинков  фазы  I  б»  П.  А.  Никитина.
 Принимая  во  внимание,  что  «для  четвертичных  континен¬
тальных  отложений  стратотипы  в  большинстве  случаев  долж¬

ны  представлять  собою  не  отдельные  обнажения  или  грулпы
обнажений,  а  некоторые  участки  местности  или  стратотипиче¬
ские  районы»  (Задачи...,  1963,  стр.  11),  кратко  характеризует¬
ся  тобольский  горизонт  Среднего  Приобья,  где  в  течение  10
лет  автор  проводил  геологическую  съемку.  Здесь,  по  левому
берегу  р.  Оби,  расположены  яры  у  сс.  Кривошеина,  Соколов¬
ки,  Амбарцева,  Обского,  Карги,  Вертикоса  и  Прохоркина,  где
отложения  горизонта  обнажаются  в  основании  яров.  Они
вскрыты  также  скважинами  по  р.  Оби  и  в  бассейнах  ее  при¬
токов:  Чаи,  Парабели,  Тыма,  Кети,  Киевского  Егана,  Ильяка,
Ларь-Егана  и  других  (рис.  4).
 Отложения  горизонта  со  стратиграфическим  несогласием
залегают  в  глубоких  эрозионных  долинах  на  размытой  и  не¬
ровной  поверхности  пород  среднего  олигоцена.  Очень  редко
они  подстилаются  также  нижнеплейстоценовыми  песками  и
талечниками,  лишь  местами  сохранившимися  от  размыва.
 В  основании  тобольского  горизонта  залегают  русловой
аллювий,  представленный  пристрежевой  фацией,  и  осадки
прирусловой  отмели.  Это  пески  разнозернистые  светло-серого
или  светло-желтого  цвета.  Местами  они  гравелистые,  с  галь¬
кой,  окатанными  кусками  нижележащих  олигоценовых  глин  и
обломками  лигнитизированной  древесины.  Характерна  круп¬
ная  косая  и  линзовидная  слоистость,  которая  определяется
•переслаиванием  песков  разного  механического  состава  и  со¬
ответственно  более  темными  или  светлыми  цветовыми  тона¬
ми.  По  напластованию  слойков  видны  растительные  остатки:
детрит,  древесная  кора,  слабоокатанные  комки  торфа.  Места¬
ми  скопления  фитодетрита  настолько  обильны,  что  эту  часть
торизонта  называют  «мусорным».  Кроме  гравелистых  про¬
слоев  и  линз,  в  основании  горизонта  обнажаются  галечники  с
редкими  мелкими  валунчиками.  Это  типичные  речные  гальки
сферической  и  эллипсоидальной  формы.  Из  собранных  авто¬
ром  с  1  кв.  м  стенки  обнажения  галек  в  Соколовском,  Обском
и  Михайловском  ярах  В.  А.  Янковским  микроскопически  опре¬
делен  их  петрографический  состав  (табл.  1).
 Галечники  и  гравелистые  пеоки  вскрыты  скважинами
также  в  бассейне  р.  Чаи,  где  мощность  их  достигает  3,5—4  м.
Содержание  гальки  в  песках  составляет  60—70%,  размеры
же  ее  не  более  2—3  см  в  диаметре.  Разнозернистые  пески  с
редкой  Галькой  вверх  по  разрезу  сменяются  преимущественно
мелкозернистыми  песками,  хорошо  отмытыми,  с  четкой  диаго¬
нальной  слоистостью.  На  них  залегают  тонкозернистые  пыле¬
ватые  пески,  переходящие  в  супеси  с  перистой,  волнистой  или
косой  слоистостью.  Мощность  их  равна  8—10  м.  Эти  пески
содержат  много  растительных  остатков  и  мелкие  илистые  про¬
слойки.  Слоистость  в  них  выражена  исключительно  четко.
Местами  наблюдается  ритмическое  переслаивание  небольших
пачек  с  горизонтальной  и  косой  слоистостью.  Венчает  толщу
 36

Afittot
 120  Г
 сФошшва
 ПО  I
 IQOP
 90
 80е
 г  Кулайка
 /НИ
 ihriwwo
 0,я
 /
 /
 '  >1
/  /
 У  /
 /  /
 /  /
 5зч
 'фкшмм  #  /
 k 	wW 	/»
 .III
 Q,,sz
 Q»sm
 Qflte
 f
 /  /
/  /
 /
 iHH’  Щ№  II
 Го~|б
 10
 Рис.  4.  Стратиграфические  колонки  обнажений  у  с.  Амбарце-
ва,  Соколовки,  Подгорного  (гора  Кулайка)  и  скв.  у  с.  Фоминки.
 Условные  обозначения  к  рис.  4,  6,  7,  9.  1  —  песок;  2  —  сугли¬
нок;  5  —  глина;  4  —  переслаивание  песков  и  суглинков;  5  —
погребенная  почва;  6  —  место  взятия  пробы  на  микрофауну;
7—валунный  суглинок;  5  —песок  с  валунами;  9  —  прослои  с
растительными  остатками;  /0  —забой  скважин.  Отложения:
 V
 Qutb  —  тобольского,  Qusm  —  самаровского,  Qnsr  —  щиртин-
ск°го  и  Qntz  —  тазовского  горизонтов;  Qin  —  верхний  плей¬
стоцен
 07

Таблица  1
 Петрографический  состав  галек  из  отложений  тобольского  горизонта
в  Чайнском  Приобье
 №
п.  п.
 Наименование  пород,  из  которых  состо¬
ит  галька
 Колич.
 галек
 %
 1
 Гранит
 11
 13,3
 2
 Гранодиорит
 5
 6
 3
 Гранит-порфир
 5
 6
 4
 Кварцевый  диорит
 3
 3,7
 5
 Порфирит
 12
 14,5
 6
 Кварцевый  порфир
 1
 1,2
 7
 Кварцит
 18
 21,6
 8
 Пегматит
 3
 3,7
 9
 Роговик
 5
 6
 10
 Гнейс  биотитовый
 2
 2,4
 11
 Сланец
 2
 2,4
 12
 Песчаник
 4
 4,8
 13
 Кварц
 2
 2,4
 14
 Сидерит
 4
 4,8
 15
 Туфобрекчия
 1
 1,2
 16
 Эффузивы  (андезит  и  диабаз)
 2
 2,4
 17
 Габбро
 2
 2,4
 18
 Кварцевый  монцонит
 1
 1,2
 Всего 	83 	100
 Примечание.  Аналогичный  петрографический  состав  имеет  галька,
собранная  Д.  А.  Драницыным  (1915)  в  бассейнах  pp.  Кенги  и  Чузика.
 песков  пойменный  аллювий  —  горизонтально-слоистые  суглин¬
ки  с  мелкими  прослоями  тонкозернистых  песков  и  супесей,
также  насыщенных  фитодетр'итом.  Реже  встречается  старич-
ный  аллювий  с  прослоями  и  линзами  торфа.  В  песках  Обского
яра,  кроме  мелкого  фитодетрита,  древесной  коры,  шишек  и
ветвей,  кусков  торфа  и  растительного  войлока,  автором  обна¬
ружены  целые  стволы  елей.  В  толще  диагональных  песков,  в
нижней  ее  половине,  местами  залегают  в  виде  невыдержан¬
ных  линз  сизые  суглинки,  которые  подстилаются  маломощным
слоем  крупнозернистых  лесков  с  галькой.  Сизые  суглинки
обнажаются  только  в  Кривошеинском  и  Каргинском  ярах.  Их
следует  рассматривать  как  старичный  аллювий  в  единой  тол¬
ще  тобольских  песков.
 Мощность  отложений  горизонта  в  Среднем  Приобье  дости¬
гает  30  м  (рис.  5).  Ош  слагают  основание  среднеплейстоце¬
новой  аллювиально-озерной  равнины.  Обнажается  в  ярах
лишь  верхняя  их  часть,  русловой  же  аллювий  чаще  погружен
под  уровень  воды  в  реках.  В  Чаинском  Приобье  подошва  то¬
больских  отложений  расположена  на  абсолютных  отметках
60  м,  кровля  поднимается  до  80  м,  а  в  низовьях  р.  Васюгана  —
соответственно  на  высоте  от  40  до  80  м.
 38

/.  S  3  я  9
 Bi&fih
 =г  в  a  •  S  h  CO
E  ••  9<  «  я  о  *
 lilg|y“I
 о  *  x  wV 	л
 <U  5  d, 	03 	2
 ^§=§х*;Г
 to  -  О  3  u-  о
^  fcс
 1  x°  5
 * 	4 	s
 ’  4  ce  *  ^Ou^O
C  xX  CQ  СХЛ  Ou
 s
 о  о  «  о
 *  н  я  Ou
 О.  га  о
 is
«%%■%>
.  g  §  s  s
 :  ..«  as  S
S«««sO
 с  *  5  c  5  «
 |  я  2  I  £  о
 3  5  S  1  I*
iis-^i
 г?.,  ip
 gg  2й-
 —  ю  >,
SS"
'SSI
 e;  «=:  =
 «
 о
 Ou
 a'39

Семенная  ископаемая  флора  диагональных  песков  и  сизых
суглинков  изучалась  В.  Н.  Сукачевым,  П.  А.  Никитиным  и
Г.  А.  Балуевой.  Особенно  детально  она  исследована  в  Криво-
шеинском  и  Каргинском  ярах  В.  П.  Никитиным  (1970).  Из
отложений  Кривошеинского  яра  определено  около  220  видов
ископаемых  растений,  среди  которых  имеются  типичные  пред¬
ставители  флоры  «диагональных  песков».  Из  «диагональных
песков»  Амбарцевского  яра  только  в  двух  пробах  определена
семенная  флора,  содержащая  более  100  видов  растений,  среди
которых  Azolla  interglacialica  Nikit.,  Selaginella  selaginoides  L.,
Bunias  sukaczewii  (Nikit.),  Elatine  hydropiper  Z.  и  др’
 В. 	П.  Никитин  считает  эту  флору  вполне  типичной  для  «диа¬
гональных  лесков»  в  их  классическом  понимании.  Аналогич¬
ные  флоры  получены  3.  И.  Мухортовой  из  проб,  отобранных
автором  в  бассейне  р.  Чаи  у  сел  Подгорное  и  Крутоярское.
 М.  П.  Гричук  (1961,  1966),  М.  Р.  Вотах  (1962).  Р.  П.  Кости-
цына,  В.  П.  Полещук,  А.  И.  Стрижова  и  Е.  В.  Юдина  (1966),
анализируя  спорово-пыльцевые  спектры,  установили  трехфаз¬
ное  развитие  растительного  покрова  тобольского  межледни-
ковья  в  Среднем  Приобье.  Они  выделяют  фазу  широкого  расп¬
ространения  еловых  лесов  при  незначительном  остепнении
территории  (нижний  максимум  ели);  фазу  смешанных  лесов  с
преобладанием  березы  и  фазу  отчетливого  господства  темно¬
хвойных  лесов  (верхний  максимум  ели).  Однако  эти  три  фазы
в  спектрах  тобольских  отложений  одного  разреза  не  всегда
представлены.  Так,  например,  в  Амбарцевском  яре  выделяет¬
ся  только  верхний  максимум  ели.  В  спектрах  преобладает
пыльца  ели,  значительно  меньше  пыльцы  кедра,  пихты,  сосны
и  березы.  Пыльца  трав  представлена  разнотравьем.  В  Обском
яру  в  составе  спектра  доминирует  пыльца  трав  и  кустарничков
(до  80%),  среди  которых  ведущее  место  принадлежит  ксеро¬
фитам  из  семейства  маревых  (до  50%)  и  сложноцветных  с  ро¬
дом  полыней  (до  20—30%).  Древесная  пыльца  занимает  под¬
чиненное  положение,  это  преимущественно  пыльца  березы
(20—50%),  а  из  темнохвойных  чаще  встречается  пыльца  ели
(до  30—40%).  По  А.  И.  Стрижовой  подобные  спектры  харак¬
терны  для  первой  фазы  тобольского  межледниковья  с  ниж¬
ним  максимумом  ели.  Диагональные  пески  Амбарцевского,
Каргинского  и  Чагинского  яров  содержат  спорово-лыльцевые
комплексы  третьей  фазы  (конец  межледниковья).  В  диаго¬
нальных  песках  Кривошеинского  яра  на  спорово-пыльцевой
диаграмме  выделяется  две  фазы  развития  растительности.
 В  разрезе  яра,  расположенного  у  с.  Обского  на  левом  бе¬
регу  р.  Оби,  на  границе  тобольских  песков  с  самаровскими
глинахми  автором  найдены  кости  ископаемых  млекопитающих,
среди  которых  Э.  А.  Вангенгейм  определила  Equus  caballus
sub.  sp.  (3  нижних  зуба),  шейный  позвонок  довольно  крупной
особи:  Bison  priscus  Bos,  обломок  верхнего  эпифиза  плечевой
 40

кости  Elephas  (Mammuthus).  В  500  м  ниже  этого  яра  собраны.
06ломки  бивня  и  трубчатой  кости  Elephantidae.  Возраст  отло¬
жений  с  данной  ископаемой  фауной,  по  Э.  А.  Вангенгейм,
средний  —  верхний  плейстоцен.
 Таким  образом,  приведенные  материалы  дают  достаточное
представление  об  условиях  формирования  осадков  тобольско¬
го  горизонта,  которые  уверенно  относятся  к  межледниковью.
 Верхняя  возрастная  граница  отложений  тобольского  гори¬
зонта  определяется  их  залеганием  под  озерно-аллювиальными
и  подпрудно-озерными  глинами,  синхронными  самаровскому
оледенению.  В  ледниковой  зоне  тобольские  отложения  лежат
непосредственно  под  мореной  и  флювиогляциальными  песка¬
ми.  Установление  нижней  границы  горизонта  сопряжено  с  не¬
которыми  трудностями.  Ранее  считали  нижним  возрастным
рубежом  «диагональных  песков»  время  формирования  подсти¬
лающих  их  «сизых  суглинков»,  которое  относилось  к  нижнему
плейстоцену.  Сейчас  установлено,  что  «сизые  суглинки»  зале¬
гают  в  «диагональных  песках»  в  виде  невыдержанного  линзо¬
видного  тела  и  подстилаются  маломощным  слоем  крупнозер¬
нистых  песков  с  галькой.  Причем  «сизые  суглинки»  по  составу
семенной  флоры  идентичны  подстилающим  их  грубозернистым
пескам  с  галькой  и  залегающим  на  них  «диагональным  пес¬
кам».  Даже,  наоборот,  флора  «сизых  суглинков»  ближе  к  эта¬
лону  миндель-рисских  флор,  чем  флора  «диагональных  пес¬
ков  (Никитин,  1965,  1970).  С  доводами  В.  П.  Никитина  нельзя
не  согласиться.  А.  И.  Стрижова  (История  развития  раститель¬
ности..,  1970)  относит  «сизые  суглинки»,  вскрытые  скважина¬
ми  у  Каргинского  яра  до  глубины  23,5  м  и  содержащие
богатые  спорово-пыльцевые  комплексы,  сходные  с  флорой
«диагональных  песков»,  к  тобольскому  межледниковью.  По*
фациальным  особенностям  более  травильным  было  бы  счи¬
тать  грубозернистые  пески  с  галькой  русловой  фацией,  а
«сизые  суглинки»  —  старичным  аллювием.  Последние  зале-
гают  в  виде  линз  в  песчаной  толще.
 Итак,  тобольский  горизонт  сложен  аллювием  реки,  зале¬
гающим  между  осадками  предположительно  нижнего  плейсто¬
цена  и  самаровского  горизонта.  Богатые  палеофлористические
Данные  свидетельствуют  о  межледниковом  характере  и  сред¬
неплейстоценовом  возрасте  аллювия.  Не  будет  преувеличе¬
нием,  если  мы  назовем  этот  этап  осадконакопления  одним  из
крупнейших  в  истории  плейстоцена  Западной  Сибири.  Обло¬
мочный  материал  сносился  прарекою  преимущественно  с  юга,
что  доказывается  линейным  распространением  галечников
вдоль  современной  р.  Оби  и  их  петрографическим  составом.
Высокий  процент  галек  гранита,  гранодиорита,  порфирита  и
кварцита  скорее  всего  говорит  о  их  связи  с  породами  южных
сибирских  гор.
 В  Вахском  Приобье  развиты  отложения  ларьякской  свиты,.
 41

которые  входят  в  тобольский  региональный  горизонт  как  ана¬
лог  тобольских  отложений  в  ледниковой  зоне  равнины.
 B. 	А.  Дементьевым  (1934)  эти  отложения  относились  к  долед¬
никовым  или  раннечетвертичным.  Примерно  так  же  они  трак¬
товались  позднее  В.  А.  Николаевым  и  автором  (Земцов,  1951).
Лишь  во  время  площадной  геологической  съемки  нами  было
установлено  широкое  распространение  этих  песков  не  только
в  бассейне  р.  Ваха,  но  и  далеко  за  его  пределами.  Г.  А.  Ба¬
луева  из  торфяных  прослоев  определила  типичную  флору
«диагональных  песков»  и  «сизых  суглинков».  Это  позволило
 C. 	Б.  Шацкому  сопоставить  их  с  отложениями  тобольского
горизонта  низовьев  Иртыша,  а  также  с  юганскими  подморен¬
ными  песками.  Более  детальная  литологическая  и  палеофло-
ристическая  характеристика  свиты  приводится  автором  по  ма¬
териалам  геологической  съемки  (Земцов,  1964,  1965,  1968),  а
также  съемки  1967—1971  гг.
 Отложения  ларьякской  свиты  в  стратотипическом  районе—
бассейне  р.  Ваха  —  залегают  на  размытой  поверхности  пород
олигоцена  (рис.  6).  По  pp.  Тром-Югану,  Мал.  Югану  и  Об<и
отложения  свиты  подстилаются  осадками  новомихайловской  и
туртасской  свит  олигоцена,  а  перекрываются  валунными
суглинками,  ленточными  глинами  и  флювиогляциальными
песками  самаровского  оледенения.  Контакт  между  ними
отчетлив  и  хорошо  прослеживается  в  обнажениях  по  литоло¬
гии  и  палеофлористическим  данным.  Ларьякская  свита  сло¬
жена  аллювиальными  и  озерно-аллювиальными  отложениями,
заполняющими  глубоко  врезанные  доледниковые  долины.  Су¬
дя  по  разрезам,  вскрытым  скважинами,  в  основании  толщи  за¬
легают  маломощные  базальные  галечники  и  крупнозернистые
гравелистые  пески  с  окатанными  комками  тлин,  с  фитодетри¬
том  и  обломками  лигнитизированной  древесины.  Они  пере¬
крываются  песками  средне-  и  мелкозернистыми,  местами  с
прекрасно  выраженной  диагональной  слоистостью.  Русловой
аллювий  сменяется  пойменным  —  тонкозернистыми  горизон¬
тально-слоистыми  песками,  которые  переслаиваются  с  пыле¬
ватыми  супесями,  постепенно  замещающими  пески.  В  супесях
;много  фитодетрита.  Скважина  65  вскрыла  аллювий  ларьякской
свиты  (рис.  6).  В  интервале  глубин  33—36  м  взяты  две  пробы,
откуда  А.  И.  Поломошнова  определила  семенную  флору,
близкую  по  составу  к  современной  растительности  Западной
Сибири,  с  примесью  экзотических  форм,  а  также  переотложен-
ных  семян  из  пород  палеогена  и  неогена.  В  составе  флоры  пре¬
обладают  осоковые,  лютиковые,  вересковые,  рдестовые  и  дру¬
гие  обитатели  болот  и  лугов.  Общий  облик  флор,  присутствие
Azolla  interglacialica  Nikit.,  Heleocharis  acicularis  Roem.  et
Schult.,  Salvinia  natans  All.,  Selaginella  selaginoides  L.,
а  также  наличие  переотложенных  форм  указывает  на  тоболь¬
ский  возраст  вмещающих  пород.
 Л2

A6ch
 s
 S
 о
 Он
 О
 CJ
 Щ
 *
 s
 <=:
 о
 X
 CTj
 РЭ
 s'
 VO
 О
 ж
 s
 »S
 s
 s
 cu
 Я
 s
 Ou
 s
 Q.
 43

Изучена  семенная  флора  из  песков  ларьякской  свиты,
обнажающихся  на  правом  берегу  р.  Колик-Егана  (рис.  7,  обн!
686,  692).  Из  прослоев,  обогащенных  фитодетритом,  постепен¬
но  переходящих  в  плотный  торф  с  лигнитизированной  древе¬
синой,  определены  в  основном  семена  болотных  растений.  По
данным  А.  И.  Поломошновой  и  Р.  А.  Соболевой,  флора  близка
к  современной  растительности  таежной  зоны  равнины  (Зем¬
цов,  1964).  В  спорово-пыльцевом  спектре  из  осадков  ларьяк¬
ской  свиты  в  этих  же  ярах  значительно  преобладает  древесная
пыльца  (72—90%);  пыльца  трав  колеблется  в  пределах  4-—
18%,  а  споры  —  от  5  до  10%.  Среди  древесных  пород  преоб-
 Рис.  7.  Стратиграфические  колонки  обнажений  и  буровых
скважин  по  р.  Колик-Егану  (686,  692,  187,  184)  и  Ваху  (у
с.  Ларьяк  и  по  скв.  65).  Условные  обозначения  см.  к  рис.  4
 44

адают  из  хвойных  кедр  (32—67%),  сосна  (1—16%),  ель  (4^-
19%)*  а  из  лиственных  —  береза  (16—29%).  Среди  пыльцы
трав  и  кустарничков  доминируют  злаки  (до  35%),  осоковые
(до  40%),  полынь  (до  35%).  Таким  образом,  осадки  свиты
формировались  в  условиях  темнохвойной  тайги  (сначала  ело-
во-кедровой,  затем  кедровой),  которая  сейчас  распространена
в  среднетаежной  подзоне  равнины,  несколько  южнее  бассейна
р.  Ваха.  Единичные  находки  в  осадках  пыльцы  широколист¬
венных  пород  —  дуба  и  лешины  —  свидетельствуют,  ло  мнению
М.  П.  Гричук,  о  межледниковых  климатических  условиях  бо¬
лее  мягких,  чем  современные.
 Верхняя  возрастная  граница  свиты  четко  отбивается  не
только  палеоботанически,  но  и  по  литологии  пород.  Залегание
свиты  под  мореной  самаровского  оледенения  и  соответствие
тобольской  свите  внеледниковой  зоны  подтверждает  ее  сред¬
неплейстоценовый  возраст.  Нижняя  граница  свиты  проводит¬
ся  условно  по  базальным  галечникам,  залегающим  в  ее  по¬
дошве  на  размытой  поверхности  пород  палеогена.  Мощность
свиты  в  Сургутском  Приобье  достигает  80  м,  а  подошва  опус¬
кается  у  Нижневартовска  до  10  м  (Кадкина,  1970).
 Итак,  тобольский  горизонт  и  ларьякская  свита  имеют  впол¬
не  самостоятельное  стратиграфическое  значение,  отражая
крупный  климатический  ритм  в  истории  плейстоцена  —  то¬
больское  межледниковье.
 Не  менее  широко  распространены  отложения  тобольского
горизонта  в  низовьях  р.  Иртыша  и  его  притоков.  Они  изуча¬
лись  В.  Н.  Сукачевым,  Р.  С.  Ильиным,  В.  А.  Николаевым,
 В. 	В.  Хахловым,  С.  Б.  Шацким,  Ф.  А.  Каплянской,  В.  Д.  Тар¬
ноградским,  С.  А.  Архиповым,  В.  С.  Волковой  и  другими  гео¬
логами.
 Отложения  вскрыты  в  ярах  правого  берега  р.  Иртыша  у
сс.  Горная  Суббота,  Черный  Яр,  Кошелево,  Миссия,  Мишкино,
Преображенское  и  др.,  а  также  по  Демьянке,  Туртасу,  Биче,
Конде,  Тоболу,  Вагаю  и  другим  притокам  р.  Иртыша.  Как  и  в
Среднем  Приобье,  эти  отложения  заполняют  долины  пра-Ир-
тыша  и  его  притоков,  а  в  сторону  водоразделов  выклинивают¬
ся.  Тобольский  горизонт  делится  на  две  пачки.  Нижняя  пред¬
ставлена  грубозернистыми  косослоистыми  песками,  в  основа¬
нии  которых  залегает  до  0,3  м  прослой  галечника,  который
вверх  по  разрезу  постепенно  замещается  хорошо  промытыми
крупно-  и  среднезернистыми  диагонально-слоистыми  песками.
Крупные  пачки  песков  отделяются  друг  от  друга  прослоями
фитодетрита  и  торфа.  Как  и  по  р.  Оби,  в  тобольских  песках
очень  много  кусков  обугленной  древесины,  веточек  и  стеблей
Растений,  плодов  и  семян.  Реже  встречаются  крупные  стволы
Деревьев,  прослои  торфа  и  растительного  войлока.  Местами  в
есках  включены  голубовато-серые  (сизые)  суглинки  толщи-
ою  0,5—1,5  м  (Волкова,  1966).  Мощность  нижней  пачки  ко¬
 45

леблется  от  5  до  25  м.  Верхняя  пачка  состоит  преимуществен¬
но  из  песков  мелкозернистых,  с  прослоями  и  линзами  глин.
 Абсолютные  отметки  кровли  тобольских  отложений  сни¬
жаются  с  юга  на  север  от  86  м  (пос.  Колтырма)  до  46—50  м
(пос.  Горная  Суббота).
 Отложения  тобольского  горизонта  в  долине  р.  Оби  от
с.  Перегребного  до  г.  Ханты-Мансийска  также  делятся  на  две
пачки.  Нижняя  залегает  обычно  под  урезом  воды  в  р.  Оби  и
сложена  хорошо  отсортированными  песками  с  тонкой  гори¬
зонтальной  и  косой  слоистостью.  В  песках  редко  встречаются
гравий  и  галька,  прослои  и  включения  фитодетрита,  окатан¬
ные  обломки  древесины.  Пески  однородны  и  хорошо  выдержи¬
ваются  в  горизонтальном  направлении  (Лазуков,  1970).  Верх¬
няя  пачка  сложена  преимущественно  супесями  и  суглинками
с  ясной  ленточноподобной  слоистостью,  реже  с  галькой  и  гра¬
вием,  с  растительными  остатками.  В  этих  «сизых  суглинках»
наблюдаются  мощные  прослои  песков.  Спектры  показали,  что
в  суглинках  содержится  до  30%  пыльцы  кустарниковой  бере¬
зы  и  меньше  —  сибирского  кедра.  По  сравнению  со  спектрами
нижней  песчаной  пачки  здесь  значительно  сокращается  коли¬
чество  древесной  пыльцы  и  увеличивается  количество  пыльцы
трав.  Формирование  верхней  пачки  происходило  перед  сама-
ровским  оледенением.  Эти  две  пачки  связаны  между  собой
постепенным  переходом  и  отвечают  аллювию  русловому  и
пойменному.
 Мощность  отложений  горизонта  в  этой  части  долины
р.  Оби  достигает  50—80  м.  Подошва  их  вскрыта  скважинами
на  абсолютных  отметках  до  50  м,  а  кровля  местами  поднима¬
ется  на  15—20  м  выше  уреза  воды  в  р.  Оби.
 Отложения  тобольского  горизонта  можно  лараллелизовать
с  аллювиальными,  эстуарными,  прибрежно-морскими  и  мор¬
скими  осадками  казымской  (на  северо-западе)  и  туруханской
(на  северо-востоке)  свит.  Континентальными  ее  аналогами
являются  монастырская  (на  юге),  туруханская  (на  Енисее)
свиты  (Архипов,  1966).
 Казымская  свита  выделена  и  подробно  изучена  по  много¬
численным  скважинам  Г,  И.  Лазуковым  (1970).  Сложена  она
преимущественно  супесчано-суглинистыми  осадками,  залегаю¬
щими  на  мореноподобных  отложениях  полуйской  свиты,  от
которых  отличается  хорошей  сортировкой  материала,  преоб¬
ладанием  пылеватых  и  глинистых  частиц  до  80—95%.  Пески
свиты  тонко-  и  мелкозернистые,  напоминают  супеси  с  четко
выраженной  слоистостью.  В  ней  нет  мореноподобных  разно¬
стей  и  крупного  обломочного  материала,  за  исключением  ред¬
ко  встречающейся  мелкой  гальки  и  гравия,  что  позволило
Г.  И.  Лазукову  выделить  ее  в  самостоятельную  свиту.  В  спект¬
рах  из  казымских  отложений  района  Салехарда  содержится
до  20—40%  пыльцы  палеозойских,  мезозойских,  палеогеновых
 46

неогеновых  растений.  В  спектрах  скважин  2  и  55  преобла-
й  ет  древесная  .пыльца,  в  основном  —  сибирского  кедра  и  не¬
вольно  меньше  —  березы  и  сосны.  Сравнительно  много  пыль-
с  карликовой  березы  и  ели.  Спектры  из  отложений  казым¬
ской  свиты,  несмотря  на  их  однородность,  отличаются  от
спектров  салехардской  свиты  (Лазуков,  1970).
 В. 	И.  Гудина  (1966)  определила  из  образцов  казымской
свиты,  вскрытой  скважинами  в  бассейне  р.  Полуя  и  в  устье
р  Оби,  комплекс  фораминифер,  среди  которых  значительно
преобладали  (до  90—95%)  эльфидииды  и  кассидулинииды.
Она  назвала  этот  комплекс  обским.
 Судя  по  описаниям  Г.  И.  Лазукова,  казымская  свита  на
севере  Западной  Сибири  —  хорошо  выраженный  горизонт,
отличающийся  постоянством  литолого-фациального  состава.
Отложения  ее  распространены  в  низовьях  р.  Оби  до  с.  Ниж¬
ние  Нарыкары  и  в  долинах  pp.  Казыма  и  Сев.  Сосьвы.
 По  мнению  С.  А.  Архипова  (1971),  казымская  свита  вклю¬
чает  часть  салемальских  отложений  и  потому  теряет  свок>
стратиграфическую  индивидуальность.  С.  А.  Архипов  и  В.  И.
Гудина  (1966,  1969)  выделяют  на  Обском  Севере  обские  слои,
отвечающие  лишь  части  казымской  свиты  Г.  И.  Лазукова  и
содержащие  одноименный  комплекс  фораминифер.  Морские
обские  слои  залегают  на  тильтимских  и  перекрываются  ёале-
мальскими  слоями.  На  Енисейском  Севере  оЪским  слоям  соот¬
ветствуй^  туруханские,  которые  содержат  близкий  состав  фо¬
раминифер  в  комплексе.  Однако  он  богаче  и  то  видам  и  по  ко¬
личеству  раковин,  что  объясняется  наличием  в  низовьях  Ени¬
сея  открытого  морского  бассейна.  Во  время  формирования
обских  и  туруханских  слоев  наблюдался  в  северных  морях
наивысший  расцвет  фауны  фораминифер,  что  свидетельствует
о  значительном  потеплении  климата  Арктики  в  тобольское
межледниковье.
 Бахтинский  надгоризонт
 Бахтинский  надгоризонт  относится  к  среднему  плейстоце¬
ну  и  включает  самаровский,  ширтинский  и  тазовский  горизон¬
ты.  Наличие  двух  последних  автором  впервые  было  страти¬
графически  доказано  еще  в  1949  г.  (Земцов,  1957).
 1. 	Самаровский  горизонт
 Горизонт  включает  комплекс  отложений  самаровского  оле¬
денения.  В  ледниковой  зоне  он  представлен  ледниковыми,
Флювиогляциальными,  озерно-ледниковыми  и  ледниково-мор¬
скими  осадками,  а  в  приледниковой  и  во  внеледниковой  зо-
Нах  —  синхронными  им  осадками  подпрудных  бассейнов,  ко-
 47

торые  к  югу  сменяются  преимущественно  озерно-аллювиаль¬
ными  отложениями.
 Отложения  горизонта  широко  распространены  в  северной  и
центральной  частях  равнины,  имеют  значительную  мощность
и  являются  надежным  маркирующим  репером.  На  крайнем
юге  ледниковой  зоны,  в  левобережье  р.  Оби,  ледниковые  отло¬
жения  были  описаны  нами  (Земцов,  Шацкий,  1959,  1961).  В
1967—1971  гг.  автором  проведены  в  бассейнах  pp.  Ларь-Егана,
Ильяка,  Соснинского  Егана  более  детальные  исследования,
подтвердившие  наличие  озерноледниковых  тонкослоистых
глин  ленточного  типа,  бурых  суглинков  и  супесей  с  редкой
галькой  и  валунами  и  флювиогляциальных  грубозернистых
косослоистых  песков.  В  разрезах  по  р.  Ларь-Егану  в  основа¬
нии  толщи  горизонта  обычно  залегают  озерноледниковые
тонкоотмученные  иловатые  глины  темно-серого  или  бурого
цвета  с  ясной  ленточной  слоистостью.  Выше  по  разрезу  су¬
глинки  и  глины  .переслаиваются  со  светло-серыми  песками  или
прослоями  до  0,5—1  см,  обогащенными  растительным  детри¬
том.  Реже  виден  постепенный  фациальный  переход,  и  горизон¬
тальная  слоистость  сменяется  косой  и  наклонной.  Нередко
ленточнослоистые  глины  вверх  по  разрезу  сменяются  грубо¬
ленточными  комковатыми  суглинками  и  очень  плотными  гли¬
нами  темно-серого  цвета  с  пятнами  ожелезнения.  Местами
суглинки  и  глиньГ  сильно  перемяты,  с  крупными  псевдоморфо¬
зами  по  ледяным  клиньям.  В  верхней  пачке  суглинков  редко
встречаются  галька  и  валуны  до  0,5  м  с  ледниковой  штрихов¬
кой  и  царапинами.  Петрографический  состав  валунно-галеч¬
ного  материала,  собранного  автором  в  бассейне  р.  Ларь-Ега-
на  из  самаровских  отложений,  дан  в  табл.  2.  В  озерноледни¬
ковых  глинах  и  отложениях  лодпрудных  бассейнов  содержит¬
ся  до  50—60%  пыльцы  карликовой  березы  и  резко  снижается,
по  сравнению  со  спектрами  тобольских  песков,  процент  пыль¬
цы  ели  (рис.  8).  В  пробах,  как  правило,  много  переотложен-
ной  пыльцы  из  пород  палеогена  и  мела.
 Ледниковые  отложения  известны  в  бассейнах  pp.  Бол.  и
Мал.  Югана,  Куль-Егана  (Громов,  1934;  Дементьев,  1934;  Ва¬
сильев,  1946;  Нагинский,  1949;  Шацкий,  1955;  Земцов  и  Шац¬
кий,  1959,  1961).  По  р.  Бол.  Югану  описана  морена  напора,
сложенная  разнозернистыми  'песками  со  слабой  сортировкой.
В  песках  обилие  галек  и  валунов  до  2,5  м  в  диаметре.  В  горе
Еутской  обнажается  громадный  отторженец  юрских  пород.  По
р.  Мал.  Югану  в  разрезах  преобладают  озерноледниковые
очень  плотные  глины  темно-серого  цвета,  с  тонкой  слоистостью
ленточного  типа.  Глины  распадаются  на  плиточки  и  остро¬
угольные  комки  с  ржавыми  натеками  по  плоскостям  раскола.
Мощность  глин  достигает  13  м.  Выше  они  сменяются  песчани¬
стыми  глинами  серого  цвета  с  ржавыми  пятнами  с  галькой  и
валунами.  Мощность  валунного  суглинка  не  превышает  10  м.
 48

По  р.  Куль-Егану  также  установлены  озерно-ледниковые  гли¬
ны,  безвалунные  суглинки  и  ледниковые  отложения  —  осколь-
чатые,  преимущественно  неслоистые  суглинки  бурого  цвета  с
валунами  и  галькой.  В  среднем  течении  этой  реки,  в  обнаже¬
ниях  правого  берега,  на  тобольских  песках  залегает  толща
общей  мощностью  до  40  м.  Из  них  на  долю  суглинков  с  валу¬
нами  приходится  около  20  м.  Залегают  они  на  абсолютных
отметках  100—75  м.
 Ледниковый  генезис  суглинков  с  валунами  и  галькой  в  бас¬
сейне  р.  Бол.  Югана,  в  частности  у  юрт  Еутских,  оспаривается
И.  Л.  Кузиным  и  Н.  Г.  Чочиа  (1965),  которые  считают,  что
этот  бассейн  покрывался  в  плейстоцене  морем.  Однако  убе¬
дительных  данных  в  пользу  своих  представлений  они  не  при¬
вели.  Лишь  И.  Л.  Зайонц  и  3.  И.  Холодова  (1968)  обнаружили
в  небольшом  количестве  (от  единиц  до  40—50  экз.  на  100  г
породы)  в  мореноподобных  суглинках  под  юганским  оттор¬
жением  фораминиферы:  Protelphidium  lenticulare,  P.  arbicu-
lare,  Cribroelphidium  goesi,  Elphidium  subclavatum,  которые
И.  Л.  Зайонц  и  3.  И.  Холодова  относят  к  обскому  комплексу
 В. 	И.  Гудиной.  По  Г.  И.  Лазукову  (1972),  эти  фораминиферы,
скорее  всего,  переотложены.  Вероятность  переотложения  под¬
тверждается  находками  в  самом  юганском  отторженце  фора¬
минифер  юрского  и  мелового  возраста  плохой  сохранности
(Кузин,  Чочиа,  1966).
 Ледниковые  отложения  самаровского  оледенения  в  послед¬
нее  время  были  установлены  и  западнее,  в  верховьях  р.  Бол.
Салыма  (Воробьев,  Черноусое,  1968).  Это  очень  плотные  мо¬
ренные  суглинки  темно-бурого  цвета,  с  включением  гравия,
гальки  и  валунов;  супеси  и  ленточно-слоистые  темно-серые
глины.  Они  же  вскрыты  многими  скважинами  по  линии  же¬
лезной  дороги  Тобольск  —  Сургут  на  междуречье  Бол.  Салыма
и  Мал.  Балыка.  Результаты  детальных  исследований  отложе¬
ний  плейстоцена  на  западе  Обь-Иртышского  междуречья  при¬
водятся  В.  С.  Волковой,  А.  И.  Воробьевым  и  И.  И.  Задковой
(1970).  К  отложениям,  связанным  с  оледенением,  они  относят
ленточные  глины  голубовато-серого  цвета,  на  которых  зале¬
гают  тонкогоризонтальные  пески.  Общая  их  мощность  дости¬
гает  25  м.  Многими  скважинами  под  ленточными  глинами
вскрыты  грубозернистые  с  галькой  и  валунами  неотсортиро¬
ванные  суглинки  и  супеси  (мощность  до  5  м).  Для  них  харак¬
терна  высокая  плотность  (26—28%  против  38—43%  обычных
Для  такого  рода  осадков).  Такие  же  отложения  встречены  в
обнажениях  по  р.  Бол.  Салыму  у  буровых  скважин.  Суглинки
и  супеси  с  валунами  и  галькой  перекрывают  здесь  ленточные
озерно-ледниковые  глины.  В  целом  толща  плохо  отсортирова¬
на.  В  минералогическом  составе  тяжелой  фракции  содержатся
моноклинные  пироксены  до  40—50.%,  минералы  группы  эпи-
Дота  —  цоизита  —  до  30%,  обыкновенная  роговая  обманка  —
 4 	Заказ  2770
 49

aoiuipnarf
(т№и  whj)  ndouj  aNNeadt/'
Dzisqpw  jimuAu  “  'mqto  mrfuHiQ
 шпцлпраа
 (в|/£эу)и)  DIUlAjDf
B313B13DJ613JUI  ‘OJJT>7V
 •  DpunuiSQ
 aoajoipod^od
umufiiuy
««lnpodrani
шщЪлитэ  1
ummdja  i
suaffund.i
lunrcaiodu  uimpodoafq
 mnufjDijds
 sajDfizg
 ш^врКглпээты
 ai'HHaumduoau
,  jD}ifo<huoj
Dnohjiiuoajjinjy
 w*sy
TDinDlUQ
ioaoDijojndto
aoiahjr*—
 , 	,  aoYnr
 nVaejiNJBuo  .
 iOJ3D|«.
 aojjrfmiiiDS
ям  JDtfMlM
 awxirnunuoB
 шпТрпвш;
 dD3JD3DmnufM
 dD93t>2JRqdoniro
 alWDDDIlin
 Ditfljx
 , 	mniUDDZDds
 (тираним)  Dmurajiv
 птстшэру
 dDdooipodoua^}
 dDaraadfg  2^
 aoauiujDig
 трацйэ
 sap:nj
 sn:mb
 snuua
 W£
 DUDU  ЦГЦЭ8  0
 r«DS
 snujy
 wag
 si2|saAjis  snufd
 иэшдгс  snuid
 09316
 S*!9V
 nbnsj;
 eeiDOJ  ииТпдд
 II  Ml  II  II  I  II  .  ,.
 J_L
 JI  I
 и  II  III  I
 rftwrTHUJfTTTllirrm  .
 mm
 в
 50
 Рис.  8.  Спорово-пыльцевая  диаграмма  обнажения  1030  по  р.  Ларь-Егану.  Условные  обозначения:  1  —  сумма
пыльцы  древесных  пород;  2  —  сумма  пыльцы  трав;  3—  сумма  спор

Таблица  2
 Петрографический  состав  валунов  и  галек
из  плейстоценовых  отложений  севера  Западной  Сибири
 р.  Таз
 р.  Вах
 р.  Пур
 р.  Аган
 р.  Тром-Юган
 р.  Пим
 р.  Юган
 р.  Ларь-Еган
 р.  Надым
 р.  Лямин
 р.  Казым
 Район  с.  Са-
марова
 р.  Обь
в  низовьях
 pp.  Сев.  Сось-
ва  и  Ляпип
 I  Низовья
р.  Енисея  и
Гыданский
1  полуостров
 Приенисейская
часть  равнины
 Сибирский
 покров
 Уральский
 покров
 Чаинское
 Приобье
 р.  Парабель
 р.  Васюган
 р.  Тым
 р.  Сым
 р.  Демьянка
 р.  Туртас
 р.  Иртыш
в  низовьях
 Приледнико-
вая  зона  1
 1
 2
 3
 А
 5
 6
 7
 8
 9
 10
 11
 12
 13
 14
 15
 1в
 17
 18
 19
 20
 21
 22
 23
 24
 25
 26
 27
 28
 Песчаник
»  кварцевый
»  глауконитовый
»  туфовый
»  аркозовый
»  красный
»  известковистый
»  ожелезненный
Известняк
»  мраморизованный
Мергель
Доломит
Яшма
Опака
 Опока  литофицированная
Боксит
Алеврит
»  углистый
Алевролит
»  ороговикованный
Аргиллит
Гравелит
Конгломерат
Г  раувакха
Каолинит
Кремень
Сланец
 амфиболитовый
аргнллитовый
глинистый
глауконитовый
кварцевый
 кварцево-бнотитовый
кварцево-слюдяной
кварцево-роговообман-
ковый
кремнистый
кварцево-хлоритовый
»  кристаллический
ожелезненный
ороговикованный
пелитовый
слюдяной
серицнтовый
роговообманховый
тремолитовый
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +  +
 +
 +
 +  +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +  +  +
 +
 +
 +
 +
 +  +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +  +  +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +  +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 -1-
 -г
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 4-
 +
 +
 +
 +  +  +
 +
 +
 +
 +
 +  +
 +  +
+
 +
 +
 +  +
 +
 +  +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +

>  углистый
»  хлоритовый
»  хлорито-цоизито-
амфиболитовый
»  эпидотовый
»  эпидот-хлоритовый
»  эпидот-амфиболитовый
»  гнейсовидный
»  кремнисто-хлоритовый
»  кремнисто-серицитовый
Гнейс
»  амфиболитовый
»  гранатовый
 »  кварцево-силлиманитовый
»  мусковито-кварцевый
»  роговообманковый
»  слюдяной
»  биотитовый
Кварцит
Кварц
Халцедон
Горный  хрусталь
Амфиболит
»  плагиоклазовый
Змеевик
Серпентинит
Филлит
Эпидозит
Роговик
»  кварцевый
»  пироксеновый
»  пироксено-полевошпато-
вый
Порфироид
Мрамор
 Метаморф,  пегматит
Пегматит
 Роговик  биотитовый
Трапп
До  лер  ит
Базальт
 Анамезит-базальт
 Анамеэит
 Г  аббро
 Микрогаббро
 Г  аббро-соссюритовое
 Габбро-диорит
 Г  аббро-порфирит
 Г  аббро-пироксенит
 Микрогаббро-пироксенит
 Габбро-диабаз
 Пироксенит
 Перидотит 	v
 Анортоизит
 +  +  +  +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 !
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 -L
 1
 +
 +
 +
 +
 +
 -г
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 JL
 1
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 J-
 +
 +
 +
 +
 1
 -Г
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 -L
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 j-
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 4-
 +
 _1_
 +
 +
 +
 +
 +
 1
 -Г
 Продолжение  таблицы  2
 12
 13
 14
 13
 16
 17
 18
 19
 20
 21
 22
 23
 24
 25
 26
 27
 28
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 4-
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 -
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 -f-
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +  +
+  +
 +
 +
 .+
 +
 +  +  +
 +
 +
 +
 ++  +++  +++++++  +  ++  +  +++++  +++  +  -н-

Диорит
 +  +  +  +  +
 Йикродиорит 	+ 	+ 	+ 	+ 	+
 Кварцевый  дирит 	+ 	-г 	+
 Гранодиорит 	+ 	+ 	+
 03L 	+ 	+ 	+ 	+ 	+ 	+
 Диабазовый  порфирит 	+ 	+ 	+ 	+ 	+
 Диабазовый  туф 	+
 Протеробаз 	+
 Спилит 	+
 Плагиобазальт 	+
 Диорит-порфирит 	+ 	+
 Порфирит 	+ 	+ 	+ 	+ 	+ 	+
 Кварцевый  диорит-порфирит
 Плагиоклазовый  порфирит 	+ 	+ 	+
 Авгитовый  порфирит 	+
 Гиперстеновый  порфирит 	+
 Гранит-порфир
 Гранит-аплит 	+
 Сиенит-аплит
 Гранит 	+ 	+ 	+ 	+
 Гранито-гнейс
»  слюдяной
Адлит
 Лейкагранит 	+ 	+ 	+
 Сиенит 	+ 	+
 Микросиенит 	+ 	+ 	+
 Граносиенит 	• 	+
 Биотизированный  сиенит
Сиенито-диорит
 Сиенит-порфир 	+ 	+
 Кварцевый  порфир 	+ 	-f*
 Биотитовый  гранит 	-f-
 Альбитофир 	+
 Ортофир 	+
 Кератофир
 Лампрофип 	—
 Трахит 	+ 	—
 Андезит 	+ 	+ 	+
 +  +  +
 |Уфолавы 	+
 Туф  кварцевого  порфирита 	-f
 АУф  плагиоклазового  порфири-
 Та 	4- 	+
 Оливинит
 Альмандин
 Норит
 Хромит
 Вулканическое  стекло 	+
 ^икрофельзит 	+ 	+
 Мелафнр 	+ 	+ 	+
 ++  ++  +  +++
 Продолжение  таблицы  2
 12
 13
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 14
 +
 +
 +
 +
 15
 +
 +
 +
 +
 +  +
 +
 +
 +
 +
 16
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 17
 +
 +
 18
 19
 20.
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 4-
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +  +
+
 +
 21
 +
 +
 +
 22
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 +
 23
 +
 +
 +
 24
 25
 +
 +
 +  +
 26
 27
 28
 +
 +  +  +  +
 +
 +  +
 +  +
 +
 +
 +
+  +
+
+
 +
 +  +
 +
 +  +
 +
 +  + 	++  ++  +  +  ++  ++  ++  +  +  + 	++  +  +  +

10
 Фельзитовые  кератофиры
Фельзит-порфир
Кварцевый  монцонит
Амфиболовый  диабаз
Андезитовый  порфирит
 Таблица  составлена  по  материалам  автора,  по  данным  из  опубликован
ных  работ  (Андреев  и  Белорусова,  1961;  Архипов,  1960;  Архипов  и  Лавру-
шин,  1957;  Боч,  1937;  Васильев,  1946;  Введенский,  1933;  Высоцкий,  1896
1енерало|,  1965;  Громов,  1934;  Дементьев,  1934,  1936;  Драницын,  1915;  За
горская  и  др.  1965;  Захаров,  1965;  Зубаков,  1956,  1967;  Ивановский,  1939
1лс>?Н»?ии’  1953,  1956;  Келлер,  1906;  Лазуков,  1970;  Мизеров  и  Стрижова
^*?роз°ви  ДР->  1969;  Нагинский,  1959;  Рагозин  и  Сухов,  1951;  Рейнин
1УЬ0;  Сакс,  1946,  1948;  Соколов,  1960;  Троицкий,  1966;  Фрадкин,  1946
Эдельштеин,  1931;  Яковлева,  1957;  и  др.).
 Продолжение  таблицы
 12
 13
 14
 15
 16
 17
 18
 19
 20
 21
 22
 23
 24
 25
 26
 27
 +
 +
 +
 +
 +  +
 +++++

до  20%,  то  есть  значительно  преобладают  неустойчивые  и  ма¬
лоустойчивые  минералы,  характерные  для  ледниковых  отло¬
жений.  Геологи,  изучавшие  эти  отложения,  отмечают  их  сход¬
ство  с  валунными  суглинками  бассейна  р.  Бол.  Югана  и  Пио¬
нерской  горы  у  с.  Самарова.  Оскольчатые  валунные  суглинки
с  крупными  отторженцами  палеогеновых  пород  установлены
в  низовьях  р.  Иртыша,  в  обнажениях  у  сс.  Семейки,  Чембак-
чина  и  Горно-Филинского  (Жежель,  Каплянская,  Тарноград¬
ский,  1971).
 Итак,  новые  материалы  о  распространении  ледниковых
отложений  в  Среднем  Приобье  позволяют  утверждать,  что-
граница  самаровского  оледенения  на  севере  Западно-Сибир-
ской  равнины  была  проведена  нами  правильно  (Земцов,  Шац¬
кий,  1959,  1961).
 Самаровский  горизонт  в  Вахском  Приобье  и  в  бассейне
р.  Вах  представлен  тремя  генетическими  разностями:  озерно¬
ледниковыми  глинами,  валунными  суглинками  и  супесями,
флювиогляциальными  песками  (Шацкий,  1958;  Земцов,  1951,
1959,  1964,  1965).  По  механическому  и  литолагическому  соста¬
ву  эти  отложения  разнообразны,  но  наблюдается  переслаива¬
ние  пород.  Нижнюю  часть  разреза  слагают  преимущественна
озерно-ледниковые  глины  темно-серого  цвета  с  мелкой  парал¬
лельно-горизонтальной  слоистостью  ленточного  типа.  Места¬
ми  слоистости  незаметно,  глина  становится  монолитной  и  с
трудом  раскалывается  на  комки,  образуя  на  плоскости  раско¬
ла  раковистый  излом.  Глина  иловатая,  пластичная,  тонкоотму-
ченная,  сильно  липнет  к  рукам,  при  высыхании  разминается  в
пылеватый  порошок.  Озерно-ледниковые  глины  постепенна
переходят  в  валунные  суглинки  бурого  или  темно-серого  цве¬
та,  оскольчатые,  раскалывающиеся  на  остроугольные  облом¬
ки,  поверхность  которых  (покрыта  коркой  гидроокислов  желе¬
за.  Галька  и  валуны  или  приурочены  к  песчаным  линзам  или
распределены  равномерно  по  всей  толще  суглинков.  Размеры
валунов  колеблются  от  5—10  см  до  1  м  в  диаметре.  Валуны
слабо  окатаны,  а  на  их  поверхности  сохранились  ледниковая
штриховка  и  полировка.  Гальки  окатаны  лучше.  В  петрографи¬
ческом  составе  преобладают  валуны  трапповой  формации  со
Средне-Сибирского  плоскогорья  (табл.  2).  Среди  валунных
суглинков,  особенно  в  их  верхней  части,  в  виде  прослоев  и  линз
залегают  разнозернистые  пески  с  галькой  и  мелкими  валу¬
нами.  Пески  косослоистые,  слабо  окатаны  и  плохо  отсортиро¬
ваны  и  по  генезису  являются  флювиогляциальными.
 Минералогический  состав  тяжелой  фракции  ледниковых
отложений  весьма  разнообразен  даже  в  одном  обнажении.  Он
зависит  от  условий  формирования  морен,  в  частности  от  доли
участия  текучих  вод,  от  степени  развития  процессов  выветри¬
вания  и  диагенеза.  Песчаные  разности  по  минералогическому
составу  отличаются  от  глинистых  компонентов  морены.  На¬
 51

пример,  в  обнажениях  по  р.  Колик-Егану  песчаные  прослои  в
морене  содержат  лироксенов  в  3—7  раз  больше,  чем  валунные
суглинки  и  озерно-ледниковые  глины  (табл.  3).  Общим  же
для  минералогического  состава  ледниковых  отложений  Сред¬
него  Приобья,  отличающим  их  от  осадков  другого  генезиса  и
 Минералогический  состав  ледниковых  отложений  самаровского
 Отложения
 Тяжелая
 ёё
е*  сп
S  X
С  о
<П  а
 Суглино-супеси
Валунные  суглинки
 '»
 Флювиогляциальные
 пески
 »
 Озерно-ледниковые
 глины
 »
 Флювиогляциальные
 пески
 Валунные  суглинки
 »
 Озерно-ледниковые
 глины
 47,2
 0,8
 2,4
 1,2
 56,6
 0,9
 0,6
 1,1
 68
 М
 1,1
 0,8
 62,8
 1,4
 0,4
 4,0
 49,8
 0,3
 0,6
 1,4
 57,6
 0,4
 0,8
 1,2
 62,9
 0,9
 1
 1,6
 54,8
 1,4
 1,4
 2,4
 64,3
 1
 0,7
 0,7
 52,6
 0,3
 1,1
 1,1
 48,5
 0,5
 0,5
 1
 68,7
 —
 0,8
 0,5
 0,6
 31,6
 11,6
 4,2
 0,9
 23,6
 12,2
 3,4
 0,4
 21,5
 3,3
 3,3
 0,4
 9,6
 3,8
 15,8
 0,5
 24,0
 10,6
 12,0

 28,7
 6,3
 3,9
 0,1
 24,8
 4,9
 3
 1
 10,8
 7,0
 14
 0,7
 9,3
 6,1
 13,5
 0,8
 26,3
 13,1
 3,8
 1,3
 33,0
 12,7
 2,0
 —
 19,6
 8,6
 1,8
 более  древних  пород,  является  наличие  пироксенов,  содержа¬
ние  которых  колеблется  .в  значительных  пределах.
 Флювиогляциальные  пески  наиболее  широко  распростра¬
нены  в  приледниковой  зоне,  занимая  север  Вах-Тымского
междуречья.  Пески  косослоистые,  слабо  окатанные  и  плохо
отсортированные,  разнозернистые,  с  включением  единичной
гальки.  По  минералогическому  составу  пески  сходны  с  морен¬
ными  суглинками,  резко  отличаются  от  тобольских  песков  и
более  древних  пород.
 Опоры  и  пыльца  чаще  встречаются  в  озерно-ледниковых
глинах.  Наряду  с  переотложенной  меловой  и  третичной,  обна¬
ружена  пыльца  холодолюбивой  растительности,  среди  которой
преобладает  пыльца  карликовой  березы.  Из  озерно-леднико¬
вых  глин,  вскрытых  скважинами  по  р.  Колик-Егану,  в  4  км
ниже  устья  р.  Лунг-Егана,  взято  33  пробы.  Т.  И.  Смирнова
обнаружила  в  них  много  пыльцы  и  спор.  Общий  состав  спект¬
ров  отражает  небольшую  степень  лесистости  прилегающих
районов.  Характерно  обилие  пыльцы  кустарниковой  березы  —
 52

до  57%,  а  также  незначительное  содержание  и  постепенное
убывание  снизу  вверх  пыльцы  кедра,  сосны  и  ели.  Во  время
накопления  озерно-ледниковых  глин  в  бассейне  р.  Колик-Ега-
на  господствовали  условия,  аналогичные  современной  лесо¬
тундре,—  преобладали  березовые  редколесья  с  зарослями
кустарниковой  березы.  Подобные  заключения  дали  М.  П.  Гри-
 Таблица  3
 оледенения  в  обн.  677  и  686  по  р.  Колик-Егану  (правый  приток  Ваха)
 фракция  в  %
 Легкая  фракция
 X
 й>
 (Я
 S
 S
 н
 X
 ч
 о
 о,
 ч
 п
 н
 X
 н
 О»
 U
 о
 ГJ
 ва  ^
 н
 X
 э
 н
 X
 (О
 о  «
 н
 ч
 о
 X
 н
 О,
 а.
 о  5
 о.
 о.
 а
 ч  н
 ев
 н
 ев
 е*
 СО
 ч  Э
 ев
 о
 9
 «=<  Я
 X
 X  X
 Н
 X
 X
 в
 °  а
 в
 ч
 ч
 х  ч
 и  X
 и
 Oi
 еа
 и
 X
 с  3
 *
 X
 и
 U  О
 0,4
 80,2
 18
 0,4
 0,8
 —
 —
 0,6
 —
 —

 80
 16,1
 1,2
 0,8
 0,4
 1,6
 —
 0,1
 —
 0,4
 —

 65,2
 31,8
 0,6
 1,8
 —
 —
 0,3

 0,9
 0,4

 .
 71
 18,7
 0,8



 0,2
 —
 —
 0,3
 —
 —
 73
 24,7
 0,5
 1,9
 —
 —
 0,4

 0,4
 0,3


 75,4
 19,7
 0,7
 4,3


 0,3
 —
 0,3
 0,1
 —-
 —
 76,3
 18,6
 —
 5,1
 —
 —
 0,2
 0,4
 0,2
 0,8

 5,6
 66,1
 31,5
 0,3
 2


 0,5
 —
 0,4
 0,7
 0,3
 1,4
 68,2
 31,8
 —
 —
 —
 —
 0,1
 —
 —
 1
 —
 —
 74
 21,7
 0,4
 3,5
 —
 —
 0,1
 0,1
 —
 0,3
 —
 —
 79
 17,3
 —
 1,9
 —
 —
 —
 —
 —
 0,1
 —
 —
 87,5
 12,5
 —
 —
 —
 —
 чук  и  Н.  С.  Соколова,  изучавшие  озерно-ледниковые  глины  из
обнажений  в  бассейне  р.  Ваха.  Всюду  устанавливаются  в  спо-
ронпыльцевых  спектрах  высокий  процент  (до  60%)  кустарни¬
ковой  березы  (Земцов,  1964).
 Западнее,  р.  Ваха  отложения  горизонта  описаны  автором  в
бассейне  -р.  Агана.  Разрез  очень  сходен  с  разрезами  р.  Колик-
Егана.  В  низовьях  р.  Агана  у  уреза  вскрывается  очень  плот¬
ная  глина  бурого  и  темно-серого  цвета,  микрослоистая,  разби¬
вающаяся  послойно  на  плитки.  Выше  залегает  менее  плотная
глина  с  примесью  песка.  Глина  раскалывается  на  многогран¬
ные  комочки  с  ржавыми  плоскостями  на  разломе.  Галька  и
валуны  в  этих  глинах  встречаются  редко.  Разрез  венчается
толщей  (до  10  м)  бурых  валунных  суглинков  с  прослоями  и
линзами  равнозернистого  песка  (Земцов,  1951).  В  левобережье
р.  Агана,  а  также  в  бассейнах  pp.  Тром-Югана  и  Пима  ледни¬
ковые  отложения  горизонта  почти  полностью  перемыты  и  со¬
хранились  лишь  пески  с  валунами  и  галькой.  Они  изучались
автором  по  притокам  р.  Агана.  В  разрезе  горы  Еут-рэп  на
 53

правом  берегу  р.  Тром-Югана,  /против  фактории  Ермаково,
Ф.  И.  Кузнецовым  описаны  валунные  пески,  ниже  которых  за¬
легают  ледниковые  отложения  —  глины  со  сравнительно  круп¬
ными  валунами.  О  них  упоминает  М.  М.  Фрадкин  (1946).
Островки  ледниковых  отложений  среди  флювиогляциальных
песков  показаны  нами  на  карте  (Земцов,  Шацкий,  1959,  1961).
 Самаровские  отложения  в  бассейне  р.  Лямин  включают
толщу  флювиогляциальных  песков  мощностью  более  20  м  и
моренных  суглинков  с  крупными  валунами  и  громадным
отторженцем  опокового  песчаника,  размеры  которого  дости¬
гают  70—80  м  в  длину  и  до  25  м  высотой  (Нагинский,  19486).
Е.  П.  Бойцова  и  С.  Г.  Максименко  отметили  большое  сходст¬
во  ледниковых  отложений,  развитых  в  районе  с.  Самарова  и
по  р.  Лямину,  где  они  также  выделяют  две  моренные  толщи.
Западнее,  по  р.  Назыму,  в  разрезах  наблюдается  неоднократ¬
ное  переслаивание  отложений  (Дементьев,  1936).  Ледниковые
отложения  перекрываются  озерными  песками  с  заметной  сло¬
истостью,  с  прослойками  супесей  с  галькой  и  мелкими  валуна¬
ми.  В.  А.  Дементьев  отмечает,  что  в  разрезах  по  р.  Назыму
основная  морена  распространена  повсеместно,  хорошо  разли¬
чается  и  верхняя  морена.  Однако  средняя  толща  песков  сохра¬
нилась  плохо,  поэтому  всю  толщу  он  относит  к  рисскому  оле¬
денению.  Геологи  ВСЕГЕИ  выделяют  в  этом  районе  две  море¬
ны,  соответствующие  двум  самостоятельным  оледенениям  —
самаровскому  и  постмаксимальному.  Пески  же,  залегающие
под  верхней  мореной,  принимаются  ими  за  межледниковые.
 Значительно  лучше  изучены  ледниковые  отложения  в  ни¬
зовьях  pp.  Иртыша  и  Оби  (Громов,  1934;  Эдельштейн,  1931;
Ильин,  1934;  Васильев,  1939,  1946;  Рудкевич  и  др.,  1957;  Мали¬
новский,  1960;  Заррина  и  др.,  1961;  Каплянская  и  Тарноград¬
ский,  1961,  1966;  Лазуков,  1970).
 Большинство  геологов  к  самаровскому  горизонту  Белогор¬
ского  «материка»  относит  мощную  толщу  многократно  и  слож¬
но  переслаивающихся  флювиогляциальных,  моренных  и  озер-
но-ледниковых  отложений.  Наблюдаются  значительные  коле¬
бания  их  мощностей  и  фациальные  замещения  по  простира¬
нию.  Г.  И.  Лазуков  (1970)  указывает,  что  монотонная  одно¬
родная  морена  встречается  редко,  например,  в  обнажениях
между  с.  Перегребным  и  р.  Колтысьянской,  а  также  в  3  км  ни¬
же  устья  р.  Кормужихантки  на  правом  берегу  р.  Оби.
 Против  с.  Хала-Панты  толща  представлена  уже  не  одно¬
родной  мореной,  а  сложным  и  неоднократным  переслаиванием
моренных  суглинков  и  супесей,  флювиогляциальных  песков  и
включает  отторженцы  из  сильно  дислоцированных  и  перемя¬
тых  пород  палеогена.  В  обнажениях  района  р.  Кормужихант¬
ки  отмечены  также  среди  морены  крупные  линзы  озерно-лед¬
никовых  глин  и  флювиогляциальных  песков,  которые  запол¬
няют  понижения  в  кровле  морены.  По  мнению  Г.  И.  Лазукова,
 64

переслаивание  отложений  отражает  «неоднократную  смену
озерных  условий  условиями  водно-ледниковых  потоков»  (1970,
стр.  108).  В  районе  с.  Карымкары  Г.  И.  Лазуков  выделяет  три
участка.  Нижний  по  течению  р.  Оби  сложен  в  основном  море¬
ной.  На  среднем  имеются  межморенные  отложения,  представ¬
ленные  тонкослоистой  толщей  переслаивающихся  песков,  су-»
песей  и  суглинков.  Они  хорошо  промыты  и  отсортированы,
местами  включают  прослои  растительных  остатков.  Мощность
толщи  достигает  15—16  м.  Толща  нарушена,  слои  ее  перемяты
и  изогнуты  в  мелкие  складки.  Под  ней  залегает  неслоистая
супесчаная  морена  мощностью  до  25  м.  В  разрезе  Г.  И.  Лазу¬
ков  не  выделяет  двух  моренных  горизонтов,  которые  по  своим
структурно-текстурным  особенностям  и  литологическому  со¬
ставу  существенно  не  отличаются,  и  относит  их  к  одному  сама¬
ровскому  оледенению.  Однако  он  не  исключает,  что  горизонты
могли  отражать  крупные  стадии  оледенения.  Седиментация
же  межморенных  отложений  происходила  в  озерном  бассейне,
расположенном  в  непосредственной  близости  от  края  ледника.
Сходная  картина  наблюдается  и  в  обнажениях  против  с.  Сос-
нова,  где  также  вскрывается  толща  с  двумя  моренными  гори¬
зонтами.  Между  ними  залегают  флювиогляциальные  и  озерно¬
ледниковые  отложения.  Последние  выполняют  эрозионные
углубления,  которые  выработаны  в  нижней  морене  талыми
водами  ледника  в  одну  из  фаз  его  отступания.
 Детальная  характеристика  разрезов  низовьев  р.  Оби  вы¬
звана  тем,  что  здесь  выделяется  два  моренных  горизонта.
Г.  И.  Лазуков  связывает  их  со  стадиями  самаровского  оледе¬
нения.  Иного  мнения  придерживаются  другие  геологи  (Мали¬
новский,  1960;  Каплянская  и  Тарноградский,  1966;  Архипов,
1971;  Заррина  и  др.,  1961),  которые  выделяют  здесь  тазов-
ский  горизонт,  отделенный  от  нижележащего  самаровского
межледниковыми  отложениями.  К  такому  же  выводу  пришли
члены  редколлегии  карты  генетических  типов  четвертичных
отложений  Западной  (Сибири,  изучавшие  разрезы  в  низовьях
pp.  Иртыша  и  Оби  летом  1971  г.  Противоречивость  взглядов
объясняется  еще  недостаточной  изученностью  отложений.  Их
палинологическая  характеристика  основывается  пока  на  еди¬
ничных  спорово-пыльцевых  спектрах.  На  взгляд  автора,  в  ни¬
зовьях  р.  Оби  могут  быть  выделены  отложения  ширтинско-
тазовского  горизонта,  ибо  кровля  нижней  самаровской  морены
часто  размыта  и  в  ее  углублениях  залегают  аллювиальные
осадки.  Следовательно,  ледник  отступал.  О  повторном  его  на-
ступании  свидетельствует  значительная  перемятость  межмо-
ренной  толщи  и  наличие  в  ней  складок  и  других  нарушений.
Маломощность  верхней  морены  и  ее  невыдержанность  в  раз¬
резах  и  по  простиранию  объясняется  меньшей  толщиной
тазовского  ледника,  его  малоподвижностью  и  распадом  на
глыбы  «мертвого»  льда.  Вероятно,  что  лишь  отдельные  его
 55

языки  достигали  долины  р.  Оби.  Сложность  строения  ледни¬
ковых  отложений  не  является  здесь  исключением,  ибо  все  они
характеризуются  крайней  неоднородностью,  обусловленной
рельефом  подстилающих  пород  и  динамикой  ледника  в  про¬
цессе  его  таяния  и  распада.  Наконец,  мало  вероятно,  чтобы
за  Уралом,  на  севере  Русской  равнины,  имело  место  межлед-
никовье,  а  в  Западной  Сибири  в  это  время  сохранялся  ледни¬
ковый  ,покров.
 Отложения  самаровского  горизонта  в  бассейне  р.  Сев.
Сосьвы  плащеобразно  перекрывают  водоразделы,  выполняя
неровности  предледникового  рельефа,  имеются  они  и  в  реч¬
ных  долинах  (Боч,  1937;  Лидер,  1964,  1966;  Захаров,  1965,
1969;  Трофимов,  1964  и  др.).  Их  мощность  крайне  неравномер¬
на,  максимальная  приурочена  к  долинам  крупных  рек.  В  до¬
лине  р.  Сев.  Сосьвы  она  более  100  м,  а  ее  подошва  погружает¬
ся  на  100  м  ниже  уровня  моря.  В  Приуралье  мощность  морены
достигает  50—60  м,  а  на  междуречье  pp.  Мал.  и  Бол.  Сев.
Сосьвы  она  в  два  раза  меньше.  Вместе  с  тем  в  бассейне  р.  Сев.
Сосьвы  породы  -палеогена  залегают  на  отметках  выше  100  м.
В  местах  выхода  этих  пород  мощность  морены  сокращается
до  5—10  м  (Захаров,  1965).  Морена  приуральской  части  рав¬
нины  сложена  плотными  неслоистыми  супесями  и  суглинками
темно-серого  цвета.  В  ней  более  или  менее  равномерно  рас¬
пределены  валуны  и  гальки  уральских  пород  (табл.  2).  Встре¬
чаются  глыбы  и  обломки  опок,  диатомитовых  глин,  а  также
крупные  ледниковые  отторженцы  из  пород  лелогена.
 Флювиогляциальные  отложения  в  бассейне  р.  Сев.  Сосьвы
представлены  надморенными  и  внутриморенными  песками.
Первые  обычно  развиты  на  неровной  кровле  морены  или  же
на  палеогеновых  породах,  слагающих  междуречья.  Мощность
их  неравномерна  и  колеблется  от  нескольких  до  40—50  м.  Час¬
то  флювиогляциальные  пески  заполняют  ложбины  стока,  на¬
пример,  на  междуречье  pp.  Сосьвы  и  Сев.  Сосьвы  (Захаров,
1965).  Внутриморенные  пески  встречаются  спорадически,  еще
реже  —  ленточно-слоистые  озерно-ледниковые  суглинки,  супе¬
си  и  глины.
 В  восточной  части  Сибирских  увалов  отложения  самаров¬
ского  горизонта  описаны  автором  (Земцов,  1957,  1958,  1970).
Развиты  они  повсеместно  на  Вах-Тазовском  междуречье  и  за¬
легают  на  размытой  и  неровной  поверхности  сымской  овиты,
на  опоковидных  глинах  и  опоках  эоцена,  на  зеленоватых
кварцево-глауконитовых  песчаниках  (pp.  Таз,  Каралька,  Ва-
тылька,  Печаль-кы  и  др.).  По  берегам  рек  ледниковые  отло¬
жения  вскрываются  в  основании  яров  и  имеют  видимую  мощ¬
ность  до  10—15  м  (рис.  9).  Обычно  они  уходят  под  урез  воды
в  реках  и  лишь  очень  редко  видно  их  несогласное  залегание
на  размытой  кровле  верхнемеловых  и  палеогеновых  пород.
Ледниковые  отложения  —  это  моренные  суглинки  бурого  или
 56

Абс.Ьм
 Рис.  9.  Стратиграфические  колонки  обнажений  по  pp.  Таз,
Ватыльке  и  Каралыке.  Условные  обозначения  см.  к  рис.  4
 темно-серого  цвета  с  зеленоватым  оттенком.  Для  них  харак¬
терна  комковатая  оскольчатая  структура.  Реже  они  массив¬
ные,  очень  плотные,  имеют  раковистый  излом,  состоят  из
плотносцементированного  неотсортированного  разнозернистого
песка,  неслоистые,  содержат  мелкую  окатанную  гальку  и  реже
валуны  размером  от  0,2  до  1,5  м  в  диаметре.
 В  ледниковых  и  озерно-ледниковых  отложениях  споры  и
пыльца  содержатся  в  небольшом  количестве  и  далеко  не  всег¬
да.  Как  правило,  в  образцах  много  переотложенных  спор  и
пыльцы  из  мезозойских,  палеогеновых  и  даже  палеозойских
пород.  Весьма  характерен  и  минералогический  состав  отложе¬
ний.  В  их  тяжелой  фракции  значительно  преобладают  пирок-
сены  (32—77%),  меньше  эпидота-цоизита  (10—20%)  и  зеле¬
ной  роговой  обманки  (2—15%).  Подобные  суглинки  с  валуна¬
ми  и  галькой  наблюдались  Д.  И.  Голобоковым  и  Б.  В.  Мизе-
 57

ровым  по  pp.  Покольке  и  Ратте.  Приписывать  морской  гене¬
зис  этим  суглинкам  и  глинам  нет  никаких  оснований.
 Повсеместно  распространены  отложения  самаровского  го¬
ризонта  в  приенисейской  части  равнины,  в  бассейнах  Дубчеса,
Каменного  Дубчеса,  Елогуя,  Келлога,  Бол.  и  Мал.  Кыксы,
Сарчихи  и  других  рек  (Казанский,  1954;  Мизеров,  1956,  1957,
1961;  Зубаков,  1956,  1957  и  др.;  Архипов,  1960,  1971;  Архипов
и  Матвеева,  1964).  Отложения  имеют  мощность  до  140  м  и
различный  фациальный  состав.  Они  включают  валунные  су¬
глинки  и  супеси,  флювиогляциальные  пески  и  галечники,  озер¬
но-ледниковые  глины  ленточного  типа,  осадки  подпрудных
озер.  Среди  собственно  ледниковых  отложений  выделяются  мо¬
ренные  суглинки  и  супеси  с  обилием  беспорядочно  рассеянного
в  них  валунно-галечного  материала  с  отторженцами.  Для  этих
отложений  характерна  общая  грубость  осадков,  их  плохая
сортировка,  отсутствие  слоистости,  комковато-оскольчатая  или
комковато-шштчатая  текстура.  Местами  наблюдаются  слоис¬
тая  и  абляционная  морены.  На  контакте  ледниковых  отложе¬
ний  с  подстилающими  более  древними  породами  видны  следы
гляциодислокаций.
 Озерно-ледниковые  ленточные  глины  состоят  из  ритмиче¬
ски  переслаивающихся  слойков  более  песчанистых  и  более
глинистых.  Ленты  жирной  глины  темно-серого  цвета  череду¬
ются  с  лентами  серого  тонкозернистого  песка.  Мощность  озер¬
но-ледниковых  глин  достигает  90  м.  Ледниковые  отложения
обычно  не  содержат  спор  и  пыльцы.  В  озерно-ледниковых
глинах  пыльца  и  споры  имеются  в  достаточном  количестве  для
выделения  спектров.  Последние  свидетельствуют  о  формиро¬
вании  глин  в  условиях  типичных  приледниковых  ландшафтов
холодного  и  сухого  климата.
 Характеризуемые  отложения  в  приенисейской  части  равни¬
ны  достаточно  хорошо  изучены.  Выяснены  особенности  их
распространения,  изменения  мощностей,  приуроченность  к
крупным  впадинам  и  ложбинам  дочетвертичного  рельефа.
Исследованы  они  различными  методами.  Все  это  позволяет
говорить  о  несомненном  их  ледниковом  генезисе.  Никаких  сле¬
дов  органической  жизни,  ни  фораминифер,  ни  остракод  в
отложениях  не  установлено.  Они  действительно  «немые»  (Ар¬
хипов  и  др.,  1968).  На  взгляд  автора,  нет  необходимости  еще
раз  доказывать  ледниковый  генезис  этих  отложений,  тем  бо¬
лее  что  противники  ледниковой  теории  не  привели  существен¬
ных  доводов  в  пользу  их  иного  происхождения.
 2. 	Ширтинский  горизонт
 В  бассейне  р.  Таза  нами  впервые  были  описаны  аллюви-
ально-озерные  пески,  залегающие  несогласно,  с  размывом  на
морене  самаровского  оледенения  (Земцов,  1957;  Земцов  и
 38

Шацкий,  1958,  1959,  1961).  Наиболее  полно  эти  отложения,  ко¬
торые  автор  предложил  назвать  ширтинской  свитой,  развиты
на  правобережье  р.  Таза,  в  бассейнах  его  притоков  —  pp.  Пе-
чаль-кы,  Худосеи,  Мал.  и  Бол.  Ширты,  а  также  в  пределах
Верхне-Тазовской  возвышенности  по  левым  притокам  —  Рат-
те,  Покольке,  Каральке.  Ф.  И.  Кузнецовым  в  долине  р.  Печаль¬
ны  под  тазовской  мореной  обнаружена  толща  мелкозернистых
плотных  песков  светло-серого  или  зеленовато-серого  цвета,
местами  с  прослоями  или  линзами  глины.  В  ярах  по  р.  Кыла—
Печаль-кы  вскрываются  желтовато-коричневые,  очень  плот¬
ные  супеси  с  тонкими  линзочками  серого  песка,  с  мелкой  гори¬
зонтальной  слоистостью.  Местами  под  валунными  суглинками
обнажается  толща  желтых,  слегка  глинистых  мелкозернистых
песков  с  горизонтальной  слоистостью,  выраженной  за  счет
прослойков  серого  глинистого  песка,  или  толща  средне-  и  раз¬
нозернистых  песков  с  редкими  горизонтально  вытянутыми
линзочками  обуглившейся  древесины.  В  ярах,  где  видно  несо¬
гласное  залегание  осадков  ширтинского  горизонта  на  размы¬
той  поверхности  самаровской  морены,  в  его  нижней  части  на¬
блюдаются  прослои  гравия  и  реже  галечника.
 В  бассейнах  pp.  Каральки  и  Ватыльки  автором  описана
мощная  (до  40  м)  толща  песков  и  суглино-супесей.  Эта  толща
залегает  на  размытой  и  неровной  кровле  валунных  суглинков
и  глин  самаровского  горизонта  и  перекрывается  песчанистой
тазовской  мореной,  сильно  обогащенной  валунно-галечным
материалом.  Толща  сложена  средне-  и  тонкозернистыми  пес¬
ками  серого  или  желтовато-серого  цвета,  с  волнистой,  косой  и
горизонтальной  слоистостью.  Пески  переслаиваются  с  крупно¬
зернистыми  песками,  супесями  и  небольшими  прослойками
суглинков.  По  р.  Ватыльке  эта  толща  чаще  включает  темно¬
серые  и  желтовато-серые  суглино-супеси  с  хорошо  выражен¬
ной  параллельно-горизонтальной  или  волнистой  слоистостью.
Редко  в  них  наблюдаются  небольшие  прослои  торфа.  В  одном
из  прослоев  автором  были  взяты  образцы,  из  которых  В.  П.
Никитин  определил  Mnium  sp.,  Sarex  sp.,  Juncus  cf.  arcticus
Willd.,  Rannunculus  cf.  hyperboreus  Rottb.,  Comarum  palustre
L.,  Potentilla  sp.,  Lonicera  altaica  Rail.,  Lysimachia  thyrsiflora
L.,  Sphagnum.  По  заключению  В.  П.  Никитина,  осадки  отла¬
гались  в  слабопроточном  заболоченном  водоеме.
 В  песках  ширтинского  горизонта,  обнажающихся  ло  р.  Ка-
ральке,  автором  описаны  линзы  торфа  (Земцов,  1957).  В
обнажении  левого  берега  (рис.  10)  вскрыт  прослой  торфа,  из
которого  В.  П.  Никитин  определил  следующие  семена  и  побе¬
ги  ископаемых  растений:  Selaginella  selaginoides  (L.)  Link.,
Picea  sp.,  Betula  sp.,  Pinus  sp.,  Juncus  cf.  lampocarpus  Ehrh.,
Ranunculus  hyperloreus  Rottb.,  Comarum  palustris  L.,  Viola
palustris.,  Lysimachia  thvrsifrora  L.,  Menvantes  trifoliata.
Б  этом  обнажении  выделяется  две  морены,  между  которыми
 59

залегают  пески  с  прослоем  торфа.  Пески  нами  считались  меж¬
ледниковыми.  В.  П.  Никитин  (1965)  характеризует  климат
^похи  существования  приведенной  флоры  как  суровый,  близ¬
кий  к  современному  климату  северной  тайги  или  даже  более
холодный.  Он  считает  более  вероятным  межстадиальный,  а  не
межледниковый  характер  отложений  ширтинского  горизонта.
Пески  этого  горизонта  обнажаются  в  ярах  по  pp.  Каральке  и
Ватыльке.  В  среднем  и  верхнем  течении  р.  Покольки  они
 Рис.  10.  Обнажение  по  р.  Каральке  с  двумя1  моренами.
 /  —  песок;  2—валунный  суглинок;  3  —  глина;  4  —  торф;  5  —  лин¬
зы  галечника;  6  —  осыпи  и  оползни;  7—  ископаемая  флора;  5  —рас¬
чистки;  места  взятия  образцов  на:  9  —  диатомовый  и  10  —  минера¬
логический  анализы
 описаны  Д.  И.  Голобоковым.  В  нижнем  течении  р.  Вантка-
иынь-Егана  в  правом  берегу,  высотою  35—40  м,  вскрываются
на  высоте  12—15  м  над  урезом  воды  слюдистые  тонкозерни¬
стые  пески  серого  цвета  с  прослоями  и  линзами  охристо-жел¬
того,  темно-серого  глинистого  песка.  Перекрываются  пески
тазовской  мореной  (рис.  11).  В  песках  и  тонкослоистых  гли¬
нах  Л.  А.  Пановой  обнаружены  и  определены  четвертичные
комплексы  спор  и  пыльцы.  Из  древесных  определены  сосна,
ель,  береза.  Преобладает  пыльца  двух  последних.  Из  трав  —
осоки,  злаки,  гречишные,  маревые,  гвоздичные,  бобовые,  люти¬
ковые,  кипрейные,  вересковые,  сложноцветные,  полыни.  По
мнению  Л.  А.  Пановой,  этот  комплекс  характерен  для  меж¬
ледниковья.
 В  верхнем  течении  р.  Покольки  Д.  И.  Голобоков  описал
тонкозернистые  ширтинсхие  пески  под  флювиогляциальными
отложениями.  В  песках  с  линзочками  растительного  детрита
 В. 	П.  Никитин  определил:  Fungi,  Brvales,  Sphagnum,  микро¬
споры  Selaginella  selaginoides,  пыльца  Picea  sect  Supiteca,
орешки  Carex  spp.,  Scirpus  sp.,  Betula  spp.,  Rumex  sp.,  семечки
Ranunculus  spp.,  Potentilla  sp.,  эндокарпии  Potamogeton.
 60

абс.Ьм
 Рис.  11.  Геологический  разрез  по  р.  Покольке.
Условные  обозначения  см.  к  рис.  10
 Обнаружено  много  переотложенных  форм  ископаемых  видов
«сымского»  комплекса,  а  также  две  переотложенных  макро¬
споры  Azolla  interglacialica  Nikit.  По  мнению  В.  П.  Никитина,
наиболее  вероятен  послесамаровский  возраст.
 3.  Тазовский  горизонт
 Ледниковые  и  флювиогляциальные  отложения  тазовского
оледенения  нами  также  впервые  были  выделены  в  бассейне
р.  Таза  (Шацкий,  1956;  Земцов,  1957,  1970;  Земцов  и  Шацкий,
1958,  1959,  1961).  Наиболее  полно  они  развиты  в  восточной  ча¬
сти  Сибирских  увалов,  занимающей  Таз-Вахское  между¬
речье,  в  бассейнах  левых  притоков  р.  Таза  —  Каральке,  Ва-
тыльке,  Покольке,  Тольке.  Морена  представлена  преимущест¬
венно  крупно-  и  разнозернистыми  песками  и  супесями  с  оби¬
лием  валунно-галечного  материала.  Валуны  имеют  размеры
До  1—2  м  в  диаметре.  Галька  и  валуны  отличаются  различной
степенью  окатанности.  Валунные  суглинки  встречаются  реже.
Более  песчаная  разновидность  морены,  как  правило,  приуро¬
чена  к  сниженным  и  размытым  склонам  водораздельных  плато
к  речным  долинам  или  к  краевым  холмисто-моренным  образо¬
ваниям.  На  наиболее  удаленных  от  рек  возвышенностях  хол¬
мистого  рельефа  морена  чаще  глинистая.  На  склонах  холмов
наблюдаются  грубозернистые  гравелистые  пески,  обогащен¬
ные  валунами  и  галькой  и  сцементированные  окислами  желе¬
за.  Тазовская  морена  отличается  от  самаровской  более  песча¬
нистым  механическим  составом,  петрографическим  составом
валунно-галечного  материала,  минералогическим  составом
тяжелой  фракции  песков  и  суглинков  —  увеличением  процента
рудных  минералов  и  уменьшением  эпидота  по  сравнению  с
составом  самаровской  морены.  В  некоторых  образцах  значи¬
тельно  преобладают  пироксены  —  до  92%  (Земцов,  1957,
 61

1959).  В  тазовской  морене  встречается  преимущественно  пыль¬
ца  плейстоценовых  растений,  в  самаровской  же  много  пере-
отложенной  пыльцы  из  пород  палеогена  и  верхнего  мела.  Не¬
сомненно,  что  формирование  тазовской  морены  шло  главным
образом  за  счет  разрушения  и  переотложения  пород  плейсто¬
ценового  возраста,  по  которым  двигался  ледник.
 Тазовская  морена  распространена  и  на  наиболее  высоких
отметках  Верхне-Тазовской  возвышенности,  например,  на
отметках  285  и  213  м,  где  шурфами  вскрываются  сразу  же  под
слоем  почвы  суглинки  и  супеси,  в  которых  много  валунно-га¬
лечного  материала.  Местами  морена  очень  песчанистая  и
представлена  валунными  грубозернистыми  песками.  В  ее  ми¬
нералогическом  составе  значительно  преобладают  пироксены
(до  66%).  Вещественный  состав  валунных  суглинков  и  песков,
весьма  типичен  для  ледниковых  отложений  северо-востока
равнины,  областью  сноса  которых  являлось  Средне-Сибирское
плоскогорье.  Эти  отложения  не  содержат  органических  остат¬
ков  и  нет  никаких  оснований  относить  их  к  осадкам  морского
или  ледниково-морского  генезиса  (Земцов,  1970).
 В  бассейне  р.  Покольки,  по  описанию  Д.  И.  Голобокова,
тазовская  морена  состоит  из  валунных  песков,  в  которых
наблюдаются  в  форме  неправильных  линз  галечники.  Послед¬
ними  слагаются  моренные  холмы.  Содержание  валунно-галеч¬
ного  материала  непосредственно  с  дневной  поверхности
достигает  50%.  Встречаются  валуны  до  1  м,  а  глыбы  до  3  м  в
диаметре.  Распределение  их  в  грубозернистых  песках  морены
более  или  менее  равномерное,  однако  местами  они  сосредото¬
чены  в  линзы  и  гнезда.  Неоднородная  тазовская  морена  и  в
верховьях  р.  Тольки,  где,  как  отмечает  Н.  В.  Григорьев,  она
сложена  песчанистыми  неслоистыми  комковатыми  суглинками
буровато-серого  цвета  и  глинистыми  ржаво-серыми  песками.
И  те  и  другие  с  обилием  валунно-галечного  материала  пре¬
имущественно  из  траппов.
 В  бассейне  р.  Худосеи,  по  pp.  Ширте  и  Печаль-кы,  по  дан¬
ным  С.  Б.  Шацкого  и  Ф.  И.  Кузнецова,  морена  неслоистая,
сильно  песчанистая.  Местами  в  песках  сосредоточено  много
валунов  и  галек,  сцементированных  окислами  железа  в  очень
плотный  конгломерат.  На  плохо  окатанных  валунах  видны
следы  ледниковой  полировки,  штрихи  и  шрамы.  Мощность
морены  достигает  30—35  м.  Положение  ее  в  разрезах  показа¬
но  на  рис.  9,  10,  11.  По  левым  притокам  р.  Таз  морена  залегает
на  аллювиальных  и  озерно-аллювиальных  ширтинских  песках,
очень  редко  на  самаровских  ледниковых  и  флювиогляциальных
отложениях.  В  верховьях  pp.  Таза  и  Пура  морена  замещается
флювиогляциальными  песками.  Там  же,  где  распространена
морена,  пески  залегают  в  ней  в  виде  линз  и  прослоев.  Флю¬
виогляциальные  отложения  —  это  обычно  среднезернистые
пески  серого  или  ржаво-желтого  цвета  с  косой  и  горизонталь¬
ной  слоистостью.  Более  широко  развиты  эти  пески  на  Таз-
 62

Вахском  междуречье,  к  югу  от  холмисто-моренных  возвышен¬
ностей.  Они  слагают  обширную  зандровую  равнину  в  бассей¬
нах  правых  притоков  р.  Вах  (рис.  12).  В  верховьях  притоков,
пески  грубозернистые,  с  гравием,  галькой  и  редкими  валуна¬
ми.  Часто  они  отличаются  весьма  пестрой  окраской,  сильно
ожелезнены.  Галечники  распространены  повсеместно  в  толще
песков,  местами  они  образуют  линзы,  которые  можно  видеть,
как  в  верхней  части  разреза  равнины,  так  и  в  нижней.  Скоп¬
ления  валунов  и  галек  наблюдаются  на  поверхности  равниньк
Местами  они  перекрывают  плащом  небольшие  вытянутые  а
 Оэерно-  аллювиальная
рабнана
 ЗанёроВая
раВнина
 Ж
 11?  t-  Н4  IъИьЯ’1  5  II  11  IIS
 Рис.  12.  Геологический  разрез  по  среднему  течению  р.  Кс-
лик-Егана.
 1—глина;  2—  суглинок;  3  —  песок;  4  —  линзы  торфа;  5  —
валунный  суглинок;  6  —  покровные  отложения
 меридиональном  направлении  холмы.  Мощность  галечников*
достигает  0,5  м.  Гальки  в  изобилии  встречаются  на  всех  обна¬
женных  участках  равнины.  Такие  холмы,  сложенные  песком  с
галькой  и  валунами,  автором  наблюдались  по  правым  прито-
кам  р.  Агана  и  на  Аган-Пурском  водоразделе.  По  мере  удале¬
ния  к  югу,  к  долине  pp.  Ваха  и  Агана,  пески  становятся  более
мелкозернистыми,  горизонтальнослоистыми,  количество  и  раз¬
меры  валунно-галечного  материала  значительно  сокращаются.
Наконец  он  исчезает  полностью,  а  пески  замещаются  супеся¬
ми  с  мелкой  горизонтальной  слоистостью.
 Пески  плащеобразно  перекрывают  огромные  пространства
и  ни  в  коем  случае  не  могут  быть  названы  аллювиально-озер¬
ными  или  аллювиальными.  В  них  нет  деления  на  русловой  и
пойменный  аллювий,  как  это  характерно  для  всех  террас,  раз¬
витых  в  долинах  названных  выше  рек.  Пески  обычно  плохо
отсортированы  и  слабо  окатаны.  В  песках  нет  морской  или
пресноводной  макро-  и  микрофауны.  В  образцах  найдена  еди¬
ничная  пыльца  плейстоценовых  и  более  древних  растений.
Спорово-пыльцевые  спектры  получены  только  из  тонкозерни¬
стых  песков  и  супесей  на  юге  вблизи  долины  р.  Ваха,  в  част¬
ности,  по  р.  Колик-Егану.
 63

Автором  были  взяты  пробы  на  спорово-пыльцевой  анализ,
который  выполнен  Т.  Д.  Боярской.  На  диаграмме  (рис.  13)
отчетливо  намечается  снизу  вверх:  а)  конец  ширтинского  меж¬
ледниковья,  представленный  темнохвойной  еловой  тайгой,  где
древесные  породы  составляли  более  50%,  среди  которых  отме¬
чается  высокий  процент  ели  (до  23%);  б)  время,  синхронное
тазовскому  оледенению  (стадии),  когда  на  берегах  водоемов
развивалась  перигляциальная  растительность.  Содержание
древесной  пальцы  .в  спектре  не  превышает  20%,  из  них  на  до¬
лю  карликовой  березы  приходится  50—75%.  По  заключению
Т.  Д.  Боярской,  во  время  накопления  отложений  средней  час¬
ти  разреза  растительность  отличалась  теми  чертами,  которые
характерны  для  современной  зоны  тундры  или  лесотундры:
слабая  облесенность,  преобладание  кустарниковых  видов  бе¬
резы  и  ольхи,  значительное  участие  в  растительном  покрове
травяных  группировок  наряду  с  заболоченностью,  специфиче¬
ские  виды  споровых  растений.
 Мощность  флювиогляциальных  отложений  в  пределах
зандровой  равнины  достигает  10—20  м.  Залегают  они  на  отло¬
жениях  ширтинского  и  тобольского  горизонтов,  на  размытой
самаровской  морене.  Перекрываются  они  тонким  плащом  тор¬
фяников  в  заболоченных  местах  или  эоловыми  песками  на
холмах.
 Бахтинский  надгоризонт
внеледниковой  зоны
 Во  внеледниковой  зоне  Среднего  Приобья  надгоризонт
включает  также  самаровский,  ширтинский  и  тазовский  гори¬
зонты,  отложения  которых  распространены  на  Обь-Иртыш-
ском  и  Обь-Енисейском  междуречьях.
 Отложения  самаровского  горизонта  в  приледниковой  и  вне¬
ледниковой  зонах  Среднего  Приобья  обнажаются  в  ярах  по
левому  берегу  р.  Оби  у  сс.  Кривошеина,  Соколовки,  Амбарце-
ва,  Обского,  Карги,  Вертикоса,  Прохоркина,  а  также  по  мно¬
гим  притокам  р.  Оби.  Они  вскрыты  сотнями  скважин  в  бассей¬
нах  Чаи,  Парабели,  Васюгана,  Ильяка,  Кети,  Тыма,  Пайду-
гиной,  Киевского  Егана,  Ларь-Егана,  Трайгородской  и  других
рек.  Абсолютные  отметки  подошвы  отложений  горизонта  в
районе  с.  Кривошеина  достигают  80  м,  в  низовьях  р.  Васюгана
снижаются  до  60  м,  а  в  Вахском  Приобье  —  до  50  м.  Залегают
отложения  преимущественно  на  аллювиальных  тобольских
песках,  заполняющих  очень  широкую  (до  300—350  км)  долину
пра-Оби  и  долины  ее  притоков.  Контакт  самаровских  глин  и
суглинков  с  подстилающими  их  тобольскими  песками  обычно
прослеживается  хорошо  по  литологии  и  спорово-пыльцевым
спектрам.  Однако  отложения  горизонта  развиты  не  только  в
долинах  великих  прарек,  но  и  выходят  за  их  пределы,  где  со
стратиграфическим  несогласием  залегают  на  размытой  кровле
 64

sajofiig
 uintpodinfij
 avMvipodyod
 штг$оцй$
 ngsjfaj
 опшэру
 авээпцюёоиэцэ
 aojJDiad/ij
 тшштд
 MeDtftUOHCBJ
 ы/svujy
 Ю/2/f/S  snujd
X3JV2
snujy
 subu  щщэд
 jBfjy  vjnfdg
SJlfMtyS  S/JUJd
VJJtf
 imxonnkgo
 5  Заказ  2770
 65
 Рис.  13.  Спорово-пыльцевая  диаграмма  обнажения  725  по  р.  Колик-Егану.
 1  —  сумма  пыльцы  древесных  пород;  2  —сумма  пыльцы  трав;  3  —  сумма  спор

пород  палеогена  и  неогена.  В  бассейне  р.  Васюгана  они  лежат
на  осадках  абросимовской  свиты  (рис.  5,  а).
 Самаровский  горизонт  представлен  преимущественно  су¬
глинками  и  глинами,  редко  переслаивающимися  с  прослоями
супесей  и  песков.  В  ряде  обнажений  в  основании  горизонта
залегают  тонкоотмученные  иловатые  глины  с  ясной  ленточной
слоистостью.  Цвет  глин  чаще  бурый,  с  зеленоватым  оттенком.
Выше  по  разрезу  слоистость  более  разнообразная  и  отражает
гранулометрический  состав  глин.  Местами  глюкы  и  суглинки
переслаиваются  с  песками  или  прослоями  до  0,5—1  см,  обога¬
щенными  растительным  детритом.  Реже  виден  постепенный
фациальный  переход  и  горизонтальная  слоистость  сменяется
косой  и  наклонной.  В  обских  ярах  глины  «мылкие»,  пластич¬
ные,  липучие  и,  по  мнению  В.  П.  Никитина,  несут  все  признаки
осадков  холодного  климата.  Суглинки  и  глины  Амбарцевского
яра  имеют  повышенную  плотность.  Среднее  значение  объемно¬
го  веса  их  скелета  составляет  1,54—1,71  г/см3,  что  также  свя¬
зывается  с  относительно  холодными  условиями  времени  обра¬
зования  этих  осадков  (Черноусов,  1966).  Местами  ленточно¬
слоистые  глины  постепенно  переходят  в  груболенточные
комковатые  суглинки.  В  глинах,  обнажающихся  по  правому
берегу  р.  Парбига,  ниже  с.  Ярки,  видны  следы  мерзлотного
смятия  слоев,  а  иногда  порода  имеет  разнообразный  механи¬
ческий  состав.  Она  очень  плотная,  с  кусками  торфяной  массы
(местная  морена  Ильина).  Здесь  же  были  обнаружены  бивни
мамонта.  Глины  содержат  мелкие  окатыши  и  плохо  определи¬
мые  обломки  раковин  пресноводной  фауны.  В  глинах  имеются
также  линзы  торфяников,  которые  местами  переходят  в  погре¬
бенную  почву  болотного  типа.  Суглинки  и  глины  часто  карбо-
натны.
 Отложения  горизонта  бедны  костными  остатками  млекопи¬
тающих.  По  р.  Чае,  у  д.  Прорвы,  из  глин  Е.  Я.  Горюхиным
извлечены  два  нижних  зуба  и  клык  лошади  Equus  caballus
sub.  sp.  По  заключению  Э.  А.  Вангенгейм,  подвид  лошади
определить  ло  этим  остаткам  затруднительно,  но  общий  облик
остатков  не  противоречит  отнесению  вмещающих  их  отложе¬
ний  к  самаровскому  времени.  Находка  зуба  Mammuthus
trogonterii  у  с.  Кривошеино  свидетельствует  также  о  форми¬
ровании  отложений  в  эпоху  самаровского  оледенения.
 В  отложениях  горизонта,  «вскрытых  скважиной  у  с.  Фомин-
ки,  взято  36  образцов  в  интервале  глубин  5—19  м.  По  заклю¬
чению  А.  И.  Стрижовой,  в  спектрах  преобладает  лыльца  трав
(более  60%).  На  долю  семейства  осоковых  приходится  25—
50%  и  злаковых  10—15%.  Много  пыльцы  ксерофитов  из  се¬
мейств  маревых  (до  20%)  и  сложноцветных  с  родом  полыней.
Есть  пыльца  представителей  крестоцветных  и  камнеломковых.
Среди  древесной  преобладает  пыльца  березы  (до  50%)  с  уча¬
стием  карликовой  березы  (до  20—40%),  кедра  (до  20%),  ели
и  пихты.  В  группе  спор  доминируют  споры  зеленых  мхов
 66

(50—80%).  Имеются  споры  сфагновых  мхов  и  плаунов,  глав¬
ным  образом  индикаторов  холодного  климата  Lycopodium
pungens  La  Pyl.,  L.  appressum  (Desy)  Petz.,  L.  alponum,
Selaginella  sibirica  (Milde)  Hieron,  Botrychium.  Эти  спектры
отражают  холодные  условия  времени  формирования  осадков.
 В  бассейне  р.  Чаи  спорово-пыльцевые  комплексы  из  отло¬
жений  горизонта  бедны  и  характеризуют  холодный  климат
ледниковья,  когда  Чаинское  Приобье  располагалось  в  пери-
гляциальной  зоне,  где  господствовали  тундра  и  лесотундра  с
замшелыми  участками,  а  также  обширные  мелководные  водое¬
мы  типа  современных  пойменных  разливов.  В  последних  отла¬
гались  глины,  супеси  и  суглинки  с  тонкой  волнистой,  перистой
и  перекрестной  слоистостью.
 По  заключению  М.  Р.  Вотах,  А.  И.  Стрижовой  и  С.  С.  Су-
хоруковой,  спорово-пыльцевые  спектры  из  самаровских  глин
Амбарцевского  и  Соколовского  яров  «свидетельствуют  о  по¬
степенном  исчезновении  еловых  лесов  и  замещении  их  расти¬
тельным  покровом  типа  современной  лесотундры»  (1966,  стр.
441).  В  спектрах  преобладает  пыльца  березы,  сосны;  меньше
пыльцы  ели  и  сибирского  кедра.  В  отложениях  Амбарцевского
яра  много  (до  50%)  пыльцы  кустарниковой  березы,  меньше
(до  20%)  —ольхи  и  ольшаника.  Среди  пыльцы  трав  преобла¬
дает  пыльца  ксерофитов  (полыни  и  маревые).  Из  споровых
много  зеленых  мхов  (до  60%),  меньше  папоротников  (до
20%)  и  сфагновых  мхов  (до  15%).  Много  также  индикаторов
холодного  климата.
 Общим  для  всех  спектров  из  отложений  самаровского  гори¬
зонта  является  преобладание  пыльцы  трав,  среди  которых
доминирует  пыльца  семейств  осоковых  (до  60%)  и  злаковых
(20—30%).  Среди  спор  преобладают  представители  зеленых
мхов  (до  90%).  Пыльца  древесных  пород  составляет  всего
20—30%  от  общего  количества  зерен  спектра.  На  долю  пыль¬
цы  березы  приходится  до  80%,  пыльца  сосны  и  ели  единична.
Характерны  представители  растений  —  индикаторов  холодно¬
го  климата.  Из  трав  это  крестоцветные  (арктические  виды),
камнеломковые  и  синюховые;  из  спор  —  плаунок  альпийский;
кз  группы  древесных  пород  —  карликовая  береза.  Подобные
спектры  свидетельстуют  о  лесотундровой  растительности  и
характеризуют  холодный  климат  эпохи  самаровского  оледе^
нения.
 Этот  вывод  подтверждается  и  палеокарпологическими  дан-
#  ными  В.  П.  Никитина  по  Амбарцевскому  яру.  Анализируя  про¬
бы  из  суглинков  с  погребенными  болотными  почвами  и  линза¬
ми  торфяников,  а  также  из  тонкослоистых  ленточноподобных
суглинков,  В.  П.  Никитин  установил,  что  данная  пачка  суглин¬
ков  накапливалась  во  время,  которое  отражает  смену  темно¬
хвойной  растительности  светлохвойной  и  затем  тундровой  рас¬
тительностью.
 Микрофауна  из  отложений  самаровского  горизонта  Амбар-

невского  яра  изучалась  В.  Я.  Липагиной  и  Т.  А.  Казьминой
(1969),  которые  в  интервале  глубин  10—24  м  выделили  четыре
видовых  ассоциации  остракод  (рис.  14).  Близки  между  собой
 I, 	II  и  IV  ассоциации,  имеющие  большое  разнообразие  видов,
вероятно,  отражающих  изменения  фациальной  обстановки.
Например,  во  II  ассоциации  появляются  сугубо  пресноводные
остракоды  (род  Limnocythere)  наряду  с  эвригалинными  и
звритермными  формами,  характерными  для  I  ассоциации.  В
 2
 о
 о
 Я
 со
 2
 «о
 о
 т
 г
 t
 1
 1]
 .*1
 1
 I
 |
 1
 1
 1
 1
 1
 1
 §
 1
 Candona  zoshata
 f
 1
 Candona  caudata
 1
 1
 1
 §
 t
 I
 N
 1
 f
 N
 •5Э
 1
 С
 |
 |
 f
 N
 1
 I
 t
 1
 1
 6
 12
 II
 uu
 Гг
 V  ’«
•
 9
 f
 IV
 16
 •5
 •6
 •7
 (
 <
 4
 <
 ш
 20
 j
 го
 j
 I
 if
 2E
 ,D
 22
 <
 <■
 <
 4
 •
 «  <
 J
 2*
 &
 гэ
 м
 <
 С
 <
 <
 <
 Рис.  14.  Литолого-стратиграфическая  колонка  яра  у  с.  Амбарцева
на  левом  берегу  р.  Оби  и  вариационные  кривые  распространения  ви¬
дов  остракод  (по  В.  Я.  Липагиной  и  Т.  А.  Казьминой,  1969)
 III  происходит  яочти  полное  исчезновение  всех  видов  остра¬
код,  за  исключением  жизнеспособного  в  холодных  условиях
рачка  Cytherissa  lacustris  Sars,  свидетельствующего  о  холод¬
ном  климате  времени  осадконакопления.  Для  IV  ассоциации
снова  характерно  разнообразие  видов  остракод.  Таким  обра¬
зом,  перечисленные  ассоциации  отражают  осадконакопление
в  период  максимального  похолодания  климата  (III)  и  условия
менее  холодные,  переходные  к  тобольскому  (I  и  II)  и  ширтин-
скому  (IV)  межледниковьям.
 Разнообразнее  микрофауна  глин,  вскрытых  скважиной  у  *
д.  Фоминки  на  глубине  12,5  м.  Т.  А.  Казьмина  обнаружила
здесь  богатый  комплекс  остракод,  близкий  к  I  и  II  ассоциа¬
циям  Амбарцевского  яра.  Ею  определен  комплекс  с  характер¬
ными  видами  Candona  Candida  (Muller),  .  Limnocythere
dorsotuberculata  Negadaev.  Кроме  того,  комплекс  отличается
массовостью  Candoniella  subellisoida  (Scharapova),  а  также
 66

разнообразием  видового  состава  рода  Candona.  Все  это  вмес¬
те  взятое  позволяет  по  микрофауне  данные  глины  отнести  к
среднеплейстоценовому  времени.  В  образцах  пород,  собран¬
ных  автором  в  ярах  у  сс.  Обского  и  Новостройки  (против
с.  Могочина),  Т.  А.  Казьмина  определила  характерные  для
зтвго  комплекса  Cytherissa  lacustris  Sars.,  Limnocythere
postconcava  Negadaev,  L.  manjetschenens  Negadaev,  L.
dorsotuberculata  Negadaev,  L.  sp.  1,  L.  grinfeldi  Liepin.  Дан¬
ный  комплекс  соответствует  пойменно-озерным  отложениям  и
не  сопоставляется  с  комплексом  остракод  из  скважины  у
с.  Фоминки.  Он  отражает  осадконакопление  при  более  холод¬
ном  климате.
 В  составе  тяжелой  фракции  самаровских  отложений  пре¬
обладают  эпидот  и  цоизит  (30—46%),  рудные  минералы  (до
40%)  и  роговая  обманка  (до  20%).  В  отличие  от  тобольских
песков  в  этих  отложениях  выход  тяжелой  фракции  составляет
обычно  0,37—0,67%,  в  ней  содержится  больше  эпидота-цоизи-
та  и  роговой  обманки,  состав  фракции  существенно  меняется
в  зависимости  от  фациалъных  особенностей  отложений.
 Самаровские  отложения  в  Среднем  Приобье  перекрывают¬
ся  ширтинско-тазовскими.  Граница  между  ними  прослежива¬
ется  по  гранулометрическому  составу,  но  не  всегда  четко.
Абсолютные  отметки  подошвы  самаровского  горизонта  колеб¬
лются  в  пределах  50—80  м,  а  кровля  —  от  80  до  100  м.  Мощ¬
ность  их  не  превышает  25—30  м.
 В  низовьях  р.  Иртыша  отложения,  синхронные  самаровско¬
му  оледенению,  объединяются  в  чурьшскую  и  казаковскую
свиты  (Волкова,  1966).  Первая  развита  непосредственно  в
приледниковой  зоне  и  состоит  из  трех  пачек:  нижней  —  гори¬
зонтально-слоистые  пылеватые  суглинки,  средней  —  оскольча-
то-плитчатые  супеси  и  верхней  —  песчано-суглинистой.  Споро¬
во-пыльцевые  спектры  из  нижней  пачки  указывают  на  разви¬
тие  лесотундровой  растительности  во  время  формирования
осадков.  Спектры  средней  пачки  отражают  смену  лесотундро¬
вой  растительности  тундровой.  Верхняя  пачка  формировалась
в  условиях  тундровых  и  тундро-степных  ландшафтов.  Обнару¬
жены  раковины  остракод  Cytherissa  lacustris  Sars,  Candoniella
cf.  Schubinae  Mand.,  Limnocythere  dorsotuberculata  Negadaev
преимущественно  в  личиночной  стадии  развития,  что  свиде¬
тельствует  о  неблагоприятных  условиях  обитания  в  холодных
водоемах  (Волкова,  1966).
 Во  внеледниковой  зоне  развита  казаковская  свита,  отло¬
жения  которой  наиболее  полно  представлены  в  широтном  уча¬
стке  течения  р.  Иртыша.  Залегают  они  на  песках  тобольского
горизонта  и  перекрываются  отложениями  колтьгрминской  сви¬
ты.  Мощность  казаковской  свиты  колеблется  от  5  до  15  м.
Сложена  она  плотными  суглинками  с  линзовидными  включе¬
ниями  желтых  мелкозернистых  песков  и  мелкой  гальки.  Кров¬
ля  суглинков  разбита  клиньями,  выполненными  гумусирован-

ной  супесью.  Ниже  залегает  песок,  переслаивающийся  с  су¬
глинками.  В  основании  часто  вскрывается  гумусированная  су¬
песь.
 •Остракоды  Candoniella  albicans  Brady,  С.  Schubinae
Mand.,  Cytherissa  lacustris  Sars  обнаружены  в  личиночной
стадии  развития.  Обитали  они  в  неблагоприятных  условиях
дри  холодном  климате.  Этот  вывод  подтверждается  и  спектра¬
ми,  где  основу  составляет  пыльца  трав  и  споры,  а  содержание
древесной  пыльцы  не  превышает  20%.  Отложения  этой  свиты
формировались  в  озерных  водоемах,  что,  по  мнению  В.  С.  Вол¬
ковой,  доказывается  широким  распространением  горизонталь¬
но-слоистых  суглинков  и  супесей,  наличием  вивианита  и  прес¬
новодных  диатомей.  Осадконакапление  происходило  при  хо¬
лодном  климате:  толща  разбита  мерзлотными  клиньями  и
изобилует  криотурбациями.
 Южнее,  в  Томском  Приобье,  отложения  самаровского  го¬
ризонта  делятся  М.  П.  Нагорским  на  нижнесамаровскую  (гли¬
ны  и  сизые  суглинки),  среднесамаровскую  (бурые  тяжелые
суглинки  и  глины)  и  верхнесамаровскую  (глины  и  сизые  су¬
глинки)  подсвиты.  Глины  и  суглинки  у  с.  Ярского  отличаются
тонкой  ленточной  слоистостью,  местами  в  них  много  фитодет¬
рита.  Отсюда  П.  А.  Никитин  определил  семенную  флору,  сви¬
детельствующую  о  формировании  осадков  в  условиях  холод¬
ного  климата  ледниковой  эпохи  (Нагорский,  1962).
 Мощность  отложений  самаровского  горизонта  достигает  в
среднем  50  м.  Однако  в  обнажениях  по  берегам  рек  отложения
значительно  размыты  и  сохранилась  лишь  их  нижняя  часть.
 Разрез  среднеплейстоценовых  равнин  Среднего  Приобья
венчает  толща  ширтинско-тазовского  горизонта,  которая  со¬
гласно  или  с  весьма  слабым  размывом  залегает  на  отложениях
самаровского  горизонта  и  местами  на  заболоченных  площадях
перекрывается  маломощным  слоем  озерно-болотных  образова¬
ний  верхнего  плейстоцена  и  голоцена.  Отложения  горизонта
распространены  примерно  на  тех  же  площадях,  что  и  сама¬
ровского.  Их  кровля  совпадает  с  современной  орографической
поверхностью,  а  абсолютные  отметки  подошвы  колеблются  в
пределах  70—90  м.  Расчленить  горизонт  на  ширтинский  и  та-
зовский  и  отделить  его  от  нижележащих  отложений  не  всегда
возможно.  Лишь  в  отдельных  скважинах  и  обнажениях  грани¬
ца  его  с  нижележащими  отложениями  прослеживается  четко.
 На  юге  Среднего  Приобья,  в  бассейне  р.  Чаи,  отложения
ширтинско-тазовского  объединенного  горизонта  представлены
суглинками  и  глинами  с  характерным  для  них  бурым  и  темно¬
серым  цветом.  Слоистость  в  них  плохо  заметна.  Глины  и  су¬
глинки  плотные,  со  слабо  выраженной  волнистой  слоистостью,
с  прослоями  погребенных  почв.  В  обнажениях  верхняя  часть
суглинков  образует  отвесную  стенку,  разбитую  на  вертикаль¬
ные  призматические  отдельности
 В  Амбарцевском  яру  ширтинский  и  тазовский  горизонты
 та

хорошо  отделяются  друг  от  друга.  Первый  сложен  горизон¬
тально-  и  линзовидно-слоистыми  карбонатными  супесями,  пе¬
реслаивающимися  с  прослоями  суглинков  и  песков.  Последние
приурочены  к  нижней  части  горизонта,  содержат  в  основании
глинистые  окатыши,  растительный  детрит  и  обломки  раковин.
Для  песков  характерна  тонкая  волнистая,  линзовидная  или
полого-косая  слоистость.  От  основания  горизонта  выше  по
разрезу  пески  становятся  мелко-  и  тонкозернистыми  и  сменя¬
ются  супесями  и  иловатыми  суглинками.  Второй  (тазовский)
горизонт  сложен  желтовато-серыми  суглинками  и  глинистыми
прослоями,  со  столбчатой  отдельностью,  с  тонкой,  едва  замет¬
ной  плетенчатой  или  волнистой  слоистостью,  с  известковисты-
ми  стяжениями  и  журавчиками,  с  сильно  гумусированными
прослоями.  Из  ширтинского  горизонта  В.  П.  Никитин  опреде¬
лил  бедную  в  видовом  отношении  семенную  флору  (42  вида),
в  составе  которой  нет  теплолюбивых  видов  и  очень  редко
встречаются  покрытосеменные.  Обнаружены  мегаспоры
Selaginella  selaginoides  (L.)  Link  и  семена  Juncus  arcticus
Willd.  В.  П.  Никитин  считает,  что  отложения  с  этой  флорой
формировались  в  условиях  прохладно-холодного  климата,  ви¬
димо,  более  сурового,  чем  современный.  В  спорово-пыльцевом
спектре  из  этих  отложений  А.  И.  Стрижовой  определены  ель  и
в  меньшем  количестве  сосна,  кедр  и  береза.  По  ее  мнению
спектр  отражает  одну  из  фаз  развития  растительности  —  ело¬
вую  тайгу  с  (примесью  сосны,  кедра  и  березы.  Из  тазовского
горизонта  Амбарцевского  яра  получены  спектры,  где  преобла¬
дает  пыльца  трав,  особенно  осоковые  (до  40%)  и  споры  зеле¬
ных  мхов  (до  90%).  Эти  спектры  свидетельствуют  о  похолода¬
нии  климата  и  существовании  тундры.  Из  тазовского  горизон¬
та,  вскрытого  в  яре  «Кулайка»  на  р.  Чае  у  с.  Подгорного,
Р.  Л.  Костицына  определила  спорово-пыльцевой  спектр,  где
также  значительно  преобладают  зеленые  мхи.  Пыльца  древес¬
ных  пород  очень  малочисленна  —  это  единичные  зерна  березы,
сосны,  кедра.  Ею  рисуется,  на  основе  этого  спектра,  ландшафт
открытых  заболоченных  пространств  с  очень  редким  древо¬
стоем.
 Таким  образом,  отложения  ширтинского  горизонта  образо¬
вались  в  условиях  более  умеренного  климата,  когда  произрас¬
тала  еловая  тайга,  а  отложения  тазовского  —  при  суровом
холодном  климате,  когда  была  широко  распространена  тундро¬
вая  и  лугово-разнотравная  растительность  с  редким
древостоем.
 Из  отложений  яра,  расположенного  на  левом  берегу  р.  Оби
против  пос.  Могочино,  автором  были  отобраны  образцы  на
микрофауну.  В  них  Т.  А.  Казьминой  обнаружены  разнообраз¬
ные,  но  малочисленные  (по  1—5  створок)  остракоды,  среди
которых  преобладали  виды  Limnocythere  postconcava  Neg.,  L.
manjetschensis  Neg.,  L.  dorsotuberculata  и  в  группе  с  ними
Cytherissa  lacustris  Sars.  Перечисленные  виды  рода  Limno-
 71

cythere  в  отложениях  равнины  начали  развиваться  еще  в  сред¬
нем  и  продолжают  свое  развитие  в  верхнем  плейстоцене.
Однако  этот  комплекс,  судя  также  и  по  положению  осадков  в
разрезе,  более  молодой  по  сравнению  с  приведенным  выше
комплексом  самаровского  горизонта.  Наличие  Cytherissa
lacustris  Sars  свидетельствует  о  холодном  климате  времени
осадконакопления.
 На  севере  Среднего  Приобья  отложения  ширтинского  и  та¬
зовского  горизонта  вскрыты  скважинами  и  наблюдались  нами
в  обнажениях  во  время  геологической  съемки  в  1967—1971  гг.
И  здесь  послесамаровскую  толщу  трудно  разделить  на  шир¬
тинский  и  тазовский  горизонты.  Поэтому  на  разрезах  (рис.  5—
6)  их  граница  показана  условно.  На  водоразделе  pp.  Ларь-
Егана  и  Васюгана,  скв.  91  пробурены  отложения  обоих  гори¬
зонтов.  Тазовский  сложен  плотными  тонкослоистыми  глинами
от  темно-коричневого  до  серого  цвета  с  зеленоватым  оттенком.
Вниз  по  разрезу  они  сменяются  тонкослоистыми  суглинками
темно-серого  цвета,  с  включением  фитодетрита  и  ракушек.
Суглинки  ниже  снова  переходят  в  плотные  тонкослоистые  гли¬
ны  темно-коричневого  цвета  с  фитодетритом.  Из  керна  этих
отложений  Л.  И.  Кондинской,  Р.  П.  Костицыной,  К.  А.  Мерку¬
ловой  и  А.  И.  Стрижовой  получен  спектр,  для  которого  харак¬
терно  господство  спор  зеленых  мхов  (до  90%).  На  долю  пыль¬
цы  трав  (осоковые  и  злаковые)  и  древесных  пород  (береза,
сосна,  кедр)  приходится  соответственно  10%  и  20—25%.
Обнаружены  индикаторы  холодного  климата,  представленные
пыльцой  ольховника,  полярной  ивы  и  карликовой  березы.
Содержание  последней  достигает  60—80%  от  древесной  пыль¬
цы.  Ширтинский  горизонт,  вскрытый  этой  скважиной,  вклю¬
чает  толщу  переслаивающихся  супесей,  суглинков  темно-серо¬
го  цвета  с  коричневым  оттенком,  с  растительной  сечкой  и  мес¬
тами  с  линзочками  песка.  Наиболее  полные  спектры  ширтин¬
ского  горизонта  получены  Г.  Ф.  Букреевой,  В.  П.  Полещук  и
Е.  В.  Юдиной  из  отложений,  описанных  автором  на  правом
берегу  р.  Ларь-Егана  (рис.  8).  В  спектре  этих  отложений  рез¬
ко  возрастает  (до  90%)  количество  древесной  пыльцы  и  умень¬
шается  количество  пыльцы  карликовой  березы.  Во  время  фор¬
мирования  отложений  горизонта  произрастали  березово-сос¬
новые  леса  с  полынно-злаковыми  ассоциациями.  Климат  был
близок  к  современному.  Это  потепление  климата  после  сама¬
ровского  оледенения  соответствует,  по  заключению  палиноло¬
гов,  ширтинскому  времени.
 Выделяется  ширтинский  горизонт  в  обнажении  Чагина
Яра.  Он  включает  преимущественно  суглинки  темно-серого
цвета  с  белесой  присыпкой  мелкозернистых  песков  по  плоско¬
стям  напластования.  Хорошо  выражены  зеркала  скольжения.
Эти  суглинки  выше  сменяются  плотными  монолитными  су¬
глинками  с  конкрециями  сидерита,  а  затем  —  суглинками  с
отчетливо  выраженной  тонкой  слоистостью  с  гнездами  ожелез-
 7*

ненных  песков  между  плоскостями  напластования  и  мелкими
глинистыми  окатышами.  Суглинки  перекрываются  мелкозер¬
нистым  песком.  На  спорово-пыльцевой  диаграмме  ширтинско-
тазовых  отложений  в  Чагинском  яру  отражено  изменение*
растительного  покрова,  связанное  с  потеплением  и  похолода¬
нием  климата.  Спектры  тазовского  похолодания  отвечают  ле¬
сотундровой  растительности  с  сосново-березовым  редколесьем
при  господстве  открытых  заболоченных  пространств  с  карли¬
ковой  березой.  Содержание  пыльцы  последней  достигает  80%.
Ширтинские  суглинки  формировались  в  условиях  более  тепло¬
го  климата,  когда  произрастала  лесная  растительность,  в  со¬
ставе  которой  доминировали  ель,  береза  и  кедр  (Сухорукова,
Мизеров,  1963).  Существенно  отличаются  ширтинские  и  тазов-
ские  отложения  яра  и  по  физико-механическим  свойствам.
Тазовские  суглинки  имеют  повышенное  значение  объемного*
веса  скелета  (1,67—1,54  г/см3).  Для  ширтинских  это  значение
равно  1,34—1,39  г/см3,  что  позволяет  С.  П.  Абрамову  говорить
 о 	более  холодном  климате  времени  формирования  тазовских
суглинков.
 По  гранулометрическому  составу  отложения  объединенно¬
го  горизонта  отличаются  от  самаровских  меньшим  содержа¬
нием  пелитовых  частиц  и,  в  свою  очередь,  делятся  на  две  час¬
ти:  нижнюю  (ширтинскую)  —преимущественно  мелкозернис¬
тые  супеси  и  верхнюю  (тазовскую)  —  переслаивание  тяжелых,,
средних  и  реже  легких  суглинков,  прослоев  глин  с  увеличе¬
нием  легких  разностей  к  подошве.  В  минералогическом  соста¬
ве  тяжелой  фракции  отложений  этого  горизонта,  как  и  в.
самаровских  глинах,  преобладают  малоустойчивые  и  неустой¬
чивые  минералы:  эпидот-цоизит  (31,6—42,6%),  зеленая  рого¬
вая  обманка  (21,8—33,7%).  Очень  мало  пироксенов.
 Итак,  в  отложениях  ширтинско-тазовского  горизонта,  хотя
и  не  так  четки,  как  в  тобольских  и  самаровских,  но  ощутимы
изменения  в  развитии  растительности,  связанные  с  потепле¬
ниями  и  похолоданиями  климата.  Последние  существенно*
сказались  на  условиях  осадконакопления,  фациальных  осо¬
бенностях  и  свойствах  отложений.
 В  низовьях  р.  Иртыша  В.  С.  Волковой  (1966)  выделяются
отложения  колтырминской  и  Преображенской  свит,  которые
залегают  на  отложениях,  синхронных  эпохе  самаровского  оле¬
денения,  и  соответствуют  ширтинско-тазовскому  горизонту
Среднего  Приобья.  Колтырминская  свита  сложена  преимуще¬
ственно  супесями  с  включением  песчаных  линз  и  веточек  обуг¬
ленных  растений.  Местами  в  ооновании  свиты  залегает  погре¬
бенная  почва  (пос.  Казаковка),  которая  перекрывается
мелкозернистыми,  хорошо  отсортированными  и  окатанными
песками  с  включением  углистых  частиц  и  намывного  детрита.
Минералогический  состав  их  сходен  с  составом  подстилающих
отложений  и  отличается  от  последнего  лишь  отсутствием  опа¬
ла  и  наличием  переотложенного  глауконита.  Из  гумусирован-
 73

.пых  супесей  (погребенной  почвы)  П.  А.  Никитин  определил
флору  покровного  комплекса.
 Из  залегающего  в  основании  колтьгрминской  свиты  погре¬
бенного  торфяника  (пос.  Горная  Суббота)  В.  П.  Никитиным
обнаружены  семенные  флоры,  основу  которых  составляют
травянисто-кустарничковые  формы.  Климат  времени  произ¬
растания  этих  флор  был  не  холоднее  современного.  Преобра¬
женская  свита  включает  покровные  лёссовидные  супеси  и  су¬
глинки,  которые  венчают  разрезы  Тобольского  «материка»  с
абсолютными  отметками  до  125  м.  Отметки  же  их  подошвы
в  обнажениях  ino  р.  Иртышу  колеблются  от  70  до  83  м.  От  ни¬
жележащих  колтырминских  отложений  они  отделены  погре¬
бенными  почвами.  Неслоистые  пористые  лёссовидные  супеси
слабо  сцементированы  и  разбиты  на  крупные  вертикальные
блоки.  Механический  состав  их,  по  данным  В.  С.  Волковой,
сравнительно  легкий.  Преобладают  фракции  0,25—0,1  мм
(40%)  и  0,1—0,01  мм  (40%).  В  минералогическом  составе  тя¬
желой  фракции  преобладают  рудные  минералы  (34—56%),
эпидот  и  цоизит  (22—35%),  обыкновенная  обманка  (3—20%)
и  циркон  (до  6%).
 В  отложениях  не  обнаружена  микрофауна,  но  найдены
кости  мамонта  (поздний  тип)  и  шерстистого  носорога.  Споро¬
во-пыльцевые  спектры  по  видовому  составу  очень  бедны  и  ха¬
рактерны  для  тундры.
 Генезис  отложений  свиты  озерно-аллювиальный.  Формиро¬
вание  их  происходило  при  завершающемся  обмелении  и  осу¬
шении  озерного  бассейна.
 В  зоне  морских  трансгрессий  геологами  описывались  и
картировались  ледниковые  отложения  максимального  оледе¬
нения.  В.  Н.  Сакс  (1948, 	1953) 	в 	низовьях 	р. 	Енисея 	к 	ним
 относил  валунно-галечный  песчаный  горизонт  мощностью  бо¬
лее  20  м,  который  был  вскрыт  скважинами.  В.  Н.  Сакс  считал
его  продуктом  перемыва  морены.  В  бассейнах  pp.  Таза  и  Ту¬
рухана,  по  нашим  данным  (Земцов,  Шацкий,  1958),  морена
также  сильно  размыта  и  сохранилась  в  виде  грубо-  и  разно¬
зернистых  гравелистых  песков  с  обилием  валунно-галечного
материала,  нередко  сцементированного  железистыми  соедине¬
ниями  в  очень  плотный  конгломерат.  Единичные  выходы  по¬
следних  в  верховьях  р.  Б.  Хеты  описаны  В.  Н.  Соколовым
(1960)  и  автором.  Морена  вскрыта  скважиной  у  пос.  Тольки  в
интервале  глубин  20—67  м  и  представлена  плотными  комко¬
ватыми  суглинками  и  песками  серого  и  буровато-серого  цвета
с  валунами  и  галькой,  а  также  у  пос.  Красноселькупска  в
интервале  10—18  м  (Земцов,  Шацкий,  1958).  В  обеих  сква¬
жинах  она  лежит  на  породах  верхнего  мела-палеогена  и  пере¬
крывается  аллювием  террас.  Пробурена  морена  скважиной
у  пос.  Янова  Стана  на  р.  Турухан.  По  р.  Айваседа-Пур,  у  Мед¬
вежьей  горы,  вскрыты  скважиной  в  10  м  ниже  уреза  воды  в
реке  неотсортированные,  неслоистые,  сильно  песчанистые  ва¬
 74

лунные  суглинки  и  супеси  мощностью  6  м.  Единичные  выходы
отложений  самаровского  оледенения  установлены  в  Пур-Та-
зовском  междуречье,  по  pp.  Лангьяхе  и  Трыбъяхе.
 В. 	Н.  Соколов  (1960)  отмечал,  что  морена  самаровского
оледенения  вскрывается  всеми  скважинами  в  низовьях  pp.  Оби
и  Пура.  Мощность  ее  до  46  м  (скв.  у  пос.  Ныда).  Залегает  она
на  глубине  40—120  м  и  представлена  серыми  суглинками  и
песчаными  глинами,  с  включением  гравия,  гальки  и  единичных
валунов.  Однако  более  детальные  исследования  керна  сква¬
жин,  проведенные  Г.  И.  Лазуковым  (1970),  показали,  что  в
низовьях  р.  Оби  распространены  морские  и  ледниково-морские
отложения,  которые  он  выделил  в  самостоятельную  салехард¬
скую  свиту.  Мощность  свиты  достигает  180—200  м,  а  подошва
ее  расположена  в  долине  р.  Полуя  на  100—110  м  ниже  уровня
моря.  Положение  кровли  колеблется  от  30—50  м  ниже  уровня
моря  (в  долине  р.  Оби)  до  +100—200  м  (на  водоразделах).
Таким  образом,  морена  самаровского  оледенения,  выделяемая
предыдущими  геологами,  оказалась  составной  частью  сале¬
хардской  свиты,  представляющей  мореноподобные  разности
морских  осадков.  Салехардская  свита  литологически  неодно¬
родна:  от  гравийно-галечно-валунного  материала  до  глин
включительно.  Мореноподобные  разности  встречаются  по  все¬
му  разрезу  профилей  Салехард  —  Саррото  и  Танопча  —  На¬
дым  прослоями,  мощность  которых  достигает  35—40  м.  «Мо¬
реноподобные  супеси  и  суглинки  имеют  комковатую  или  ком-
ковато-оскольчатую  структуру.  Плоскости  отдельностей  до¬
вольно  сильно  ожелезнены  (вплоть  до  образования  корочек).
Структурные  отдельности,  грубый  состав  и  валунно-галечный
материал  делают  эти  отложения  очень  похожими  на  настоя¬
щие  морены»  (Лазуков,  1970,  стр.  38).  Отличаются  же  отло¬
жения  салехардской  свиты  от  настоящих  морен  наличием
внутри  них  прослоев  и  линз  хорошо  отмученных  супесей  и  су¬
глинков  с  тонкой  горизонтальной  и  диагональной  слоистостью.
Имеют  место  также  неоднократные  переходы  их  друг  в  друга
и  по  простиранию  и  по  мощности.  Формирование  данных
осадков  происходило,  видимо,  в  водных  условиях.  Тем  не  ме¬
нее  для  подтверждения  морского  генезиса  осадков  прежде
всего  необходимо,  чтобы  они  содержали  морскую  макро-  и
микрофауну.  Морская  холодолюбивая  макрофауна  в  отложе¬
ниях  салехардской  свиты  действительно  есть.  Но  находки  ее
обычно  приурочены  к  наиболее  северным  районам  на  широте
Полярного  круга.  Кроме  того,  морская  макрофауна  обнаруже¬
на  не  во  всех  скважинах  и  далеко  не  по  всему  разрезу.  Чаще
встречаются  в  отложениях  фораминиферы,  которые  детально
изучены  В.  И.  Гудиной  (1966).  Однако  количество  видов  их  не
превышает  10,  а  обнаруживается  каждый  вид  в  единичных
экземплярах.Преобладают  глубоководные  арктические  и  бо-
реально-арктические  виды  фораминифер.  Это  салемальский
комплекс  по  В.  И.  Гудиной.  Характерно,  что  отложения  сале¬
 76

хардской  свиты  почти  не  содержат  плейстоценовых  диатомей.
Единичные  же  виды  их  представлены  пресноводными  и  прес¬
новодно-солоноватоводными  формами.  Постоянно  и  в  боль¬
шем  количестве  встречаются  обломки  палеогеновых  диатомей.
 Спорово-пыльцевые  спектры  из  отложений  салехардской
свиты  интерпретируются  по-разному.  3.  П.  Губанина  (1959),
Г.  М.  Левковская  (1965)  отмечают  несколько  фаз  изменения
растительности  соответствующим  похолоданиям  и  потепле¬
ниям  климата  за  время  формирования  отложений  салехард¬
ской  свиты.  А.  В.  Голубева  (1960)  и  Н.  С.  Соколова  (1965)
таких  фаз  не  выделяют.  Интерпретируя  данные  анализов,
Г.  И.  Лазуков  заключает,  что  спекты  малопригодны  не  толь*
ко  для  выделения  фаз,  но  и  вообще  для  реконструкции  расти¬
тельности  во  время  формирования  салехардской  свиты.  Иного
мнения  придерживается  А.  В.  Гольберт,  В.  И.  Гудина  и
Г.  М.  Левковская  (1965),  которые  выделяют  потепления  и  по¬
холодания  климата  не  только  по  палинологическим  данным,,
но  в  комплексе  с  минералогическим  составом  отложений  сале¬
хардской  свиты.
 Таким  образом,  изложенные  материалы  не  позволяют,  на
взгляд  автора,  категорически  отвергать  наличие  морены  сама¬
ровского  оледенения  в  отложениях  салехардской  свиты  и  при¬
нимать  последнюю  за  однородную  толщу,  которая  якобы
формировалась  в  однообразных  климатических  условиях.  На
современном  уровне  изученности  нельзя  также  относить  от¬
ложения  свиты  только  к  морским  и  ледниково-морским.  Среди
несомненно  морских  осадков  здесь  имеются  и  отложения  «не¬
мые»,  где  не  обнаружены  ни  фораминиферы,  ни  морская  мак¬
рофауна.  Процесс  накопления  осадков  в  среднем  плейстоцене
на  севере  Западной  Сибири  был  очень  сложным.  Наряду  с
морской  седиментацией  имело  место  и  ледниковое  накопление
материала.  Доказываются  явные  литологические  несогласия
при  смене  морских  пачек  ледниковыми.  Е.  В.  Шумилова
(1971  а)  в  разрезе  доказанцевских  отложений  выделяет  две
морены.  Самаровская  морена  является  региональным  горизон¬
том,  мощность  которого  достигает  40—50  м.
 Некоторые  геологи  (Загорская  и  др.,  1965)  приписывают
морской  генезис  также  всей  толще  среднеплейстоценовых
отложений  Енисейского  Севера.  Вскрытая  рядом  скважин  по
pp.  Турухану  и  Енисею  в  районе  с.  Ермакова  мощная  (60—
90  м)  толща  «немых»  валунных  суглинков  и  галечников  отно¬
сится  ими  к  штрандовой  фации  санчуговского  моря.  Детальное
послойное  изучение  скважин  на  Ермаковской  площади  (Гуди-
ка,  1969;  Архипов,  1971)  показало,  что  все  скважины  здесь
вскрывают  «однородную  толщу  нлотных  оскольчато-щебни-
стых  плохо  сортированных  песчаных  суглинков  с  беспоря¬
дочно  включенными  угловатым  или  полуокатанным  гравием,
галькой  и  единичными  валунами,  преимущественно  трапповы-
ми»  (Архипов,  1971,  стр.  167).  В  этих  валунниках  не  обнару¬
 76

жено  никаких  органических  остатков,  и  они  признаются  конти¬
нентальными,  видимо,  ледниковыми  маренами,  плащеобразно
перекрывающими  выступы  и  впадины  сильно  расчлененного
доледникового  рельефа.  Глубина  залегания  их  подошвы  колеб¬
лется  от  60—70  до  140—150  м  ниже  уровня  моря,  а  кровли  —
от  минус  25—30  м  до  минус  60—90  м.  Принимаются  эти  отло¬
жения  за  самаровскую  морену  и  датируются  средним  плейсто¬
ценом.  Залегает  она  на  породах  верхнего  мела  и  перекрывает¬
ся  мессовско-санчуговской  толщей,  содержащей  форамини¬
феры.
 Отложения  верхнего  плейстоцена
 Отложения  имеют  локальное  распространение,  но  разнооб¬
разны  по  генезису.  На  севере  Западной  Сибири  ими  сложены
морские  террасы  и  озерно-аллювиальные  равнины,  холмистые
ледниковые  ландшафты  и  зандровые  поля.  Южнее  озерно-
аллювиальные  и  аллювиальные  отложения  слагают  надпой¬
менные  террасы  в  речных  долинах  и  местами  тонким  плащом
перекрывают  междуречья.  К  верхнему  плейстоцену  относятся
отложения  казанцевского  и  зырянского  горизонтов.
 Казанцевский  горизонт
 Казанцевские  морские  межледниковые  осадки  впервые  вы¬
делены  В.  Н.  Саксом  (1945)  в  низовьях  Енисея.  Позднее  были
установлены  их  континентальные  аналоги  в  бассейнах  pp.  Пу-
ра  и  Таза  (Сакс,  1946).  Граница  распространения  осадков
казанцевской  трансгрессии  проводилась  В.  Н.  Саксом  несколь¬
ко  севернее  Полярного  круга.  В  приенисейском  Заполярье  они
описывались  многими  геологами  (Сакс,  1948,  1958;  Стрелков
и  др.,  1959;  Соколов,  1960;  Троицкий,  1966  и  др.).  На  Ямале,
Тазовском  полуострове  и  Обском  Севере  сотрудниками
ВСЕГЕИ  эти  осадки  картировались  под  названием  сангомпан-
ских  слоев.  Позднее  они  изучались  А.  В.  Андреевым  и
 3. 	С.  Сталь  (1960),  Ж.  М.  Белорусовой  (1960),  Е.  Е.  Гуртовой  и
 С. 	Л.  Троицким  (1968),  И.  В.  Рейниным  (1960)  и  др.  Сводная
характеристика  горизонта  севера  Зашадной  Сибири  дана
Г.  И.  Лазуковым  (1970)  и  С.  А.  Архиповым  (1971).
 В  низовьях  Енисея  морские  осадки  горизонта  —  преимуще¬
ственно  пески  с  прослоями  суглинков  и  супесей.  Пески  харак¬
теризуются  разнообразной  слоистостью,  содержат  прослои  на¬
мывного  торфа  и  морскую  фауну.  Детальные  исследования
последней  выполнены  С.  Л.  Троицким  (1966),  который  опре¬
делил  в  казанцевском  фаунистическом  комплексе  59  видов.
Это  почти  вдвое  богаче  санчуговского.  В  казанцевских  осад¬
ках  им  установлены  мелководные  субарктические  Balanus
-hameri  (Asc.),  Amaura  Candida  Moll.,  Neptunea  despecta  L.,
Mytilus  edulis  L.,  Waldheimia.cranium  (Mull.),  а  также  пред¬
 77

ставители  бореальной  фауны,  которых  нет  в  санчуговском
горизонте:  Lacuna  pallidula  Da-Cost  a,  Cyprina  islandica  L.
Zirphaea  crispata  L.  В.  И.  Гудиной  (1969)  обнаружен  богатый
комплекс  фораминифер  преимущественно  из  нонионид  и  эль-
фидиид,  арктобореального  бассейна  с  нормальной  соленостью.
Кроме  того,  встречены  бореальные  виды  Hyalinea  baltica
(Schroeter),  Discorbis  deplanatus  Gudina,  Cribrononion  in-
certus  (Williamson),  Elphidium  boreale  Nuzhdina,  E.  excava-
tum  (Terquem),  E.  selseyense  (Neron  —Allen  et  Earland).
Этот  комплекс  отличается  от  туруханского  и  особенно  от  тиль-
тимского  комплексов.
 На  севере  Таз-Енисейского  междуречья,  в  бассейнах
pp.  Таза  и  Пура,  отложения  горизонта  описаны  нами  (Земцов
и  Шацкий,  1958;  Земцов,  1958,  1967).  В  верховьях  р.  Бол.  Хеты
и  северных  правых  притоков  р.  Таз  они  представлены  морски*
ми  и  прибрежно-морскими  межледниковыми  осадками
(рис.  15).  В  верховьях  р.  Бол.  Хеты  автором  установлены  ти-
пичные  морские  осадки  —  косослоистые  пески  и  супеси  с  мел¬
кой  редкой  галькой  и  морской  фауной,  среди  которой
 В. 	Н.  Сакс  определил  следующие  виды:  Cyprina  islandica  L.,
Mytilus  edulis  L.,  Cardium  ciliatum  Fabr.,  Astarte  borealis
Chemnitz  tipica,  A.  montaqui  Dillw.,  Cyrtodaria  jenissae  Sachs,
Mya  truncata,  Natica  clausa  Brod.  et.  Sow.,  N.  groenlandica
Beck.,  Buccinum  hydropharum  Hane.  По  заключению  В.  H.  Сак¬
са,  фауна,  бесспорно,  относится  к  казанцевскому  горизонту,  так
как  здесь  присутствуют  характерные  для  него  теплолюбивые
(бореальные  и  субарктические)  виды  Cyprina  islandica,
Mytilus  edulis,  а  также  не  встречающаяся  в  отложениях  моло¬
же  этого  горизонта  на  севере  Сибири  Cyrtodaria  jenisseae.
 На  правом  берегу  р.  Русской  (правый  приток  Таза),  в
49  км  от  устья,  автором  описаны  тонкозернистые  волнисто¬
слоистые  пески  серого  цвета  с  зеленоватым  оттенком.  В  осно¬
вании  песков  —  базальный  галечный  горизонт,  обломки  обуг¬
лившейся  древесины.  Особенно  много  в  песках  и  супесях  би¬
того  ракушняка,  среди  которого  найдены  экземпляры  хорошей
сохранности.  Из  собранной  автором  фауны  С.  Л.  Троицкий
определил  Balanus  hameri  (Asc.)  Serripes  groenlandicus
(Chemn.),  Astarte  borealis  (Chemn.),  Macoma  calcarea
(Chemn.),  Mya  truncata  L.  С.  Л.  Троицкий  считает,  что  эта
фауна  населяла  песчано-илистое  дно  относительно  неглубоко¬
го  субарктического  морского  бассейна  с  нормальной  соле¬
ностью  и  сравнительно  высокой  (до  +3°,  +4°С)  температу¬
рой.  Судя  по  присутствию  Balanus  hameri  (Asc.),  в  бассейне
существовали  сильные  придонные  движения  вод,  вероятно,  в
виде  приливно-отливных  течений.  Несмотря  на  отсутствие  в
комплексе  ярких  бореальных  видов,  С.  Л.  Троицкий  слои  с
фауной  относит  определенно  к  казанцевскому  горизонту.
 В  бассейне  р.  Турухана  горизонт  представлен  преимущест¬
венно  континентальными  отложениями,  однако  и  здесь  очень
 7д

редко  встречаются  прибрежно-морские  или  эстуарные  осадки.
По  данным  3.  В.  Алешинской  (1964),  диатомовые  казанцев-
ских  отложений  в  скважине  у  с.  Фаркова  носят  эсгуарный
характер.  Из  морских  диатомовых  ею  определены  два  вида:
Coscinodiscus  hankii  Grun.  u  Navicula  inflexa  Greg.  В  левобе¬
режье  p.  Таза  прибрежно-морские  осадки  горизонта  встреча¬
ются  очень  редко.  Мощность  их  составляет  25—30  м.  Конти¬
нентальные  его  фации  залегают  на  размытой  поверхности  сан-
чуговских  (салехардских)  отложений.  Морские  и  прибрежно¬
морские  фации  местами  постепенно  переходят  в  подстилающие
их  салехардские  отложения.  В  бассейне  Турухана  казанцев-
ские  осадки  перекрываются  зырянскими  ледниковыми  и  флю¬
виогляциальными  отложениями.
 Наиболее  широко  развиты  на  северо-востоке  равнины  озер¬
но-аллювиальные,  аллювиальные  и  дельтовые  серые  и  желто-
вато-серые  пески  с  линзами  гальки  и  обуглившихся  обломков
.  древесины,  гагата.  Особенно  богаты  угольной  крошкой  и  ком¬
ками  угля  пески  в  верхнем  течении  р.  Русской  по  ее  левому
притоку  Бол.  Хуричангде.  В  ярах  здесь  вскрывается  песчаная
толща  с  прослоями,  линзами  угольной  крошки  и  намывного
торфа.  В  нижней  части  горизонта  —  более  крупный  материал,
который  кверху  сменяется  тонкозернистыми  песками,  суглин¬
ками  и  даже  глинами,  где  часто  встречаются  прослои  расти¬
тельных  остатков.  Казанцевские  отложения  обнажаются  по
pp.  Шенябе-Яха,  Выдер-Яха,  Хальмер-Яха,  Маном-Яха  и  дру¬
гим  притокам  р.  Таза,  а  также  по  левым  притокам  р.  Мессо
(Земцов  и  Шацкий,  1958).  Из  яра  по  р.  Выдер-Яха  взята  про¬
ба,  откуда  В.  П.  Никитин  определил  богатую  семенную  флору,
•свойственную  современным  растениям  севера  Западной  Си¬
бири.
 В  нижнем  течении  р.  Турухана  (скв.  у  с.  Фаркова)  казан¬
цевские  отложения  вскрыты  в  интервале  глубин  68—30  м  ни¬
же  уреза  реки.  В  спектрах  преобладает  пыльца  древесных  по¬
род  (в  среднем  60—70%),  пыльцы  трав  и  кустарников  мало
(Архипов,  1957).  Бассейн  Турухана  в  казанцевское  время
занимала  темнохвойная  тайга  из  ели,  пихты  и  кедра  в  сочета¬
нии  с  ерниково-сфагновыми  болотами.
 Морские  казанцевские  осадки  на  полуостровах  Тазовском,
Гыданском  и  Ямале  слагают  террасовый  уровень  высотой
около  50—70  м.  Это  преимущественно  пески,  реже  с  суглинка¬
ми  и  супесями  с  тонкой  ленточной  слоистостью  с  фитодетри¬
том,  обломками  древесины.  Местами  в  песках  имеются  рако¬
вины  морских  моллюсков.  В.  Н.  Соколов  приводит  следующий
список  фауны:  Nicula  tenuis  Mont.,  Astarte  borealis  (Chemn.),
Pecten  islandicus  (Mull.),  Zyrphaea  crispata  (L.),  Neptunea
borealis  Phil,  и  др.  В  низовьях  р.  Оби,  за  Полярным  кругом,
казанцевские  осадки  залегают  на  размытой  кровле  салехард¬
ских  и  выполняют  эрозионные  углубления.  Литслогически  они
очень  разнообразны.

В  бассейне  р.  Сев.  Сосьва  континентальным  аналогом  го¬
ризонта  является  выделенная  Ю.  Ф.  Захаровым  (1965,  1967)
ялбыньинская  свита  —  неравномерно  переслаивающиеся  пес¬
ки,  алевриты,  супеси  и  глины  с  обилием  растительных  остат¬
ков,  линз  торфа  и  включений  вивианита.  В  нижней  части  сви¬
ты  встречается  гравийно-галечный  материал.  В  отложениях
свиты  —  богатая  семенная  флора,  преобладает  древесная
пыльца,  имеются  диатомовые,  свидетельствующие  о  накопле¬
нии  отложений  в  условиях  межледникового  климата,  кото¬
рый  был  несколько  теплее  современного.  Мощность  отложе¬
ний  достигает  40  м.  Залегают  они  на  моренах  максимального
оледенения  и  перекрываются  вблизи  Урала  зырянскими  лед¬
никовыми  и  флювиогляциальными  отложениями.  Казанцев¬
ские  отложения  образуют  обширную  озерно-аллювиальную
равнину  в  Северном  Зауралье.  Южнее  отложения,  синхрон¬
ные  казанцевской  трансгрессии,  встречаются  в  речных  доли-'
нах.  В  обских  обнажениях  подошва  их  расположена  выше  или
ниже  уреза  реки,  а  кровля  сильно  размыта.  На  участке  пос.
Березово  —  с.  Нижмие  Нарыкары  озерно-аллювиальные  отло¬
жения  залегают  на  размытой  поверхности  самаровского  гори¬
зонта,  а  их  отметки  расположены  ниже  уреза  реки  и  подни¬
маются  местами  на  25—30  м  выше.  Отложения  литологически
разнородны  —  от  глин  до  песков.  В  них  много  растительных
остатков,  намывного  торфа.  На  участке  с.  Перегребное  —  Хан¬
ты-Мансийск  эти  отложения  также  концентрируются  в  долине
р.  Оби  и  плохо  сохранились.  Они  выполняют  ложбинообраз¬
ные  углубления,  выработанные  в  ледниковых  отложениях  са¬
маровского  горизонта  (Лазуков,  1970).  Подошва  казанцевских
отложений  располагается  здесь  выше  уреза  реки.  Мощность
их  составляет  15—20  м.  В  спектрах  из  озерных  отложений
горизонта  преобладает  древесная  пыльца  (от  40  до  70%),  сре¬
ди  которой  доминирует  пыльца  сибирского  кедра  и  древовид¬
ной  березы,  реже,  но  постоянно  встречается  пыльца  ели  и
пихты.
 В  Сургутском  и  Вахском  Приобье  отложения,  синхронные
казанцевскому  горизонту,  приурочены  к  долинам  р.  Оби  и  ее
притоков.  Процессы  вреза  и  последующей  аккумуляции  приве¬
ли  здесь  к  образованию  морфологически  слабо  выраженных,
достаточно  широких  озерных  и  озерно-аллювиальных  равнин.
Абсолютные  отметки  последних  обычно  «не  превышают  60—
70  м.  В  Среднем  Приобье  в  казанцевское  время  формировал¬
ся  в  основном  аллювий  III  надпойменной  террасы,  а  на  водо¬
разделах—  погребенные  почвы  в  отложениях  покровного
комплекса.  Терраса  сложена  мощной  толщей  переслаиваю¬
щихся  песков,  супесей,  суглинков  и  глин.  Толща  нечетко  делит¬
ся  на  русловой  и  пойменный  аллювий.  Последний  слагает
тонкослоистые  суглинки,  содержащие  фитодетрит  и  тонкие
прослои  гумусированного  вещества.  Книзу  суглинки  замеща¬
ются  супесями.  На  правобережье  р.  Ваха  отложения  террасы
 6  Заказ  2770
 6!

более  глинистые  (рис.  6).  Значительная  глинистость  и  мощ¬
ность  свидетельствует  о  их  формировании  в  обширных  поло¬
водных  разливах  и  в  мелких  озерах.  В  гранулометрическом
составе  пойменного  аллювия  преобладают  глинистая  (0—69%)
и  вылеватая  (0—86%)  фракции.  Содержание  песчаной  фрак¬
ции  неравномерно  и  увеличивается  с  глубиной.  В  составе  тя¬
желой  фракции  преобладают  минералы  группы  эпидота-цои-
зита  (до  39%)  и  зеленой  роговой  обманки  (22—37%).
 Более  песчаный  аллювий  III  надпойменной  террасы  р.  Оби
(рис.  5),  где  русловые  фации  занимают  больше  половины  раз¬
реза.  Спорово-пыльцевые  спектры,  полученные  Г.  Ф.  Букрее¬
вой  (рис.  16),  подтверждают  формирование  песков  (интервал
15—29  м)  в  условиях  теплого  межледниковья,  когда  росли
сосново-березовые  и  еловые  леса  со  злаково-разнотравным
покровом.  В  спектрах  преобладает  древесная  пыльца  (40—
70%),  среди  которой  чаще  встречается  пыльца  березы  (30—
55%),  ели  (20—30%),  сосны  (5—30%),  сибирского  кедра  (5—
15%),  а  из  трав  —  пыльца  осоковых  (5—20%)  и  полыней  (15—
25%).  Много  спор  зеленых  мхов  (46—65%),  папоротников
(25—50%)  и  сфагнов  (5—15%).  В  спектрах  интервала  10,5—
 13,5 	м  увеличивается  количество  пыльцы  карликовой  березы
(до  35%),  осоковых  (до  60%),  спор  сфагновых  мхов  (до  42%).
Появляются  споры  тундровых  плаунов.  Эта  часть  толщи  фор¬
мировалась  уже  в  условиях  холодного  и  влажного  климата,
когда  преобладала  лесотундра.
 Отложения  III  надпойменной  террасы  врезаны  в  осадки
тобольской  свиты  и  прислонены  к  самаровским  глинам  и  су¬
глинкам.  Их  мощность  в  долине  р.  Оби  достигает  40  м.
 В  Нарымском  и  Томском  Приобье  в  верхнем  плейстоцене
происходило  заложение  и  формирование  современных  речных
долин  (Мизеров  и  др.,  1971).  Господствовал  долинный  тип
аккумуляции,  который  делится  на  два  крупных  этапа.  С  ран¬
ним  этапом,  частично  совпадающим  с  казанцевским  временем,
связывается  разработка  обширных  понижений  в  рельефе  и
формирование  в  них  аллювиально-озерных  и  аллювиальных
отложений,  слагающих  равнины  двух  высоких  морфологиче¬
ских  уровней  (Нарымское  Приобье)  и  типичного  аллювия
террас  в  четко  обособленных  речных  долинах  (Томское  При¬
обье).  Однако  такого  деления  в  бассейне  широтного  течения
р.  Оби  проследить  невозможно  из-за  слабой  изученности  и
труднопрослеживаемых  уступов  между  широкими  и  сильно
заболоченными  поверхностями  террас.
 Зырянский  горизонт
 Отложения  зырянского  верхнеплейстоценового  оледенения
были  выделены  Н.  Н.  Урванцевым  (1931)  и  В.  Н.  Саксом
(1940)  в  низовьях  р.  Енисея.  Позднее  установлено  более  ши¬
рокое  их  распространение  на  севере  Западной  Сибири.
 82

(  ЛГ  И  1ГЭА»)
 аинэжо1гюа|1эи
Daitojaw.
yogfij  Я1ГЙмпиэ
wni;sDipa4
 jD3:Dl(dufi2.3
 шшцэЯг^ов
шпрппру
/»,iffiMD  w)  podfijod
 \r
 aoaauipodftjod
 деаэтроЛоэН
штцолв^э  T
 IflnU^IIUttO  *7
fua6und  '7
 ^siiiddv  iaa)podo3fix
шпибп  qd?
 saju  Rig
 iB)icodiu9}
 L  1  .
 1  1
 1
 ■
 1  1
 1  1
 ■  hi  i
 ■
 ■
 ■
 1  1  .
 1  1
 t
 Li_

 I
 iDUDiuom  ijvj
»vnUii$4wn
JDdODUlbttQUinjd
3D»3ouobfijoj
mlTro
 8Diafl3Dl3
 эсаэпбог/tros
aoaaoiaAfidDd
 aoaaojruunuDy
 ™»sm;ss
 aoaovioDuo
 odoif;
 шп1иобгш1$
 (CHtnidaHMrr)
 tnsiuiajiy
 0191шэ;17
 joaaDipodouauo
 aBaonadfij
 о
 0
 0
 dudu  cjniag
 X1JD£
 snugy
 ЧЭ
 С
 "I
 sj
 S'я
ogL
 *  O
 £4
 §  5
 '=  *
°  5
 ж  з
s  С
 *  2
л  55
 «  55
 s  5-
 и1
 3  е*
н
 2  g
 о,  о
«  a,
о  о
 «  С
 »зГ  *
к  з
я  д
ф  о
2  <1>
Л  CQ
О  о>
^  сх,
 ё  4
 2§
~  Л
S  С?
 с*  5S
5S
 к  >>
 сЯ  о
£  |
 з-
 «=:
 3  ..
 С  R
 о  *
 si
 Од
U  о
 Си  я
 S.  &
 83

На  северо-восточном  побережье  Гыдана,  в  низовьях
р.  Енисея,  зырянские  отложения  изучены  С.  Л.  Троицким
(1966,  1967),  который  считает,  что  «общее  наименование  «зы¬
рянский  горизонт»  может  применяться  ко  всей  совокупности
ледниковых  и  межстадиальных  отложений  последнего  оледе¬
нения,  поскольку  низовья  Енисея  явились  стратитипической
местностью  для  его  выделения»  (1967,  стр.  1412).  С.  Л.  Троиц¬
кий  выделяет  собственно  ледниковые  отложения  —  валунные
суглинки  и  пески;  продукты  их  местного  переотложения  —  ма¬
ломощный  покров  из  валунных  песков,  супесей  и  суглинков;
флювиогляциальные  пески.  Он  отмечает  малую  мощность  ти¬
пичных  ледниковых  отложений  на  равнине  и  слабую  обога-
щенность  их  крупным  обломочным  материалом.  Среди  зырян¬
ских  отложений  значительно  преобладают  пески,  которые  кон¬
центрируются  в  зоне  краевых  ледниковых  образований.  Рас¬
пространение  различных  фаций  отложений  тесно  связано  с
неровностями  доледникового  рельефа.  Эти  отложения  обле¬
кают  склоны  возвышенностей  и  спускаются  в  низины.
 На  севере  Таз-Енисейского  междуречья,  в  бассейнах
pp.  Турухана,>  верховьев  Бол.  Хеты  и  правых  северных  прито¬
ков  р.  Таза,  отложения  зырянского  горизонта  изучались  нами
(Земцов,  1958,  1959,  1967;  Земцов  и  Шацкий,  1961;  Земцов  и
Фащевский,  1972).  Здесь  они  приурочены  к  краевым  леднико¬
вым  образованиям  —  грядам,  с  отметками  до  200  м.  Гряды  и
холмы  в  районе  озера  Маковского  сложены  преимущественно
крупнозернистыми,  плохо  отсортированными  и  слабо  окатан¬
ными  песками  с  валунами  и  галькой.  Последние  прослежива¬
ются  в  виде  линз  или  неправильной  формы  включений;  часто
они  беспорядочно  рассеяны  в  толще  песков.  Местами  содержа¬
ние  валунно-галечного  материала  достигает  80—90%.  Галеч¬
ники  вскрываются  на  вершинах  и  склонах  холмов.  Реже  на  их
поверхности  -залегают  неслоистые  суглиносупеси  с  редкой
галькой  и  валунами.  Раскопки  по  склонам  холмов  позволяют
говорить  о  значительной  мощности  песчаных  и  песчано-галеч-
кых  отложений  с  валунами.  Некоторые  валуны  имеют  полиро¬
ванные  грани;  хорошо  заметны  шрамы,  ледниковая  штриховка
и  царапины.  Отложения  не  содержат  никаких  органических
остатков  и  являются,  несомненно,  континентальными  леднико¬
выми  и  флювиогляциальными  образованиями.  Такой  разрез
типичен  для  берегов  верхнего  Турухана  и  его  притоков.  В
обрыве  левого  берега  р.  Турухана,  в  344  км  выше  с.  Янова
Стана,  вскрыт  песок  темно-серого  цвета,  сильно  ожелезненный,
на  границе  с  вышележащим  слоем  песок  гравелистый,  с  оби¬
лием  галек  и  реже  валунов  до  0,4  м  в  диаметре.  Песок  круп¬
но-  и  грубозернистый,  с  косой  слоистостью  и  прослоями  гра¬
вия.  На  границе  с  нижележащим  слоем  —  песками  казанцев-
ского  горизонта  —  залегает  двухметровая  толща  гравия,  пере¬
ходящая  ниже  по  течению  реки  в  валунные  суглинки  до  3  м
мощности.  Эта  морена  имеет  бурый  цвет  с  плохо  заметными
 64

пятнами  и  полосами  серых  и  ржавых  оттенков.  Морена  срав¬
нительно  плотная,  но  легко  разламывается  на  мелкие  комочки.
Вокруг  валунов  суглинок  сцементирован  железистыми  соеди¬
нениями.  Механический  состав  суглинков  неоднороден,  то  они
белее  песчанистые,  то  более  глинистые  и  содержат  местами
много  валунов  и  галек.  Валуны  более  0,6  м  в  диаметре  редки,
а  0,2—0,3  м  встречаются  чаще.  Крупные  валуны  окатаны  ху¬
же,  чем  мелкие.  Распределены  они  не  послойно,  а  более  или
менее  равномерно  по  всей  толще.  Реже  наблюдаются  скопле¬
ния  валунов  и  галек  в  виде  гнезд.  Характерной  особенностью
ледниковых  отложений  и  здесь  являются  значительная  их  пес¬
чанистость,  наличие  запутанной  слоистости.  Однако  морена
содержит  очень  много  валунов  и  галек.  В  ярах  вскрывается
часто  «валунник»  —  крупные  валуны  и  галька,  составляющие
до  90%  всей  породы,  плотно  сцементированной  железистыми
соединениями  и  образующей  вертикальную  стенку  в  несколь¬
ко  метров  высотой.  Чаще  обнажаются  гравелистые  пески  с
редкими  валунами  и  галечники,  реже  —  суглинки  с  валунами.
Эти  отложения  имеют  видимую  мощность  более  10  м.  Очень
много  глыб  (до  4  м)  и  крупных  валунов  в  руслах  рек  и  по
берегам  озер.
 Песчанистость  зырянской  морены  связана  с  формирова¬
нием  ее  в  небольших  водоемах  у  края  ледника,  дополнитель¬
ное  питание  которым  мог  доставлять  Енисей,  отклонявшийся
в  то  время  к  западу  (Сакс,  1953).  Справедливость  последнего
доказывается  наличием  байкальских  организмов  в  ряде  совре¬
менных  озер  на  Таз-Енисейском  междуречье  (Земцов  и  Фа-
щевский,  1972).  Песчанистость  морены  связана  также  с  пере¬
работкой  ледником  казанцевских  песков,  по  которым  двигался
ледник,  а  его  морена  обогащалась  ими.
 Ближе  к  долине  р.  Таза  распространены  флювиогляциаль-
ные  отложения.  Отдельными  островками  они  развиты  и  в  вер¬
ховьях  Бол.  Хеты  и  Турухана.  Местами  они  пространственно
замещают  ледниковые  отложения,  имея  ряд  взаимопереходов
с  (последними.  Это  крупно-  и  грубозернистые  тески  с  косой
слоистостью,  с  одиночными  включениями  гальки,  иногда  ва<-
лунов,  а  также  с  линзами  и  прослоями  галечника.  В  занадном
и  юго-западном  направлениях  в  пределах  Пур-Тазовского
междуречья  и  по  р.  Пуру  флювиогляциальные  пески  сменяют¬
ся  озерно-аллювиальными  отложениями,  которые  слагают  в
долинах  рек  II  надпойменную  террасу,  синхронную  зырянско¬
му  оледенению.
 Минералогический  состав  ледниковых  и  флювиогляциаль¬
ных  отложений  горизонта  более  однообразен  и  отличается  оби¬
лием  в  тяжелой  фракции  пироксенов.  Однако  их  процент  к
западу  и  северо-западу  постепенно  снижается.
 Отложения  горизонта  несогласно  залегают  на  размытой
кровле  казанцевских,  реже  санчуговских  отложений  и  сла¬
гают  с  поверхности  Таз-Турухан-Хетское  междуречье.  Они
 *5

заполняют  древние  ложбины,  выработанные  в  казанцевское
время.  Таким  образом,  зырянские  отложения  определяют
основные  черты  современного  рельефа  «а  северо-востоке  рав¬
нины.  Мощность  их  обычно  не  превышает  10—15  м,  достигая
редко  25  м,  а  в  областях  развития  конечно-моренных  образо¬
ваний  она  составляет  несколько  десятков  метров.
 К  настоящему  времени  получены  новые  материалы  об
абсолютном  возрасте  и  детализации  строения  зырянского  го¬
ризонта  на  северо-востоке  равнины.  Последний  расчленяется
на  две  моренные  толщи,  соответствующие  ермаковской  (до-
каргинской)  и  максимальной  (лослекаргинской)  стадиям  зы¬
рянского  оледенения  (Троицкий,  1967;  Архипов,  1971).  Отло¬
жения  ермаковской  стадии  обнажаются  по  берегам  р.  Ени¬
сея,  на  участке  от  пос.  Ермакова  до  с.  Туруханска,  и  вскры¬
ваются  скважинами.  Это  ленточные  глины  и  суглинистая  мо¬
рена  с  гравием,  угловатыми  и  слабоокатанными  галькой  и
валунами  до  50  см  в  диаметре.  Подстилается  морена,  видимо,
казанцевскими  песками,  кровля  которых  находится  на  отмет¬
ках  17—25  м  ниже  уровня  моря.  Ленточные  же  глины  зале¬
гают  на  морене  и  их  эродированная  кровля  не  поднимается
выше  отметок  20—25  м.
 В  Большешаровском  обнажении  из  верхней  пачки  ленточ¬
ных  глин  взято  три  образца  детрита.  Датировка  их  по  радио¬
углероду  составила  30200±600 	(ГИН-100); 	34800±1600
 (ГИН-ЮОа)  и  35200±700  лет  (ГИН-110).  Получены  датиров¬
ки  и  для  аналогов  ленточных  глин.  Верхний  возрастной  предел
ленточных  глин,  по  С.  А.  Архипову,  равен  примерно  в  35—37
тыс.  лет.  Возраст  же  ермаковской  морены  определяется  им  по
косвенным  данным  примерно  от  70—60  до  30  (28)  тыс.  лет  от
современности,  что  частично  соответствует  среднему  и  ранне¬
му  вюрму  Западной  Европы.  Ленточные/глины  с  размывом
перекрываются  на  Ермаковской  площади  нъяпанской  валун¬
но-песчаной  мореной,  которая  соответствует  максимальной
послекаргинской  стадии  зырянского  оледенения.
 Южнее  границы  оледенения,  в  приледникоЕЫх  бассейнах,
отлагались  подпрудно-озерные  (ермаковская  стадия)  и  озер-
но-аллювиальные  (послекаргинская  стадия)  осадки.  Первые—
ленточные  и  ритмично-слоистые  осадки  сосредоточены  в  доли¬
не  Енисея,  у  д.  Якуты,  с.  Туруханска,  в  Большешаровских
ярах.  Здесь  они  имеют  мощность  до  18—21  м,  фациально  за¬
мещают  ермаковскую  морену  и  подстилаются  казанцевскими
песками.  Вторые  —  слоистые  песчаные  и  суглинисто-алеври¬
товые  аллювиальные  и  озерные  осадки  слагают  обширную  пе-
ригляциальную  равнину  с  абсолютными  отметками  50—70  м.
 На  Обском  Севере  зырянский  горизонт  представлен  ледни¬
ковыми  валунными  суглинками  и  супесями,  но  чаще  всего
флювиогляциальными  песками.  В  районе  Полярного  круга
морена  встречается  спорадически  и  состоит  из  серо-бурых
грубых,  сильнопесчанистых,  неотсортированных  супесей  или
 86

суглинков.  В  них  содержится  очень  много  валунов  и  галек  из
уральских  пород  (Лазуков,  1970).  Морена  рыхлая,  бесструк¬
турная,  неслоистая  серо-бурого  и  палево-серого  цвета,  чем  она
резко  отличается  от  салехардской  свиты.  Флювиогляциальные
пески  также  богаты  обломочным  материалом,  который  обычно
не  сортирован,  чаще  плохо  окатан.  На  отдельных  валунах  со¬
хранились  следы  обработки  их  ледником.  В  бассейне  р.  Сев.
Сосьвы  также  описаны  рыхлые,  плохо  отсортированные  супеси
и  суглинки  желто-бурого  цвета  с  крупным  обломочным  мате¬
риалом.  Они  принимаются  за  морену  зырянского  оледенения
(Лидер,  1964;  Захаров,  1965;  Лазуков,  1970  и  др.).
 В  долине  р.  Оби,  на  участке  пос.  Березово  —  с.  Нижние
Нарыкары,  и  в  долине  р.  Казыма  распространены  аллювиаль¬
ные,  озерные  и  делювиальные  отложения,  слагающие  сверху
водораздельное  плато  и  террасы  высотой  50—80  м.  Г.  И.  Ла¬
зуков  их  синхронизирует  с  зырянским  оледенением.  Еще  юж¬
нее—в  районе  с.  Перегребного  и  г.  Ханты-Мансийска  Г.  И.  Ла¬
зуков  описал  комплекс  покровных  отложений,  которые  им
делятся  на  две  пачки:  нижнюю  и  верхнюю.  Первая  в  основном
супесчано-суглинистая,  чаще  с  горизонтальной  и  пологовол¬
нистой  слоистостью.  Пески  встречаются  реже  и  слагают  осно¬
вание  пачки.  Местами  в  них  включены  линзы  и  прослои  гра¬
вийно-галечного  материала,  'который  чаще  не  окатан  или  пло¬
хо  окатан.  Количество  его  вверх  по  разрезу  уменьшается.  В
основании  пачки  местами  выделяется  базальный  горизонт.
Формирование  нижней  пачки  Г.  И.  Лазуков  сопоставляет  по
времени  с  зырянским  оледенением.  Однако  генезис  этой  пачки
не  ясен  и  некоторые  геологи  относят  ее  к  тазовскому  горизон¬
ту.  Для  однозначного  ответа  необходимы  дополнительные  ма¬
териалы.  На  Обском  Севере  отложения  зырянского  оледене¬
ния  объединялись  в  единый  горизонт  и  не  делились  на  слои,
соответствующие  отдельным  стадиям.  В  последнее  время
 С. 	А.  Архипов  (1971)  усматривает  и  здесь  наличие  двух  морен.
 Третья  надпойменная  терраса  р.  Оби  в  Нарымском  При¬
обье  сложена  толщей  горизонтально  и  волнисто  переслаиваю¬
щихся  песков,  супесей,  суглинков  и  глин.  Толща  делится  на
русловой  и  пойменный  аллювий.  Мощность  ее  достигает  30—
35  м.  Средне-  и  грубозернистые  пески  книзу  замещаются  гра¬
вием  и  галечником.  Пески  хорошо  окатаны,  имеют  типичную
речную  слоистость.  Пойменный  аллювий  представлен  горизон¬
тально*  и  волнисто-слоистыми  желто-бурыми  суглинками  и
супесями.  В  суглинках  —  обломки  мелких  раковин  плохой
сохранности.  Местами  обнажаются  мощные  (до  2—4  м)  тор¬
фяники.
 Из  образцов  аллювия  террасы  р.  Чаи  В.  П.  Полещук  полу¬
чила  богатые  спорово-пыльцевые  спектры,  свидетельствующие
об  изменении  растительности  во  время  накопления  аллювия.
Нижняя  пачка  последнего  формировалась  в  теплое  межледни-
ковье,  когда  в  Нарымском  Приобье  существовала  смешанная
 87

тайга  с  богатым  травяным  покровом  мезофитного,  злаково¬
разнотравного  типа.  В  пробах  содержится  почти  одинаковое
количество  пыльцы  ели,  кедра,  сосны  и  березы.  В  средней
пачке  аллювия  уменьшается  количество  пыльцы  ели  и  кедра
и  увеличивается  сосны  и  березы.  Среди  последней  очень  много
пыльцы  карликовой  березы.  В  составе  пыльцы  трав  появились
типичные  представители  перигляциальной  флоры:  крестоцвет¬
ные,  лютиковые,  камнеломковые  и  др.  В.  П.  Полещук  считает,
что  вытеснение  темнохвойных  светлохвойными  породами  и  бе¬
резами,  присутствие  индикаторов  холодного  климата,  при  не¬
котором  уменьшении  роли  пыльцы  древесных  в  общем  составе
спектров,  позволяет  говорить  о  накоплении  верхней  пачки  ал¬
лювия  при  ухудшении  климатических  условий.  Нижняя  пачка
террасы  относится  к  казанцевскому  межледниковью,  а  верх¬
няя  —  к  началу  зырянского  оледенения.
 Севернее,  в  Среднем  Приобье,  отложения,  синхронные
ермаковской  стадии,  слагают  верхнюю  пачку  аллювия  III  тер¬
расы  в  долине  р.  Оби  и  ее  крупных  притоков.  Так,  в  интервале
глубин  10,5—13,5  м  из  суглинков  обской  террасы  у  с.  Алек¬
сандровского  (скв.  46)  Г.  Ф.  Букреевой  выявлены  комплексы
со  значительным  преобладанием  пыльцы  карликовой  березы
(до  35%),  осоковых  (до  60%),  спор  сфагновых  мхов  (до
42%).  Появляются  споры  тундровых  плаунов  (рис.  16).  Таким
образом,  эта  пачка  аллювия  формировалась  при  холодном
климате,  когда  обширные  пространства  занимала  лесотундра.
 Отложения  II  надпойменной  террасы  р.  Оби  и  ее  притоков
тянутся  полосой  (до  40  км)  по  правобережью.  Это  в  основно<м
пески,  которые  кверху  сменяются  суглинками,  супесями  и  гли¬
нами,  а  местами  торфяниками.  Мощность  аллювия  достигает
30  м,  в  его  основании  вскрыт  базальный  галечник.  По  р.  Чае
он  имеет  мощность  до  1  м.  Выше  галечники  замещаются  пес¬
ками  и,  наконец,  суглинками  и  глинами  с  прослоями  и  линза¬
ми  торфа  (рис.  5).  Спорово-пыльцевые  спектры  показывают,
что  нижняя  пачка  аллювия  формировалась  при  сравнительно
теплом  климате  каргинского  межледниковья,  а  верхняя  —  в
условиях  холодного  климата  послекаргинской  стадии  зырян¬
ского  оледенения,  когда  господствовали  заболоченные  прост¬
ранства  с  редким  древостоем.
 Вторая  надпойменная  терраса  Оби  у  г.  Колпашева  (ее  над¬
водная  часть)  также  в  основном  формировалась  в  каргинское,
а  не  казавцевское,  как  полагала  М.  П.  Гричук  (1961),  межлед-
никовье.  Закончилось  же  ее  формирование,  видимо,  в  начале
послекаргинской  стадии  зырянского  оледенения.  Это  под¬
тверждается  радиоуглеродными  датировками.  Русловой  аллю¬
вий  этой  террасы,  обнажающийся  у  самого  уреза  реки,  имеет
возраст  40900±1400  и  45000±700  лет  (Зубаков,  1967)  и,  воз¬
можно,  относится  к  позднеермаковскому  времени.  Иные  дати¬
ровки  колпашевской  террасы  получены  в  лаборатории  геохро¬
нологии  СО  АН  СССР  (Фирсов  и  др.,  1972).  Древесина  из

песков  и  супесей,  залегающие  на  0,5—1  м  над  урезом  реки*,
имеет  возраст  30700±  1850±570  (СОАН—33),  а  из  того  же  го¬
ризонта,  но  в  нескольких  десятках  метров  ниже  по  течению
реки  —  30300±  1450±  1800  (СОАН—34).  Древесина,  взятая  из
погребенных  почв  того  же  горизонта,  что  и  СОАН—33,  но  в
 6 	м  над  урезом  реки,  датируется  36050±  530±2160  лет
(СОАН—35).  Торфяная  масса,  взятая  оттуда  же,  что  и
СОАН—35,  но  в  нескольких  цесятках  метров  по  течению  реки,
датируется  32600±2430±860  лет  (СОАН—37).  Наконец,  дре¬
весная  труха,  отобранная  в  9  м  над  урезом  реки  из  второго
(снизу)  горизонта  погребенной  почвы,  имеет  возраст  25800±
±  1350±  1800  лет  (СОАН—38).  Следует  отметить,  что  близкая
датировка  была  получена  для  образца  погребенного  торфа,  за¬
легающего  в  основании  второй  надпойменной  террасы  р.  Оби
в  устье  протоки  Мега.  Она  оказалась  равной  33100±2300  лет
(МГУ—ИОАН—132).
 Такая  же  закономерность,  когда  аллювий  нижней  пачки
формировался  в  теплое,  а  верхний  в  холодное  время,  наблю¬
дается  и  в  разрезах  II  надпойменной  террасы  по  pp.  Иртышу
и  Тоболу.  Так,  на  правом  берегу  р.  Тобола,  у  пос.  Липовки*
эта  терраса  сложена  песками,  супесями  и  легкими  суглинка¬
ми,  в  нижней  части  в  суглинке  —  гумусированный  прослой.
Спектры,  изученные  В.  С.  Волковой  (1966),  показали,  что  в
песках  верхней  части  пыльцы  и  спор  нет.  В  средней  части
преобладают  споры  и  меньше  содержится  пыльцы  древесных
и  травяно-кустарничковых  растений.  В  нижней  части  содержа¬
ние  древесной  пыльцы  возрастает  до  70%.  В.  С.  Волкова  по¬
лагает,  что  верхняя  часть  осадков  террасы  накапливалась  при
холодном  климате,  когда  господствовала  лесотундровая  рас¬
тительность,  а  нижняя  —  при  благоприятном  климате,  когда
произрастали  хвойные  леса.  Из  разреза  II  надпойменной  тер¬
расы  р.  Тобола,  расположенного  в  1,5  км  ниже  пос.  Липовки,
в  5  м  над  урезом  реки  в  пневом  горизонте  взята  проба  древе¬
сины  (СОАН—38).  Возраст  последней  равен  30200  ±60
(±250)  лет.  Из  этого  же  горизонта  взяты  пробы  ГИН—126
(30700±300  лет)  и  ЛГ—37  (30560±2400  лет).  Проба  древеси¬
ны  из  этого  же  горизонта,  но  на  1  м  над  урезом  воды
(СОАН—41)  датируется  в  пределах  31300±800  лет  (Фирсов.
и  др.,  1972).
 Отложения  I  надпойменной  террасы  в  долине  р.  Оби
(Среднее  Приобье)  встречаются  в  виде  островов  среди  поймы.
На  правом  берегу  р.  Оби  у  с.  Лугового,  скв.  77,  вскрыт  типо¬
вой  разрез  террасы.  Русловой  аллювий,  мощностью  12  м„
включает  разно-  и  грубозернистые  гравелистые  пески  с  галь¬
кой  и  растительной  сечкой.  На  них  залегает  толща  (10  м)  мел¬
козернистых  песков  с  прослоями  и  линзами  глин  и  суглинков.
Эта  терраса  по  pp.  Чае,  Бакчару,  Иксе  и  Парбигу  также  сло¬
жена  крупнозернистыми  песками  с  прослоями  галечника  в
основании  (рис.  5).  Пойменный  аллювий  террасы  —  преиму-

щественно  мелкозернистые  пески  и  супеси  с  прослоями  суглин¬
ков  и  глин  с  растительными  остатками.  Пески  хорошо  оката¬
ны  с  четкой  речной  слоистостью.  Галька  также  округлая,  хо¬
рошо  окатанная.  Размеры  ее  в  среднем  равны  2—3  м  в  диа¬
метре.  Мощность  галечника  достигает  1—2  м.
 В  Вахском  Приобье,  в  долинах  pp.  Оби  и  Ваха,  отложения
I  надпойменной  террасы  прослеживаются  в  виде  узких  преры¬
вистых  полос  и  сегментов  по  обоим  берегам.  Лишь  в  районе
с.  Александровского  и  несколько  южнее  они  образуют  масси¬
вы,  сложенные  аллювиальным  комплексом,  где  хорошо  выде¬
ляются  русловой,  пойменный  и  реже  старичный  аллювий.  В
обнажениях  вскрывается  пойменный  аллювий  и  торфяники.
Русловой  аллювий  на  полную  мощность  пройден  лишь  сква¬
жинами.  До  глубины  15—!20  м  наблюдается  переслаивание
плотных  суглинков  с  растительными  остатками  и  супесей.  Ни¬
же  залегает  мелко-  и  среднезернистый  песок.  На  глубине  28  м
(снв.  72)  в  песке  —  окатанная  галька  до  1—2  м  в  диаметре.
 По  притокам  Оби  и  Ваха  мощность  отложений  сокращает¬
ся  до  10  м  и  одновременно  увеличивается  их  песчанистость.
Пойменный  аллювий  здесь  развит  хуже.  Это  характерно  и  для
I  надпойменной  террасы  р.  Оби  в  Томском  Приобье  (Мизеров
и  др.,  1971).  Спорово-пыльцевые  спектры,  полученные
А.  И.  Стрижовой  из  отложений  этой  террасы  Нарымского
Приобья,  свидетельствуют  о  формировании  нижней  пачки
аллювия  при  сравнительно  теплом  климате,  когда  ,произраста¬
ла  темнохвойная  растительность  с  разнотравьем.  Отмечены
представители  холодолюбивых  видов.  Спектры  верхней  части
аллювия  отражают  условия  накопления  его  при  холодном  кли¬
мате.  Видимо,  эти  изменения  растительности  связаны  с  коле¬
баниями  климата  в  позднезырянское  время.
 В  низовьях  Иртыша  В.  С.  Волковой  (1966)  описан  типовой
разрез  I  террасы  на  правом  берегу  р.  Иртыша  у  пос.  Большое
Лершино.  Над  урезом  залегают  горизонтально-слоистые  су¬
глинки.  Из  суглинков,  расположенных  в  3  м  выше  уреза,  полу¬
чен  спектр,  где  преобладает  древесная  пыльца.  Количество
пыльцы  трав  и  кустарничков  колеблется  от  5  до  15%.  Споры
также  составляют  15%.  Среди  древесной  доминирует  пыльца
<сосны  (40—45%),  меньше  пыльцы  ели  (от  10  до  15%)  и  бере¬
зы.  Среди  трав  преобладают  злаки  и  разнотравье.  Вверх  по
разрезу  спектр  значительно  изменяется:  содержание  пыльцы
ели  уменьшается,  а  березы  возрастает  до  80%.  Появляется
лыльца  липы  и  орешника.  Встречена  единичная  пыльца  трав  и
кустарничков.  Преобладают  среди  -спор  сфагновые  и  зеленые
мхи.  В.  С.  Волкова  предполагает,  что  формирование  аллювия
террасы  происходило  в  конце  верхнего  плейстоцена  —  начале
голоцена.
 Известны  радиоуглеродные  датировки  для  I  надпойменной
террасы  р.  Иртыша  у  пос.  Казаковки,  расположенной  южнее
г.  Тобольска.  Образец  из  линзы  древесной  трухи  в  толще  пес¬
 90

ка  с  прослоями  суглинков  на  0,5—1  м  над  урезом  реки  имеет
возраст  15900±  1000±3000  лет  (СОАН—7)  и  15050±  150±290
лет  (СОАН—8).
 ГОЛОЦЕН
 К  голоцену  относятся  аллювий  поймы  в  долинах  рек  рав¬
нины  и  болотные  отложения  на  поверхности  междуречий  и
надпойменных  террас.  Отложения  поймы  распространены  по
всем  речным  долинам,  но  особенно  в  долине  р.  Оби.  В  Нарым¬
ском  Приобье  пойма  сложена  песками  различной  степени  зер¬
нистости  и  лишь  сверху  имеются  суглинки  и  глины  с  крупными
линзами  и  прослоями  торфа  до  2—3  м  мощности.  Здесь  же
встречаются  погребенные  почвы  лугового  или  болотного  типа
на  глубине  2—3  м.  Чаще  современная  почва  покрыта  слоем
наилка.  Ниже  уреза  р.  Оби  пойма  почти  полностью  сложена
разнозернистыми  песками  серого  и  желтого  цвета,  которые  к
основанию  пачки  переходят  в  гравелистые  пески  с  галькой,  а
также  в  галечники  до  2—4  м  мощности.  Последние  характер¬
ны  для  поймы  р.  Оби  на  данном  участке  (рис.  5,  б).  Скважина
у  с.  Молчанова  на  глубине  4,5  м  вскрыла  пласт  торфа  (1,5  м),
а  с  глубины  27—30  м  —  гравелисто-галечниковые  отложения.
Галька  окатанная,  а  ее  размер  достигает  3  см.  Песок  крупно¬
зернистый,  гравелистый,  с  окатанными  обломками  лигнитизи-
рованной  древесины.  Пески.с  галькой  вскрыты  скважинами  на
глубине  20  м  в  пойме  Иксы,  Бакчара,  Парбига  и  других  рек.  В
строении  поймы  четко  выделяются  русловой  и  пойменный
аллювий.
 Аллювий  поймы  Оби  в  Нарымском  Приобье  хорошо  изучен
в  палеоботаническом  отношении.  Собранные  автором  образцы
торфа  и  глин  из  обнажения  р.  Оби  у  с.  Молчанова  анализиро¬
вались  В.  П.  Никитиным  и  А.  И.  Поломошновой,  которые  толь¬
ко  в  двух  образцах  обнаружили  около  100  видов  растений.
По  заключению  В.  П.  Никитина,  ископаемая  флора  почти  на¬
цело  составлена  остатками  растений  и  ныне  обитающих  в
Западной  Сибири.  Степень  фоссилизации  семян  и  плодов
очень  неглубока,  сохранность  их  в  большинстве  случаев  пре¬
восходна.  В.  П.  Никитин  пишет,  что  флора,  содержащая  до¬
вольно  обильные  остатки  березы  и  единичные  сосны,  содержа¬
щая  существенную  примесь  растений  мезофильно-ксерофиль-
ного  типа,  хорошо  отвечала  бы  сухому  и  теплому  климату
второй  половины  мезоголоцена  —  суббореальному  климатиче¬
скому  периоду  Блитт-Сернандера.
 Севернее,  в  Вахском  Приобье,  отложения  поймы  распрост¬
ранены  более  широко  и  представлены  аллювиальным  комплек¬
сом,  где  русловой  аллювий  занимает  до  90%.  По  линии  нефте¬
провода  Александровское  —  Анжеро-Судженск  скважинами
вскрыт  суглинистый  аллювий,  мощность  которого  нигде  не
 91

превышает  3  м.  Ниже  залегают  пески  в  верхней  части  мелко-
и  среднезернистые,  местами  глинистые,  с  мелкой  растительной
сечкой.  В  основании  преобладает  средне-  и  крупнозернистый,
гравелистый  (песок,  с  окатанной  речной  галькой  (скв.  94„
интервал  25—26  м).  Однако  гальки  здесь  мало  и  она  мелкая.
Пойменный  аллювий  здесь  представлен  легкими  комковатыми
супесями  темно-коричневого  цвета  (мощность  1  м)  или  тяже¬
лыми  суглинками  (скв.  84),  или  переслаиванием  супесей,  су¬
глинков  и  песков  с  растительной  сечкой  до  глубины  3,5  м
(скв.  68).
 Спорово-пыльцевые  спектры  из  отложений  поймы  соответ¬
ствуют  современной  таежной  растительности  Вахского  При*
обья.  Из  аллювия  обской  поймы  (скв.  42)  получены  спектры,
которые  по  флористическому  составу  делятся  на  две  группы.
В  интервале  глубин  25—30  м  в  спектрах  преобладает  пыльца
древесных  пород  (67—76%),  особенно  пыльца  кедра  (59—
65%)  и  березы  (25—32,5%).  На  долю  темнохвойных  приходи¬
лось  от  1%  (пихта)  до  2,5%  (ель).  Содержание  спор  достига¬
ло  11—27%,  а  пыльцы  трав  —  от  6  до  13%.  Вторая  группа
спектров  из  вышележащих  отложений  характеризуется  также
господством  древесной  пыльцы,  «о  содержание  березы  падает
до  ,15—24%,  темнохвойных  —  до  0,5%,  а  трав  —  до  3—5%.
 Мощность  пойменных  отложений  в  долинах  Оби  и  Ваха
достигает  30  м,  а  в  долинах  их  притоков  10—15  м.  Подстила¬
ются  отложения  поймы  породами  среднего  олигоцена  или  то-*
больского  горизонта  и  прислонены  к  аллювию  надпойменных
террас  или  непосредственно  к  среднеплейстоценовой  равнине.
 К  голоцену  относятся  также  мощные  торфяники,  залегаю¬
щие  на  поверхности  террас  и  междуречий.  Характеристика
торфяников  и  их  абсолютный  возраст  приведены  во  второй
части.
 МОРФОСТРУКТУРА
 Морфоструктура  является  одним  из  важнейших  факторов
рельефообразования.  Она  в  большей  или  меньшей  степени
определяет  условия  развития  и  проявления  экзогенных  процес¬
сов  и  создаваемых  ими  морфоскульптурных  форм  рельефа.
Несмотря  на  исключительно  большое  внимание,  которое  уде¬
ляется  в  последние  годы  изучению  морфоструктур,  до  сих  пор
нет  общепризнанного  понятия  «морфоструктура».  Наиболее
обоснованным  является  определение,  предложенное  И.  П.  Ге¬
расимовым  (1959).
 Геологические  структуры,  которые  находят  отражение  в
современном  рельефе  и  имеют  тесную  генетическую  связь  с
последним,  И.  П.  Герасимов  называет  морфоструктурами.
Они  «возникают  под  ведущим  влиянием  эндогенных  сил  —
тектонических  движений  —  в  ходе  исторически  развивающего¬
 92

ся  нротиворечивого  взаимодействия  эндогенных  процессов  с
разнообразными  экзогенными  явлениями»  (Герасимов,  1959).
 Морфоструктура  и  морфоструктурное  районирование
 Морфоструктура  и  морфоструктурное  районирование  За-
падно-Сибирской  равнины  освещены  в  литературе  (Мещеря¬
ков,  1960,  1962,  1965,  1967;  Лебедев,  1959;  Рихтер,  1963;  Соко¬
лов,  1957,  1958,  1960;  Городецкая  и  Мещеряков,  1968;  Архи¬
пов,  1968,  1970;  Вдовин,  1958;  Городецкая,  1970).  Крупные
структуры  платформенного  чехла,  нашедшие  отражение  в
рельефе,  описаны  в  объяснительной  записке  к  карте  новейшей
тектоники  Западно-Сибирской  низменности  (ред.  И.  П.  Вар¬
ламов,  1970).  Геоморфологическая  же  карта  равнины  (ред.
И.  П.  Варламов,  1972),  в  составлении  и  редактировании  кото¬
рой  принял  участие  автор,  также  в  основе  своей  является  мор¬
фоструктурной.
 Много  данных  о  морфоструктуре  равнины  приводится  в
работах,  посвященных  геолого-геоморфологическим  методам
выявления  локальных  структур,  как  ловушек  нефти  и  газа
(Рагозин,  1951,  1953;  Вдовин,  1957;  Наливкин,  1958;  Чочиа,
1959;  Чочиа  и  др.,  1963,  1968;  Николаев  и  Проводников,  1960
а,  б;  1961  а,  б;  Зятькова,  1961;  Полканова,  1962,  1968;  Худя¬
ков,  1964;  Полканова  и  Шацкий,  1967;  Ласточкин,  1969,  1970;
Полканов,  1970;  и  др.).
 Морфоструктурные  исследования  приобрели  в  настоящее
время  значительный  размах.  Только  для  выявления  локальных
структур  разработано  до  100  методов  и  приемов  обработки
материала.  Опубликовано  несколько  схем  морфоструктуры  и
морфоструктурного  районирования  (Мещеряков,  1962;  Горо¬
децкая  и  Мещеряков,  1968;  Городецкая,  1970;  Архипов  и  др.,
1970),  существенно  отличающихся  друг  от  друга,  что  связано
с  неодинаковой  интерпретацией  составителями  геологических
данных.  Из  схем  наиболее  полной  и  близкой  к  морфоскульп¬
турным  является  схема  С.  А.  Архипова  (рис.  17).  На  ней  даже
показаны  экзогенные  формы  —  ложбины  стока  и  ледникового
выпахивания,  эрозионные  ложбины  и  берега  тобольских  долин,
а  морфоструктуры  делятся  на  денудационные,  аккумулятив¬
ные  и  аккумулятивно-денудационные.  Эта  схема  является
своеобразным  мостом  от  морфоструктурного  к  морфоскульп¬
турному  районированию.
 В  пределах  равнины  (рис.  17)  выделяются  две  категории
морфоструктур:  а)  положительные  (возвышенности,  плато,
наклонные  равнины)  и  б)  отрицательные  (низменности).  Мно¬
гие  из  них  хорошо  выражены  орографически.  Например,  Ниж¬
не-Иртышская,  Средне-Обская,  Нижне-Обская,  Надымская  и
Пуровская  низменности;  Верхне-Тазовская,  Северо-Сосьвин-
ская,  Полуйская  возвышенности.
 S3

Рис.  17.  Морфоструктура  Западно-Сибирской  равнины  (по  С.  А.
Архипову,  1970).
 Морфоструктуры  положительные,  прямые:  1  —  ак¬
кумулятивные;  2  —  денудационные;  3  —  аккумулятивно-денудацион-
ные;  4  —инверсионно-аккумулятивные;  5  —  сложные  (гетерогенные)
денудационные.  Морфоструктуры  отрицательные,  пря¬
мые:  6  —  аккумулятивные;  7  —  денудационные,  а  в  среднем-позднем
плейстоцене  —  молодые  прогибы  конседиментационного  типа;  5  —
сложные  (гетерогенные)  аккумулятивно-денудационные.  Крупные
экзогенные  формы  рельефа:  9  —  ложбины  стока,  ледникового  выпа¬
хивания  и  размыва,  а  также  эрозионные  и  денудационно-абразион¬
ные  депрессии;  10  —  эрозионные  ложбины;  11—эрозионные  борта
тобольских  переуглубленных  долин;  72  —граница  распространения
отложений  люлинворского  горизонта  (эоцен);  /5  —граница  Западно-
Сибирской  низменности;  /4  —  границы  внутри  морфоструктур;  75  —
условные  границы  между  морфоструктурами
 94

В  свою  очередь  морфоструктуры  разделяются  на  прямые,
инверсионные  и  гетерогенные.  Большинство  крупных  структур
мезозойского  и  кайнозойского  возраста  не  имеет  однозначного
выражения  в  современном  рельефе.  Например,  Нижневартов¬
ский,  Сургутский  и  Александровский  своды  и  валы  расположе¬
ны  в  пределах  низменностей,  а  Ханты-Мансийская  и  Николь¬
ская  впадины  оказываются  в  пределах  возвышенностей.  Такое-
несоответствие  объясняется  тем,  что  наряду  с  унаследованны¬
ми  тектоническими  структурами  в  верхней  половине  чехла
имеются  перестроенные  и  новообразованные  молодые  струк¬
туры.  Последние  и  отражаются  главным  образом  в  современ¬
ном  рельефе,  имея  .преимущественно  субширотное  простирание
во  внутренней  зоне  и  субмеридиональное  во  внешнем  поясе.
 Из  истории  развития  морфоструктуры
 Современная  морфоструктура  Западно-Сибирской  равни¬
ны  формировалась  под  влиянием  древних  (мезозойских  и  па¬
леогеновых)  и  молодых  (неоген-четвертичных  и  современных)
движений.
 Тектоническая  природа  морфоструктур  Западно-Сибирской,
равнины  подтверждается  сопоставлением  гипсометрической
карты  земной  поверхности  с  картой  рельефа  доюрского  фунда¬
мента.  Несмотря  на  залегание  последнего  на  глубинах  2—3  км
и  более  и  покрытие  мощной  толщей  рыхлых  мезозойско-кай¬
нозойских  осадочных  пород,  отмечается  сходство  общего  ха¬
рактера  его  деформаций  с  орографическим  планом  дневной
поверхности  равнины.  Ряд  крупных  возвышенностей  и  низмен¬
ностей  соответствует  поднятиям  и  прогибам  фундамента.
 Активные  тектонические  движения  в  фундаменте  плиты  за¬
кончились  в  триасе  и  раннем  лейасе.  В  период  формирования
платформенного  чехла  тектонические  движения  были  менее
активны,  но  полностью  не  затухали.  Фундамент  плиты  посте¬
пенно  погружался,  особенно  в  ее  центральной  части.  Это
устойчивое  унаследованное  прогибание  продолжалось  и  в  бо¬
лее  поздние  этапы  геологической  истории.  Однако  оно  ослож¬
нялось  тектоническими  движениями,  которые  приводили  к
изменению  контуров  плиты,  перемещению  ее  центра  во  вре¬
мени.
 Установлена  высокая  унаследованность  в  развитии  круп¬
ных  прогибов  и  поднятий  в  мезозойско-кайнозойском  чехле.
Положительные  структуры  последнего  образовались  над  де¬
нудационно-тектоническими  выступами  фундамента.  Складки
над  выступами  фундамента  в  осадочном  чехле  в  значительном
большинстве  случаев  прослеживаются  почти  по  всем  марки¬
рующим  горизонтам  юры,  мела  и  реже  палеогена.  Для  всех
положительных  структур  характерно  постепенное,  но  довольно
значительное  ослабление  их  контрастности  и  уменьшение
 95.

амплитуд  снизу  вверх  (в  5—10  раз  от  горизонта  юры  до  палео¬
гена).  Многие  крупные  валообразные  поднятия  затухают,  пе¬
реходят  в  структурные  носы  или  поглощаются  впадинами
(Ростовцев,  ред.,  1963).
 М.  Я.  РудкевинЛ.  М.  Зорькин  (1961)  выделили  в  преде¬
лах  ~плитьПзнн^^ 	В  первой,  занимаю¬
 щей  центральную  часть  плиты,  преобладают  отрицательные
структуры,  отделяющиеся  друг  от  друга  крупными,  но  пологи¬
ми  поднятиями.  Вторая  зона,  располагаясь  по  периферии  пли¬
ты,  характеризуется  большим  числом  положительных  и  нейт¬
ральных  структур.
 Отрицательные  структуры  наиболее  характерны  для  За-
падно-Сибирской  плиты.  Во  внутренней  зоне  они  занимают
около  60%  от  всей  ее  площади,  равной  примерно  1,7  млн.  км2.
 Положительные  структуры,  в  зависимости  от  расположения
их  во  внешней  и  внутренней  зонах,  классифицируются  по  мор¬
фологическим  признакам.  В  первой  выделяются  выступы,  сту¬
пени,  валы,  цепочки  и  группы  локальных  поднятий,  а  во  вто¬
рой—  пояса  валов,  группы  валов  и  сводообразные  поднятия.
Отмечается  значительное  увеличение  здесь  контрастности  этих
положительных  структур  по  сравнению  со  структурами  внут¬
ренней  зоны.
 Выделяются  локальные  поднятия  —  более  мелкие  положи¬
тельные  структуры  III  порядка,  с  которыми  связаны  место¬
рождения  нефти  и  газа.  К  началу  1966  г.  было  выявлено  сей¬
сморазведкой  в  пределах  равнины  более  700  локальных  под¬
нятий  (Рудкевич,  1969).  Они  делятся  на  три  типа.  1.  Поднятия,
отражающиеся  в  залегании  всех  горизонтов  платформенного
чехла  снизу  доверху  (сквозные).  На  долю  этих  поднятий
приходится  66%  от  числа  изученных  в  1963  г.  2.  Поднятия,
испытавшие  перестройку  в  верхних  горизонтах  чехла,  где  они
приобрели  форму  структурных  носов  или  слились  с  моноклина¬
лями  (24%).  3.  Структуры,  морфологически  сходные  с  подня¬
тиями  I  типа,  но  существенно  отличающиеся  заметной  ампли¬
тудой  (до  15—30  м)  в  горизонтах  палеогена  вследствие  усиле¬
ния  роста  в  альпийскую  эпоху  тектогенеза  (6%).
 Для  всех  типов  характерно  единство,  проявляющееся  в
том,  что  все  они  образованы  над  эрозионно-тектоническими
выступами  фундамента,  выполаживаясь  вверх  по  разрезу.  В
приведенной  классификации  подчеркивается  их  неравномер¬
ный  относительный  рост.  Около  70%  локальных  поднятий  име¬
ли  наиболее  интенсивный  рост  в  юре  и  валанжине,  20%  —в
готериве.  Выделяется  два  этапа  относительного  роста  этих
структур:  юрско-неокомский  и  палеоген-неоген-четвертичный.
Первый  этап  был  главным,  в  течение  которого  образовалось
подавляющее  большинство  структур.  Во  втором  этапе  проис¬
ходила  не  только  перестройка  ранее  возникших  структур,  но  и
создание  новых.
 Прогибание  плиты  и  выполаживание  контрастов  рельефа,
 96

имевшее  место  в  мезозое,  продолжалось  и  в  раннем  кайнозое.
Крупные  структуры  по  кровле  верхнего  мела  Среднего  При¬
обья  были  близкими  по  своим  очертаниям  и  по  кровле  эоцена.
 Сопоставив  структурные  схемы  и  карты  изопахит  по  мно¬
гим  горизонтам  чехла,  М.  Я.  Рудкевич  (1969,  стр.  84)  пришел
к  выводу,  что  «возрожденные  и  новообразованные  тектониче¬
ские  элементы  обусловлены  дифференцированными  движения¬
ми  с  преобладанием  воздымания,  тогда  как  сквозные,  унасле¬
дованные  поднятия,  развиваются  в  зонах  преимущественного
и  устойчивого  опускания».  К  преимущественно  новообразован¬
ным  он  относит  Толькинский  и  Северо-Сосьвинский  выступы,
Нижне-Тазовскую  и  Полуйскую  моноклинали  и  Люлинворский
свод,  к  возрожденным  —  Нижневартовский,  Александровский,
Колпашевский  своды  и  Колтогорско-Юганская  впадина,  а  к
унаследованным  —  юг  Надымской  и  Ханты-Мансийская  впа¬
дины  и  Северо-Уральская  моноклиналь.
 Таким  образом,  кайнозойская  эра  ознаменовалась  весьма
сложной  перестройкой  мезозойского  плана.  Это  привело  к  со¬
зданию  новых  и  возрождению  древних  структур,  при  продол¬
жающемся  устойчивом  опускании  по  мезозойскому  плану  —
многих  впадин  и  прогибов.  Иными  словами,  тектонические
движения  палеозоя  и  мезозоя  создали  «каркас»  современного
орографического  плана  равнины,  рельеф  которой  имеет  глубо¬
кие  «корни».  Сопоставление  карты  основных  элементов  совре¬
менного  рельефа  равнины  с  картой,  на  которой  нанесены
крупные  мезозойские  структуры,  показывает  во  многих  слу¬
чаях  их  полное  несовпадение.  Этот  вывод  подтверждается
структурно-геоморфологическими  исследованиями  автора  на
севере  Томской  области.
 Неотектоника  и  ее  роль  в  формировании  морфоструктуры
 Современная  морфоструктура  равнины  обязана  своим
окончательным  становлением  в  основном  активизации  текто¬
нических  движений  в  позднем  кайнозое,  точнее  в  неоген-чет-
вертичное  время.
 Структуры  земной  коры,  созданные  в  неоген-четвертичное
время,  изучает  неотектоника,  обоснование  которой  принадле¬
жит  В.  А.  Обручеву  (1948).  Только  после  работ  В.  А.  Обруче¬
ва  и  Н.  И.  Николаева  (1949)  неотектоника  приобрела  права
гражданства  и  стимулировала  развитие  структурно-геоморфо-
логических  исследований.  Однако  на  молодые  движения,
играющие  важную  роль  в  формировании  рельефа  Западной
Сибири,  указывали  еще  раньше  М.  А.  Усов  (1934),  И.  П.  Ге¬
расимов  (1936,  1940),  Б.  Ф.  Сперанский  и  В.  А.  Николаев
(1940),  В.  Н.  Сакс  (1947),  М.  П.  Нагорский  (1948),  Л.  А.  Ра¬
гозин  (1948).
 Уже  в  1950  г.  И.  П.  Герасимов  предложил  различать  но-
 7  Заказ  2770
 97

вейшие  и  современные  тектонические  движения.  На  взгляд
автора,  такое  четкое  деление  тектонических  движений  в  усло¬
виях  севера  Западной  Сибири  тюка  преждевременно,  ибо  его
изученность  недостаточна.  Позднее  И.  П.  Герасимов  и  Ю.  А.
Мещеряков  (1964  а)  выделяют  геоморфологический  этап  в
развитии  Земли,  который  включает  весь  комплекс  тектониче¬
ских  движений  мезозоя  и  кайнозоя.  Неотектонический  же  этап
они  рассматривают  как  его  последнюю  (позднеальпийскую)
фазу.  Именно  в  этой  фазе  наиболее  полно  и  отчетливо  прояви¬
лись  молодые  движения  в  современном  рельефе.
 В  Западной  Сибири  за  нижнюю  возрастную  границу  нео-
тектонического  этапа  принята  вторая  половина  верхнего  оли¬
гоцена,  когда  плита,  испытавшая  в  течение  длительного  вре*
мени  опускание,  превратилась  в  область  сравнительно  слабых
поднятий.  Последние  были  господствующими,  не  прерываю¬
щимися  сколько-нибудь  существенно  вплоть  до  голоцена
включительно.  Эта  нижняя  граница  автору  представляется  на¬
иболее  обоснованной  и  в  таком  объеме  этап  принят  в  дальней¬
шем  изложении.
 Выделяется  три  типа  новейших  тектонических  движений:
1)  относительные  перемещения  поверхности  плиты  и  уровня
океана,  2)  волнообразно-колебательные  и  3)  неравномерные
подвижки  блоков  фундамента  (Кузин,  1960,  1968;  Мещеряков,
1965;  Земцов,  1966  б,  1967  б;  Ласточкин,  1970  и  др.).  Природа
 I 	типа  движений  спорна.  Западно-Сибирская  плита  прогиба¬
лась  в  течение  мезозоя  и  раннего  кайнозоя,  что  связано  с  тек¬
тоническими  движениями,  объединяемыми  в  крупные  (поряд¬
ка  200  млн.  лет)  и  более  мелкие  (в  40—50  млн.  лет)  циклы
(Белоусов,  1962;  Артюшков,  1969  и  др.).  В  середине  крупного
цикла,  при  максимуме  прогибания  плиты,  наступали  транс¬
грессии,  продолжавшиеся  десятки  миллионов  лет.  Природа  же
плейстоценовых  кратковременных  трансгрессий  скорее  всего
гляциоизостатическая.
 Движения  II  типа,  вызванные  тектоническими  силами,
имели  иной  характер  и  определяли  формирование  современно¬
го  рельефа  равнины.  Они  нашли  ясное  отражение  в  орографи¬
ческом  плане,  в  смещении  рек  и  в  образовании  низменностей.
 Движения  III  типа,  связанные  с  тектоникой,  лишь  внесли
коррективы  в  строение  рельефа.  Роль  этих  движений  с  каж¬
дым  годом  раскрывается  во  все  более  широких  масштабах.
Однако  для  равнины  некоторыми  геологами  она  преувеличи¬
валась.  По  образному  выражению  Д.  Л.  Арманда  (1950,
стр.  54),  «создавалось  представление  о  земной  коре  как  о  чем-
то  напоминающем  клавиатуру  многорядной  гармонии,  где
каждая  точка  постоянно  и  независимо  друг  от  друга  переме¬
щается  вверх  и  вниз».  Такие  утверждения  лишь  дискредити¬
ровали  тектонический  фактор  и  вселяли  недоверие  к  нему.
 Тектонические  движения  II  и  III  типов  проявлялись  с  боль¬
шей  или  меньшей  интенсивностью  в  зависимости  от  структур-
 98

ного  плана.  Движения  блоков  и  связанные  с  ними  дизъюнк¬
тивные  нарушения  приурочены  в  основном  к  внешнему  поясу
равнины,  где  они  находят  непосредственное  отражение  в  со¬
временном  рельефе.  Колебательно-волновые  движения  преоб¬
ладают  во  внутренней  зоне.
 ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ  УСЛОВИЯ
И  ОПЫТЫ  РАЙОНИРОВАНИЯ
 Развитие  экзогенных  процессов  определяется  не  только
особенностями  геологического  субстрата,  но  и  физико-геогра¬
фическими  условиями.
 Западно-Сибирская  равнина  —  в  основном  плоская,  с  абсо¬
лютными  отметками  до  140  м  (рис.  1)  и  углами  наклона,  не
превышающими  1°30'.  Почти  половина  равнины  имеет  углы
наклона  меньше  0°30'  и  лишь  на  Сибирских  увалах  и  Белогор¬
ском  материке,  где  абсолютные  отметки  достигают  300  м,  они
местами  достигают  6°.  Незначительна  и  глубина  расчленения
рельефа  —  преобладают  глубины  местных  базисов  эрозии  в
интервале  5—25  м.  Среднее  расстояние  между  соседними  по¬
нижениями  рельефа  (густота  расчлененности)  колеблется  в
пределах  1—5  км  и  только  на  Верхне-Тазовской  возвышенно¬
сти,  Белогорском  материке  и  некоторых  других  положитель¬
ных  структурах  снижается  до  0,5—1  км  (Николаевская,  1970).
 Равнинная,  слабо  расчлененная,  с  небольшими  амплитуда¬
ми  высот  поверхность  обусловливает  исключительно  ясно  вы¬
раженную  широтную  географическую  зональность.
 Эта  зональность  находит  отражение  во  многих  опытах  фи-
зико-географического  районирования  как  Западной  Сибири  в
целом,  так  и  отдельных  ее  частей  (Григор  и  Земцов,  1961;
Прокаез  и  Оленев,  1962;  Рихтер,  1963;  Сляднев,  1964;  Гвоздец¬
кий  и  др.,  1969,  1973  и  др.).  В  последней  сводке  дан  обзор  и
анализ  имеющихся  схем  районирования,  поэтому  нет  необхо¬
димости  останавливаться  на  этой  проблеме.
 Автором  совместно  с  Г.  Г.  Григором  проводилось  комплекс-
ное  физико-географическое  (природное)  районирование  За¬
падной  Сибири  для  сельскохозяйственных  целей  и  составлена
одна  из  первых  схем  районирования  (Григор  и  Земцов,  1961).
 На  первом  этапе  была  составлена  серия  специальных  карт
(геоморфологическая,  гидрологическая,  климатическая,  поч¬
венная  и  геоботаническая).  Затем  на  их  основе  разработано
комплексное  районирование.
 В  основу  районирования  Западной  Сибири  нами  положены
два  фактора,  определяющих  особенности  почвенно-раститель¬
ного  покрова:  геолого-геоморфологический  и  биоклиматиче-
ский.  Особое  внимание  уделялось  генетическому  принципу.
Анализировались  факторы,  формирующие  равнину,  современ-
 7*
 99

«ая  структура  географической  среды  и  присущие  последней
процессы,  а  также  история  и  возраст  отдельных  районов.
 В  пределах  северной  и  центральной  частей  равнины  нами
выделено  три  широтных  физико-географических  зоны:  тундры,
лесотундры  и  тайги  (рис.  18).  Некоторые  зоны  разделены  на
подзоны,  а  внутри  зональных  единиц  выделены  округа  и  райо¬
ны.  Долины  же  крупных  рек  показаны  в  качестве  интразональ-
ных  областей.
 Выделение  физико-географических  зон  и  подзон  в  значи¬
тельной  степени  определялось  характером  и  ходом  развития
экзогенных  факторов.  Так,  например,  физико-географические
зоны  и  подзоны  почти  совпадают  с  мерзлотными  зонами,  к  ко¬
торым  приурочены  определенные  криогенные  явления  и  формы
рельефа.  Тесно  связаны  с  природными  особенностями  зон
болотообразовательные  процессы  и  торфонакопление.  Грани¬
цы  разновременных  материковых  оледенений  ,на  севере  Запад¬
ной  Сибири  явились  важными  ландшафтными  рубежами  и  т.  д.
Условия  развития  экзогенных  процессов  в  (каждой  из  зон  и
подзон  различны  и  определяются  природными  особенностями
последних.
 Особенно  велико  значение  в  развитии  экзогенных  процес¬
сов  климата  и  гидрологического  режима,  характеристике  ко¬
торых  посвящены  работы  В.  В.  Орловой  (1962);  А.  П.  Слядне-
ва  (1964);  В.  С.  Мезенцева  и  И.  В.  Карнацевича  (1969)  и  дру¬
гих  географов.
 Некоторые  особенности  климата  и  гидрологического  режи¬
ма  будут  рассмотрены  при  характеристике  рельефоо(бразова-
ния,  здесь  же  автор  считает  наиболее  целесообразным  дать
комплексную  характеристику  гидролого-климатических  зон.
 В  пределах  северной  и  центральной  частей  Западно-Сибир-
ской  равнины  В.  С.  Мезенцевым  и  И.  В.  Карнацевичем  выде¬
ляются  следующие  гидролого-климатические  зоны: 	1. 	Зона
 постоянного  весьма  избыточного  увлажнения  и  весьма  недо¬
статочной  теплоабеспеченности,  которая  включает  зону  тунд¬
ры  и  лесотундры.  2.  Зона  весьма  избыточного  увлажнения  и
недостаточной  теплообесиеченности,  занимающая  зону  север¬
ной  тайги.  3.  Зона  избыточного  увлажнения  в  средний  и  влаж¬
ный  годы  и  оптимального  увлажнения  и  достаточной  тепло-
обеспеченности  в  сухой  год  повторяемостью  один  раз  в  5  лет.
 4. 	Зона  оптимального  сочетания  тепла  и  влаги  в  средний  и  су¬
хой  годы  и  избыточного  увлажнения  во  влажный  год  повто¬
ряемостью  один  раз  в  5  лет.
 Перечисленные  зоны  в  большей  или  меньшей  степени  ха¬
рактеризуются  значительным  избытком  влаги  и  недостаточной
теплообеспеченностью  или  оптимальным  их  сочетанием,  что
способствует  интенсивному  заболачиванию  поверхности  и  раз¬
витию  болот,  а  в  двух  последних  зонах  —  мощному  торфона-
коплению.  Благоприятствуют  этим  процессам  подтопление  ря¬
да  площадей  в  связи  с  повышением  уровня  грунтовых  вод,
 100

Рис.  18.  Физико-географические  районы  Западной  Сибири.
 /  —  Зона  тундры:  /а  —подзона  арктической  тундры;  16  —
подзона  субарктической  тундры.
 //.Зона  лесотундры.
 ///.  Зона  тайги:  Ша  —  подзона  северной  тайги;  III6  —  подзо¬
на  кедрово-сосновых  заболоченных  лесов  и  подзолистых  почв  (сред¬
няя  тайга);  Шв  —  подзона  хвойно-березовых  лесов  с  дерново-подзо-
лнстыми  почвами  (южная  тайга).
 IV. 	Зона  лиственных  лесов.
 V. 	Зона  лесостепи:  Ка  —подзона  северной  лесостепи;  Кб  —
подзона  южной  лесостепи.
 V/.  3  о  н  а  степей.
 VII.  Горная  область  Кузнецкого  Алатау
 101

вызванных  различиями  в  балансе  тепла  и  влаги  в  отдельные
годы.  Последнее  также  сказывается»  на  колебаниях  уровней
озер.
 В  пределах  западно-сибирской  тайги  в  среднем  выпадает
осадков  от  400  до  550  мм  в  год.  Причем  максимальное  их  ко¬
личество  приходится  на  теплый  период.  В  зоне  тундры  количе¬
ство  осадков  снижается  до  350—300  мм  и  менее.  При  слабом
испарении  значительная  часть  осадков  должна  формировать
поверхностный  сток.  Равнинность  же  территории,  наличие
многочисленных  отрицательных  форм  рельефа  и  озер  отнюдь
не  способствуют  этому.
 К  особенностям  гидрологического  режима  следует  отнести
замедленный  поверхностный  сток,  слабый  естественный  дре¬
наж  грунтовых  вод,  что  создает  оптимальные  условия  для  .раз¬
вития  болот.  Болота  ежегодно  консервируют  в  среднем  около
 7,5 	км3  воды  (Вендров,  Герасимов  и  др.,  1966).
 Реки  имеют  незначительные  уклоны  и  малое  падение  (ме¬
нее  0,1  м  на  км),  что  благоприятствует  интенсивному  разви¬
тию  боковой  эрозии.
 Питание  рек  равнины  осуществляется  в  основном  за  счет
весеннего  онеготаяния  (до  60%),  с  которым  связаны  высокие
(до  10  м)  половодья,  разлив  и  затопление  на  десятки  кило¬
метров  пойменных  террас.  Меньшее  значение  в  питании  рек
имеют  дождевые  и  грунтовые  воды.
 Таежные  реки  отличаются  сравнительно  высокой  водонос¬
ностью.  Средний  их  модуль  стока  достигает  4—6  л/сек  км2.
Высокие  уровни  и  расходы  воды  в  реках  продолжаются  до  3—
4  месяцев,  чему  способствуют  также  летние  дожди.
 Перечисленные  особенности  гидрологического  режима  в
значительной  степени  определяют  ход  экзогенных  процессов
в  формировании  морфоскульптуры.

Часть  вторая
 ЭКЗОГЕННЫЕ  ПРОЦЕССЫ
И  МОРФОСКУЛЬПТУРНЫЕ  ФОРМЫ
РЕЛЬЕФА
 9
 ОПРЕДЕЛЕНИЕ  ПОНЯТИЯ  «МОРФОСКУЛЬПТУРА»
 Понятие  «морфоскульптура  рельефа»  введено  в  геоморфо¬
логию  И.  П.  Герасимовым,  который  включал  в  него  «более
мелкие  морфологические  детали,  сложившиеся  за  счет  экзо¬
генных  процессов,  взаимодействующих  с  другими  факторами
образования  рельефа»  (1959,  стр.  2).  Морфоскульптурные
формы  значительно  осложняют  морфоструктуру  равнины.
 «В  свою  очередь,  развитие  экзогенных  процессов  и  связан¬
ных  с  ними  морфоскульптурных  форм  в  определенной  степени
зависит  от  того,  на  каких  морфоструктурах  они  развиваются—
отрицательных  или  положительных.  Важное  значение  имеют
размеры  и  возраст  этих  морфост.руктур  и  их  тектоническая
активность.
 Наряду  с  мелкими  морфоскульптурными  формами  выде¬
ляются  обширные  участки  земной  поверхности,  однотипные  по
характеру  морфоскульптуры,  /которые  Ю.  А.  Мещеряков
(1965)  называет  морфоскульптурными  зонами.  В  северной  и
центральной  частях  Западно-Сибирской  равнины  выделяется,
например,  всего  три  зоны:
 1. 	Зона  ледниково-морских  форм  и  мерзлотно-солифлюк-
ционных  процессов,  которая  занимает  почти  всю  северную
часть  равнины  вплоть  до  Сибирских  увалов.
 2. 	Зона  ледниковых  и  флювиогляциальных  форм,  озерно¬
ледниковых  равнин  и  современных  эрозионно-аккумулятивных
процессов  с  локальными  проявлениями  мерзлотно-солифлюк-
ционных  процессов.  Южной  границей  этой  зоны  является  гра¬
ница  максимального  (самаровского)  оледенения.
 3. 	Зона  эрозионных  и  аккумулятивных  равнин  и  процессов
линейной  эрозии,  занимающая  приледниковую  и  внеледнико-
вую  области  (Зятькова  и  Кузнецова,  1970).
 103

На  составленной  нами  карте  физико-географических  райо¬
нов  Западной  Сибири  (рис.  18)  эти  три  зоны  входят  соответ¬
ственно  в  зоны  тундры,  лесотундры  и  тайги.
 В  бассейне  р.  Таз  выделяются  морфоскульптурные  комп¬
лексы:  дренированные  наклонные  поверхности,  склоны,  при¬
речные  части  террас,  заболоченные  и  заозеренные  поверхности
бугристых  торфяников,  линейно-грядовые  формы  и  т.  д.  (При¬
родные  условия  освоения..,  1972).  Однако  четкого  определений
комплексов  не  приводится.
 В  настоящем  исследовании  автора  достаточно  подробно
характеризуются  морфоскульптурные  формы  рельефа  Запад-
но-Сибирской  равнины,  которые  формируются  не  только  раз¬
личными  экзогенными  процессами  как  древними,  так  и  совре¬
менными  (деятельности  ледников,  рек,  ветра  и  т.  д.),  тесно
взаимодействующими  с  тектоническими  движениями,  но  и  под
влиянием  гравитационных  процессов,  силы  Кориолиса,  возни¬
кающей  при  вращении  Земли  вокруг  своей  оси,  биогенного
фактора.  Объединение  же  морфоскульптурных  форм  в  комп¬
лексы  и  зоны  не  входило  в  задачу  автора.  В  общих  же  чертах
охарактеризованные  нами  многочисленные  и  весьма  разнооб¬
разные  морфоскульптурные  формы  рельефа  могут  быть  объе¬
динены  в  упомянутые  выше  морфоскульптурные  зоны.
 ОЛЕДЕНЕНИЯ  И  РЕЛЬЕФ
 В  плейстоцене  появились  неизвестные  в  более  ранние  эпо¬
хи  геологической  истории  Западно-Сибирской  равнины  каче¬
ственно  новые  и  мощные  факторы  рельефообразования  —
покровные  оледенения.  Большинством  исследователей,  в  том
числе  и  автором,  выделяется  несколько  оледенений:  в  нижнем
плейстоцене  —  демьянское*,  в  среднем  —  максимальное  (са-
маровская  и  тазовская  стадий)  и  в  верхнем  —  зырянское.
 Важнейшая  преобразующая  роль  оледенений  сказалась
прежде  всего  в  нивелировании  неровностей  дочетвертичного
рельефа,  созданных  главным  образом  тектоническими  движе¬
ниями  и  эрозионно-денудационными  процессами.  С  экзара¬
цией  связано  образование  ложбин  ледникового  выпахивания
и  других  отрицательных  форм  рельефа.  Ледниковой  аккуму¬
ляцией  созданы  разнообразные  специфические  формы  релье¬
фа,  которым  нет  аналогов  в  прошлой  истории  равнины.  Фор¬
мы  рельефа  в  области  зырянского  оледенения,  созданные  во
 *  Название  дано  в  I960  г.  В.  А.  Зубаковым  (1972).  Основанием  явились
следы  похолодания  в  виде  элементов  дриасовой  флоры,  установленные
В.  Н.  Сукамевым  в  1910  г.,  в  обнажении  у  с.  Демьянского  в  низовьях  Ир¬
тыша.  Название  не  отвечает  стратотипу,  но  вошло  в  унифицированную
схему  и  учебную  литературу,  поэтому  автор  счел  возможным  это  название
не  'менять.
 104

время  верхнего  плейстоцена,  прекрасно  сохранились,  другие*,
образование  которых  связано  с  более  древними  ледниковыми
покровами,  почти  полностью  уничтожены  последующей  дену¬
дацией  и  о  наличии  их  в  прошлом  можно  судить  лишь  по  лед¬
никовым  отложениям.  Какова  же  роль  каждого  из  ледниковых
покровов?
 Роль  демьянского  ледникового  покрова
 В  свое  время  Райт  (Wright,  1889,  стр.  272)  применительно
к  Северной  Америке  образно  писал,  что  «доледниковая  по¬
верхность  вся  изъедена  ходами  древних  речных  долин,  места¬
ми  до  500  футов  глубже  современного  ложа...  Страна  похожа
в  большем  масштабе  на  изъеденную  червями  доску,  которую
плотник  заровнял  замазкой».
 Роль  демьяновского  покрова  на  севере  Западно-Сибирскои
равнины,  занимавшего  лишь  приуральскую  и  приенисейскуЮ'
части  (рис.  19),  сводилась  в  основном  к  нивелировке  долед¬
никовой  поверхности.  «Замазкой»  в  данном  случае  являлись
ледниковые  отложения.
 Прежде  чем  выяснять  роль  ледников  в  выравнивании  до¬
ледниковой  поверхности,  необходимо  кратко  остановиться  на
характеристике  последней.
 Дочетвертичный  рельеф  равнины  выглядит  гораздо  слож¬
нее  картины,  нарисованной  Райтом  для  Северной  Америки.
Он  не  только  «изъеден»  ходами  древних  речных  долин,  но  и
осложнен  обширными  тектоническими  впадинами,  прогибами
и  поднятиями.  Дочетвертичный  рельеф  характеризуется  коле¬
баниями  высот  до  400—450  м  (от  плюс  120—150  м  до  минус
250—300  м).  Погребенные  долины  имеют  ширину  нескольких
десятков  километров.  Рядом  геологов  они  принимаются  за
долины  многоводных  транзитных  рек,  существовавших  в  позд¬
нем  плиоцене  при  низком  (около  400—500  м)  положении  уров¬
ня  Мирового  океана  (Лазуков,  1962;  Кузин,  1960,  1961;  Кузин
и  др.,  1963).  Многие  из  подобных  долин,  например,  в  низовьях
pp.  Полуя,  Оби,  Надыма  приурочены  к  тектоническим  впади¬
нам,  другие  располагаются  вдоль  прогибов.
 Некоторые  геологи  доказывают,  что  погребенные  долины
в  ряде  случаев  представляют  собой  древние  ложбины  ледни¬
кового  выпахивания  и  сформировались  не  в  плиоцене,  а  в
нижнем  плейстоцене  (Архипов,  1971;  Захаров,  1969;  и  др.).  В
пользу  их  ледникового  генезиса  приводятся  убедительные
аргументы.  В  долинах  нет  аллювия,  а  заполнены  они  «немы¬
ми»  валунными  суглинками  с  огромными  ледниковыми  оттор-
женцами.  Трудно  также  представить  существование  крупных
и  очень  многоводных  рек,  выработавших  гигантские  долины
в  условиях  аридного  климата  плиоцена.  Скорее  всего  в  ни¬
зовьях  современных  рек  Оби,  Надыма,  Полуя,  Таза  и  Пура
имели  место  тектонические  депрессии  и  прогибы.  По  по-
 105-

Р2Н'  IЕЗ*  СЗ3  СЗ4
 Рис.  19.  Распространение  ледниковых  покровов  на  севере  Запад¬
ной  Сибири.
 Граница:  1—демьянского  оледенения;  2  —  самаровского  оледене¬
ния;  5  —тазовской  стадии  самаровского  оледенения:  4  —  зырянского
оледенения
 106

следним  и  протекали  палеореки.  Некоторые  же  ложбины,  ви¬
димо,  являются  ложбинами  ледникового  выпахивания.  К  та¬
ким  относится  на  северо-востоке  равнины  Елогуй-Келлогская
ложбина  (Архипов  и  Кинк,  1962).  Она  имеет  субширотное
простирание,  тянется  на  расстоянии  50  км,  при  ширине  5—
 7 	км.  Глубина  ее  изменяется  от  минимальной  —  50  м  (отмет¬
ки  плюс  25—35  м)  до  максимальной  —  около  250  м  (отметки
минус  210—215  м).  Заполнена  эта  ложбина  мощной  (до
250  м)  толщей  «немых»  валунных  суглинков  и  ленточных
глин  с  включением  ледниковых  отторженцев  мощностью  в
в0  и  65  м.  В  Енисейской  депрессии,  на  левом  берегу  р.  Енисея,
в  5  км  ниже  станка  «Лебедь»  бурением  вскрыта  самая  глубо¬
кая  экзарационная  рытвина,  днище  которой  расположено  на
глубине  342  м  ниже  уровня  моря  (Архипов  и  Матвеева,  1964).
Она  заполнена  досамаровской  (мощность  73  м)  и  самаровской
(мощность  141  м)  моренами.
 На  северо-западе  равнины  крупная  ложбина  субширотной
ориентировки  установлена  вдоль  р.  Казыма.  Наиболее  глубо¬
кая  часть  ее  днища  имеет  отметку  —250  м.  Общая  мощность
ледниковых  отложений  здесь  достигает  250—265  м  (Захаров,
1969).  Нижняя  морена  заполняет  наиболее  глубокие  части
рытвины  и  перекрывается  самаровской  мореной,  выделяется
также  Северо-Сосьвинская  ложбина.
 Все  эти  ложбины,  имея  субширотное  простирание,  пересе¬
кают  долины  транзитных  рек  Оби  и  Енисея.  Все  они  отлича¬
ются  крайне  неровной  поверхностью  своих  днищ.  В  последних
прослежены  глубокие  впадины,  вытянутые  рытвины,  разде¬
ляющие  их  выступы  (Архипов,  1971).  Характерно,  что  погре¬
бенные  рытвины  очень  близки  по  своей  морфологии  к  описан¬
ным  авторам  вытянутым  рытвинам,  расположенным  в  обла¬
сти  зырянского  оледенения  на  Таз-Турухан-Хетском  между¬
речье  и  прекрасно  сохранившимся  в  современном  рельефе
(Земцов,  1964а).
 Приведенные  примеры,  несомненно,  свидетельствуют  о  ни¬
велирующей  роли  демьянского  покрова.  Какого  бы  ни  были
генезиса  ложбины,  но  факт  остается  фактом,  что  они  запол¬
нены  ледниковыми  отложениями.  Видимо,  нельзя  сбрасывать
со  счета  и  его  экзарационную  деятельность.  Ледниковый  же
рельеф  этого  нижнеплейстоценового  оледенения  не  сохра¬
нился.
 Роль  максимального  ледникового  покрова
 В  области  распространения  ледников  в  самаровскую  ста¬
дию  максимального  оледенения  ледниковые  и  водно-ледни¬
ковые  формы  рельефа  сохранились  далеко  не  везде.  Поэтому
граница  оледенения  проводится  по  распространению  леднико¬
вых  отложений  (рис.  19).  Последние  наиболее  полно  пред¬
ставлены  в  тектонически  обусловленных  впадинах  и  прогибах
 >107

досамаровского  рельефа  и  в  глубоких  долинах  тобольских  па¬
леорек.  В  этом  прежде  всего  заключается  нивелирующая  роль
самаровского  ледникового  покрова.
 К  югу  от  Сибирских  увалов,  в  Среднем  Приобье,  леднико¬
вый  покров  занимал  крупные  тектонические  впадины,  погру¬
жение  которых  происходило  и  в  плейстоцене.  Морены  частич¬
но  отлагались  в  подпрудных  водоемах.  В  таких  условиях  и
первоначальный  ледниковый  рельеф  не  отличался  значитель¬
ной  контрастностью  форм,  подвергался  размыву  и  выполажи-
ванию.  В  послеледниковое  время  этот  рельеф  был  настолько
преобразован  последующими  эрозионно-денудационными  про¬
цессами,  что  его  можно  назвать  типичным  эрозионным
(рис.  20,  а).  Поверхность  этой  части  равнины  пологоволни¬
стая,  где  редко  встречаются  невысокие  и  слабо  выраженные  в
рельефе  холмы.  Абсолютные  отметки  нигде  не  превышают
120  м.  Такой  рельеф  характерен  для  левобережья  р.  Оби  —
бассейнов  pp.  Малого  Югапа,  Большого  Югана,  Куль-Егана,
Соснинского  Егана,  Ларь-Егана,  а  западнее  —  Балыка  и  Са¬
лыма.
 Пологохолмюстый  ледниковый  рельеф  развит  на  левобе¬
режье  р.  Вах  (Ларьякский  материк)  и  в  междуречье  Оби,
Агана  и  Колик-Егана  (Аганский  материк).  Рельеф  первого
характеризуется  наиболее  высокими  отметками  (до  160  м),
значительной  эрозионной  расчлененностью,  весьма  слабой
заболоченностью  и  отсутствием  озер.  Первичный  холмисто¬
моренный  рельеф  сохранился  слабо.  В  рельефе  второго  выде¬
ляется  возвышенность  в  «виде  гряды,  выпуклая  сторона  кото¬
рой  обращена  к  долине  р.  Оби  и  круто  обрывается  к  послед¬
ней,  образуя  четко  выраженный  высокий  (до  30  м)  уступ  ко
 II 	надпойменной  террасе.  Вогнутая  сторона  гряды  обращена
на  север  и  постепенно  снижается  к!  р.  Агану.  Только  в  обла¬
стях  новейших  тектонических  поднятий  на  Аганском  «матери¬
ке»  сохранился  пологохолмистый  моренный  рельеф.  Холмы
еще  не  потеряли  своих  прежних,  созданных  ледниковой  акку¬
муляцией,  очертаний.  Однако  поверхность  расчленена  эрозией
достаточно  глубоко,  поэтому  озер  нет,  а  заболоченность  све¬
дена  к  минимуму.  Встречающиеся  болота  —  обычно  «лапча¬
той»  формы.  Приурочены  они  к  эрозионным  ложбинам  и
имеют  не  площадное,  а  большей  частью  линейное  распростра¬
нение.
 В  центральной  части  равнины  приледниковая  зона  была
занята  подпрудными  водоемами.  В  современном  рельефе  бере¬
говые  линии  их  проследить  очень  трудно.  Обычно  в  низовьях
р.  Иртыша  и  по  р.  Оби  они  рисуются  по  горизонталям  от  80—
90  до  110—120  м  (Каплянская  и  Тарноградский,  1961,  1966;
Волков  и  Волкова,  1964,  1965).
 Лучше  сохранились  формы  ледникового  и  водно-леднико-
вого  рельефа  самаровской  стадии  в  бассейнах  Дубчеса,  Ело-
гуя  и  других  левых  притоков  р.  Енисея.  Досамаровский  рельеф
 108

Рис.  20.  Рельеф  ледниковой  зоны.
а  —  пологоволнистая  поверхность  области  самаровского  оледенения,
сильно  расчлененная  эрозионной  сетью.  Реки  имеют  широкие  асим¬
метричные  долины;  в  —  пологохолмистый  моренный  рельеф  тазов¬
ской  стадии  максимального  оледенения  с  глубоко  врезанной  речной
сетью;  б  —  плоский,  полого  понижающийся  от  конечно-моренных
гряд  рельеф  зандровой  равнины  с  обилием  озер
 109

здесь  отличался  значительной  большей  расчлененностью,  чем
современный.  Передвигаясь  по  расчлененному  рельефу,  ледник
увеличивал  свою  мощность.  Это  позволяло  ему  преодолевать
сравнительно  крупные  препятствия.  В  результате  мощность
основной  морены  достигала  140  м,  образовались  отторженцы
и  гляциодислокации.  Контрасты  досамаровского  рельефа  бы¬
ли  сглажены,  впадины  заполнились  ледниковыми  отложения¬
ми  и  сформировался  ледниковый  рельеф,  сохранившийся  до
сих  нор.  В  краевой  зоне  ледника  описана  полоса,  шириною  до
100—120  км,  холмистого  рельефа  (Архипов  и  Кинк,  1962).  В
ней  выделяется  два  типа  рельефа: 	1) 	комплекс 	единичных,
 местами  вытянутых  в  цепочку  мелких  холмов  и  гряд  и  2)  круп¬
ные  массивы,  объединяющие  целые  группы  высоких  холмов,
расположенных  как  бы  на  одном  основании.  Такие  массивы
описаны  С.  А.  Архиповьш  и  X.  А.  Кинк  на  северо-восточной
окраине  Келлог-Теульчесской  возвышенности,  в  «верховьях
pp.  Каменного  Дубчеса  и  Сарчихи.  Отмечается  общее  посте¬
пенное  снижение  холмов  по  высоте  и  уменьшение  их  размеров
к  краю  ледника.
 Первый  тип  рельефа  —  обширные  поля  холмов  и  гряд  при¬
урочены  к  поверхностям  с  абсолютными  отметками  от  180  до
220  м.  Относительные  высоты  обычно  овальных  и  округлых
холмов  составляют  30—35  м,  реже  до  45—50  м.  Размеры  их
колеблются  от  сотен  метров  до  2—3  км  в  диаметре.  Вершины
их  куполообразные  или  вытянутые  и  уплощенные.  Холмы  раз¬
общены  понижениями,  размеры  и  очертания  которых  разно¬
образны.  Эти  понижения  часто  замкнутые.
 Высота  массивов,  приуроченных  к  максимальным  отмет¬
кам  поверхности  до  270—290  м,  достигает  100—110  м,  а  вы¬
сота  «нанизанных»  на  них  холмов  не  превышает  15—20  м.
Массивы  холмов  имеют  овально-вытянутые  очертания  в  пла¬
не,  а  размеры  их  колеблются  от  3—5  км  до  10—1(2  км  в  диа¬
метре.  Вершины  холмов  обычно  пологие  или  выпуклые,  однако
вверху  крутизна  склонов  равна  15—20°.  Ближе  к  основанию
массива  склоны  становятся  прямолинейно-вогнутыми.  Отме¬
чается  сравнительно  густая  расчлененность  массивов  реками,
протекающими  в  плоскодонных  долинах,  лощинами  и  оврага¬
ми  с  крутым  падением  тальвегов  к  понижениям.
 Таким  образом,  в  отличие  от  центральных  районов  равни¬
ны,  здесь  хорошо  выделяются  в  рельефе  комплексы  форм,  ко¬
торые  справедливо  считаются  краевыми  ледниковыми  образо¬
ваниями.  Последние  окаймлены  зандровыми  полями,  особенно
в  бассейнах  pp.  Сыма,  Каса.  Эти  поля  С.  А.  Архипов  и  X.  А.
Кинк  назвали  зандровыми  террасамит  которые  отличаются  от
речных  тер'рас  огромными  размерами.  Зандровые  террасы  в
20—30  раз  шире  речных.
 Крупные  ложбины  стока,  заполненные  песками,  по  Сыму,
Тыму,  Кети  и  Касу  ранее  описаны  нами  (Земцов,  1959  б;  Зем¬
цов  и  Шацкий,  1959).  Хорошо  выделяется  в  рельефе  Тымская
 110

ложбина  стока,  шириною  до  30—40  км,  ориентированная  в
СВ-ЮЗ  направлении.  На  днище  ложбины  отчетливо  просле¬
живаются  линейно-вытянутые  песчаные  гряды.  Они  тянутся
параллельно  друг  другу  местами  на  десятки  километров  при
ширине  до  3  км.  Межгривные  понижения  заняты  болотами  или
озерами  вытянутой  формы.  Превышения  rpiULJiaAJ^  оделяю¬
щими  их  болотами  равны  5—10  м.  Рельеф  гряд  имеет  флювио-
гляциальный  генезис,  о  чем  свидетельствует  грубозернистый  с
калькой  состав  слагающих  их  песков.
 На  северо-западе  равнины  роль  ледников  по  сглаживанию
контрастов  рельефа  также  очень  велика.  Их  отложениями  вы¬
ровнены  тектонические  депрессии  и  прогибы,  эрозионные  до¬
лины,  не  совсем  заполненные  во  время  демьянского  оледене¬
ния.  Однако  ледниково-аккумулятивные  формы  рельефа  встре¬
чаются  редко.  Достоверными  следами  пребывания  здесь
ледника  являются  многочисленные  гляциодислокации,  пред¬
ставленные  мелкими  крутыми  складками  в  верхних  слоях  до¬
четвертичных  пород  и  прослеживаемые  в  глубину  до  200  м.
Складки  эти  обычно  затухают  уже  с  глубины  десятков  метров.
Размеры  складок  от  метров  до  12—3  км  в  поперечнике,  а  углы
наклона  слоев  составляют  80—90°.  По  форме  это  сильновытя¬
нутые  асимметричные  антиклинали,  местами  с  наиболее  кру¬
тыми  северо-западными  крыльями.  Такие  складки  наблюдают¬
ся  в  бассейнах  pp.  Няланьи,  Сыскосыньи,  Вогулки,  Сев.  Сось¬
вы,  в  нижнем  течении  Лесми-Югана  и  Бол.  Мат-Югана,  в
среднем  течении  pp.  Висима,  Казыма,  Ворьи,  а  также  на  воз¬
вышенностях  Люлин-Вор,  Мужинского  Урала  и  Черной  горы.
Складки,  по  всей  вероятности,  образовались  в  результате
напорного  воздействия  наступавших  на  равнину  ледников
(Захаров,  1965,  1969).
 Для  выяснения  рельефообразующей  роли  ледника  очень
важно  знать,  что  к  проявлениям  мелкой  складчатости  приуро¬
чен  параллельно-грядовый  рельеф.  Природа  его  еще  не  выяс¬
нена.  Существует  несколько  гипотез,  которые  подробно  изло¬
жены  Ю.  Ф.  Захаровым  (1965)  и  С.  П.  Альтером  (1971),
поэтому  ограничимся  лишь  несколькими  замечаниями.
 Геологи  ВСЕГЕИ  принимали  параллельно-грядовый
рельеф  за  ледниково-аккумулятивный.  Сходную  мысль  выска¬
зал  Г.  Ф.  Лунгерсгаузен  (1955,  стр.  61)  для  приуральской
части  равнины:  «Параллельно-грядовый  рельеф  создан...  со¬
вокупным  действием  ледниковой  эрозии,  аккумуляции  и  вы¬
мораживания  грунта  у  краев  крупных  массивов  мертвого  льда
в  процессе  их  сокращения».  Позднее  в  низовьях  pp.  Пура  и
Надыма,  были  описаны  линейно-грядовые  формы  рельефа,
которые  напоминают  ледниковые,  отличаясь  от  последних  ме¬
нее  четкой  морфологией  и  более  крупными  размерами.  Гряды
встречены  в  местах  выхода  на  дневную  поверхность  палеоге¬
новых  пород  и  зачастую  сложены  ими.  Лишь  тонкий  плащ
отложений  плейстоцена  перекрывает  их  с  поверхности.
 111:

Ю.  Ф.  Андреев  (1960)  и  С.  П.  Альтер  (1960)  грядам,  которые
в  значительной  степени  были  преобразованы  мерзлотными  и
эрозионными  процессами,  приписывают  тектоническую  приро¬
ду.  Однако  механизм  образования  гряд  ими  не  раскрыт.
 С. 	П.  Альтер  (1971,  стр.  164)  объединяет  в  единую  группу
параллельно-грядовые  формы  рельефа,  распространенные  в
пределах  всей  Западно-Сибирской  -равнины.  На  этом  основа¬
нии  он  отрицает  ледниковый  генезис  грядового  рельефа  севе¬
ра  равнины.  Можно  согласиться  с  его  тезисом,  что  «розникно-
вение  параллельно-грядового  рельефа  обусловлено  _нё  одним,
а  рядом  факторов,  проявлявшихся  как  синхронно*  так  и  пос¬
ледовательно  во  времени  при  определенном  сочетании  естест¬
венноисторических  обстоятельств».  Однако  совершенно  недо¬
пустимо  объединять,  например,  не  имеющие  ничего  общего
'  гривы  Барабы  и  Ишимской  степи,  лощины  древнего  стока
(Москвитин,  1952;  Покрасс,  1954,  Миханков,  1960),  параллель¬
но-грядовый  рельеф  в  низовьях  pp.  Пура  и  Надыма,  в  Север¬
ном  Зауралье  и  других  районах  равнины.  Размеры  и  строение
этих  форм  рельефа  различны.  Нельзя  отрицать,  что  генезис
некоторых  из  них  связан  с  дифференциальными  неотектони-
-ческими  движениями  и  мерзлотными  процессами.  Вместе  с
тем  нельзя  также  забывать,  что  параллельно-грядовые  формы
встречаются  не  только  в  областях  новейших  поднятий,  но  и  в
областях  погружений.  Например,  гряды  широко  распростране¬
ны  в  Ляпинском  прогибе  и  их  нет  по  древним  разломам  вдоль
восточного  склона  Урала  (Захаров,  1968).
 В  Северном  Зауралье,  на  сравнительно  небольшой  площа¬
ди,  Ю.  Ф.  Захаров  (1965)  выделяет  четыре  разновидности  гря¬
дового  рельефа:  1)  микрокуэсты,  2)  цепочки  бугров  пучения
мерзлотно-эрозионно-тектонического  происхождения,  3)  гря¬
ды—  образования  салехардского  моря  типа  береговых  валов
или  дюн  и,  наконец,  4)  гряды  приурочены  к  участкам  не¬
глубокого  залегания  коренных  пород  и  по  своему  генезису
являются  напорными  образованиями  ледника.  Последние  гря¬
ды  весьма  тесно  сочетаются  с  отторженцами  и  гляциодислока-
циями.
 Отсюда  видно,  что  даже  на  локальных  участках  равнины
гряды  имеют  различный  генезис.  Некоторые  из  них  совершен¬
но  не  связаны  с  оледенениями  и,  естественно,  не  доказывают
наличия  ледников  на  севере:  равнины.  Генезис  других  можно
объяснить  только  действием  льда.
 Не  выяснен  генезис  грядовых  форм  рельефа  наиболее  воз¬
вышенных  участков  центральной  части  равнины.  В  верховьях
бассейна  р.  Надыма  еще  М.  М.  Фрадкин  (1939,  1946)  описал
гряды  холмов,  которые  принял  за  конечную  морену  второго
(надымского)  оледенения.  Позднее  Г.  И.  Лазуков  и  И.  В.  Рей-
нин  наблюдали  здесь  грядообразные  возвышения,  имеющие
СВ  и  СЗ  ориентировку.  Ширина  гряд  достигает  нескольких
сотен  метров,  а  высота  —  до  15—20  м.  Гряды  тянутся  на  не¬
 •112

сколько  километров.  Они  как  бы  насажены  на  плоский  пьеде¬
стал  и  часто  осложнены  небольшими  всхолмлениями  и  пони¬
жениями  эрозионного  и  эолового  генезиса.  В  междуречье  На¬
дыма  и  Пура,  к  северу  от  оз.  Пяку-то,  грядовые  образования
отмечает  А.  Н.  Ласточкин.  Однако  они  имеют  почти  меридио-
нлльную  ориентировку  и  распространены  на  отметках  120—
130  м.  К  сожалению,  эти  исследователи  не  приводят  геологи¬
ческого  строения  виденных  ими  гряд,  поэтому  нет  оснований
отрицать  ледниковое  происхождение  гряд.
 Пологохолмистый  моренный  рельеф  тазовской  стадии  оле¬
денения  развит  в  правобережье  р.  Таза,  на  Худосей-Ширтвн-
ской  возвышенности,  где  абсолютные  высоты  достигают  20J  м
и  приурочены  к  истокам  pp.  Худосеи,  Печаль-кы,  Малой  и  час¬
тично  Большой  Ширты.  В  рельефе  выделяются  отдельные  хол¬
мы  округлой  формы,  чередующиеся  со  слабо  заболоченными
понижениями,  прорезанными  реками.  Высоты  холмов  над  со**
седнимм  понижениями  наибольшие  в  придолинных  участках,
где  хорошо  развита  овражно-балочная  сеть.  Вдали  от  речных
долин  холмы  снижаются  и  не  превышают  20  м.  Озера  здесь
исключительно  редки  и  имеют  небольшие  размеры.  Чаще
встречаются  округлые  заболоченные  понижения  —  котловины
бывших  крупных  водоемов.  В  некоторых  котловинах  сохрани¬
лись  до  сих  пор  остаточные  озера.  Например,  озеро  Лебеди¬
ное  занимает  лишь  одну  десятую,  а  озеро  Окуневое  —  одну
треть  прежней  котловины.  Их  днища  имеют  абсолютные
отметки  до  120  м,  а  соседние  моренные  холмы  —  свыше  140  м.
В  послеледниковое  время  озера  были  спущены  развившейся
речной  сетью.  На  их  месте  сохранились  лишь  плоские  низмен¬
ные  заболоченные  котловины  с  остаточными  мелкими  озерами.
Местами  котловины  полностью  заболочены.  Крупная  заболо¬
ченная  котловина  расположена  в  среднем  течении  р.  Большой
Ширты.
 Рельеф  здесь  глубоко-  и  густорасчлененный  эрозионной
сетью,  так  как  находится  в  области  новейших  поднятий.  В  до¬
линах  встречаются  врезанные  меандры.  Болота  имеют  древо¬
видную  или  лапчатую  форму,  или  же  они  занимают  пониже¬
ния  между  холмами.  Ледниковый  генезис  пологохолмистого
рельефа  доказывается  не  только  морфологией  поверхности,
значительно  расчлененной  эрозионной  сетью  и  еще  не  потеряв¬
шей  свой  прежний  ледниково-аккумулятивный  облик,  но  и  по-
всеместным  распространением  ледниковых  отложений.
 Холмисто-моренный  рельеф  тазовской  стадии  хорошо  со¬
хранился  в  восточной  части  Сибирских  увалов,  на  Вах-Тазов-
ском  водоразделе,  приуроченном  к  Верхнетазовскому  сводо¬
образному  неотектоническому  поднятию.  Отметки  здесь  колеб¬
лются  от  120  до  285  м.  Рельеф  представляет  сочетание  изоли¬
рованных  и  беспорядочно  расположенных  крупных  с  пологими
склонами  холмов,  с  относительными  высотами  до  60  м.  Места¬
ми  холмы  соединяются  в  группы  и  образуют  холмисто-морен-
 8  Закэз  2770
 113

ные  гряды,  ориентированные  в  широтном  направлении.  Такая
гряда  четко  выражена  в  рельефе  на  водоразделе  pp.  Каральки
и  Ватыльки.  Она  хорошо  дешифрируется  по  аэрофотоснимкам.
Ее  абсолютные  отметки  —  наиболее  высокие  на  .северо-востоке
равнины,  а  морфологический  облик  близок  к  краевым  ледни¬
ковым  образованиям  района  озер  Маковского  и  Налимьего
(Земцов,  1964а).  Скопления  холмов  образуют  изолированные
холмистые  возвышенности  с  отметками  201,  206,  213,  245,
211  м.  Возвышенности  разделяются  глубокими  и  узкими  доли¬
нами  небольших  речек  (рис.  20,  в).  Сухие  и  слабо  заболочен¬
ные  лога  местами  пересекают  второстепенные  водоразделы  и
соединяют  сквозными  долинами  истоки  противоположно  теку¬
щих  речек.
 Однако  здесь  проследить  единый  конечно-моренный  пояс
невозможно.  Поэтому  граница  ранее  выделяемого  нами  тазов¬
ского  оледенения  проводилась  по  холмисто-моренным  грядам
и  одиночным  холмам,  которые  не  всегда  совпадают  с  водораз¬
дельной  линией  между  бассейнами  pp.  Ваха  и  Таза.  Речки,
начинаясь  с  низких  выположенных  и  заболоченных  возвышен¬
ностей  и  встречая  на  своем  пути  более  высокие  холмы,  оги¬
бают  последние  и  протекают  в  понижениях  между  ними.
Некоторые  речки  в  верховьях  занимают  древние  долины  стока
талых  ледниковых  вод,  прорезывающих  моренные  гряды.
 Холмисто-моренный  рельеф  Вах-Тазовского  междуречья
постепенно  снижается  к  западу,  и  в  бассейне  р.  Тольки  его
отметки  редко  превышают  200  м,  падая  в  верховьях  Пура  до
90—100  м,  где  расположена  обширная  пониженная  и  заболо¬
ченная  меридиональная  полоса  с  обилием  озер.  Она  соединяет
истоки  правых  притоков  широтного  участка  р.  Оби  и  Пура.  В
пределах  этой  полосы  кроме  озер  имеются  эоловые  формы
рельефа,  а  также  холмы,  покрытые  валунно-галечным  плащом,
и  более  крупные  эрозионные  останцы  среди  заболоченной  по¬
верхности.  Учитывая  очень  низкое  гипсометрическое  положе¬
ние  полосы  с  характерными  формами  рельефа,  можно  считать
ее  древней  ложбиной,  по  которой,  видимо,  осуществлялся  сток
речных  вод  с  юга  в  период  распада  ледников  тазовской  стадии
на  севере  Западной  Сибири.
 Постепенное  снижение  высот  до  100  м  и  менее  наблюдается
и  к  югу,  где  расположены  обширные  зандровые  поля,  окаймля¬
ющие  холмисто-моренный  рельеф  краевых  образований  тазов¬
ской  стадии.  Сток  талых  ледниковых  вод  на  юг  определялся
прежде  всего  наклоном  в  этом  направлении  доледникового
рельефа,  обусловленного  новейшими  тектоническими  подня¬
тиями.  Амплитуда  новейших  поднятий  в  пределах  Верхнета-
зовского  мегавала  достигает  250  м  и  более,  изменяясь  в  сред¬
нем  от  100—125  м  до  175—200  м  (Варламов  и  др.,  1970).
 Стекая  на  юг,  флювиогляциальные  потоки  нацело  размыли
ледниковый  рельеф  и  слагающие  его  валунные  суглинки  сама¬
ровской  стадии  или  перекрыли  их  своими  отложениями.  Очень
 1(14

редко  размытые  остакцы  этого  рельефа  едва  возвышаются  над
окружающей  их  зандраной,  равниной.  Талыми  водами  вырабо¬
таны  ложбины  стока,  которые  затем  были  частично  унаследо¬
ваны  современной  речной  сетью,  имеющей  отчетливо  выражен¬
ный  перистый  тип  и  меридиональную  ориентировку.  Такое
направление  стока,  нормально  к  краю  ледникового  покрова,
занимавшего  наиболее  возвышенные  участки  доледникового
рельефа,  не  способствовало  образованию  приледниковых  лож¬
бин,  параллельных  краю  тазовского  ледника  и  фиксирующих
его  положение.
 Итак,  граница  тазовской  стадии  подчеркивается  заметным
снижением  поверхности  к  югу  и  сменой  холмисто-моренных
ландшафтов  плоскими,  слабо  наклонными  к  югу  зандровыми
равнинами  (рис.  20,  б),  с  обширными  массивами  грядово-мо-
чажинных  болот.  Изменяется  также  рисунок  речной  сети  и
глубина  ее  вреза.  Валунные  суглинки  и  пески  сменяются  флю¬
виогляциальными,  а  южнее  —  озерно-аллювиальными  песка¬
ми.  Это  находит  отражение  и  в  смене  растительности  —  темно¬
хвойные  леса  уступают  свое  место  сосновым  борам  —  бело¬
мошникам  с  редким  древостоем.  В  данном  случае  граница
является  важным  ландшафтным  рубежом  (Григор  и  Земцов,
1961).
 Зандровая  равнина  подробно  описана  автором  (Земцов,
 1 	§№Т962а,  1966а).  Эта  сравнительно  плоская  или  пологовол¬
нистая  поверхность  наклонена  на  юг.  Отметки  ее  на  севере
составляют  100—110  м,  а  к  югу,  на  расстоянии  100—200  км,
они  снижаются  до  60  м.  На  плоской  поверхности  среди  обшир¬
ных  грядово-мочажинных  болот  широко  распространены  озера
(рис.  21).  Разнообразят  рельеф  зандровой  равнины  долины
многочисленных  небольших  речек,  протекающих  по  ней,  как
правило,  параллельно  друг  другу  с  севера  на  юг  или  с  северо-
востока  на  юго-запад.  Речная  сеть  врезана  неглубоко  и  высоты
равнины  над  урезом  воды  в  речках  нигде  не  превышают  15  м,
варьируя  обычно  в  пределах  1—8  м.  Весною  реки  текут  почти
вровень  с  берегами.  Долины  в  основном  симметричные  и  слабо
выражены  в  рельефе.  В  них  прослеживаются  поймы  и  I  над¬
пойменная  терраса.
 На  равнине  сохранились  следы  блуждания  древних  водных
Потоков,  которые  по  своим  размерам  значительно  превосходят
русла  современных  рек.  Многие  из  рек  унаследовали  древние
ложбины  стока  талых  ледниковых  вод.  По  бортам  этих  лож¬
бин,  вдоль  современных  рек,  в  меридиональном  или  близком
к  нему  .направлении  расположены  песчаные  гряды,  приурочен¬
ные  к  долинам  рек  и  генетически  однородные  со  всей  осталь¬
ной  сильно  заболоченной  -и  изобилующей  озерами  поверх¬
ностью  зандровых  полей  (рис.  22).  Отмеченные  особенности
рельефа  равнины  не  оставляют  сомнения  относительно  ее  вод¬
но-ледникового  генезиса.  Это  типичные  зандровые  поля.  Реки
и  озера  зандровой  равнины  весьма  однотипны.  Необходимо
 8*
 115

Рис.  21.  Общий  вид  зандровой  равнины

Рис.  22.  Геоморфологическая  схема  зандровой  равнины  Сургут¬
ского  полесья.
 1  —  пологохолмистым  расчлененный  эрозионный  рельеф  области
самаровского  оледенения;  2  —  размытые  участки  пологохолмистого
рельефа  области  самаровского  оледенения;  3—  пологохолмистый
рельеф  области  тазовской  стадии  максимального  оледенения;  4—
зандровая  равнина;  5  —  третья  надпойменная  терраса;  6  —  первая
надпойменная  терраса;  7  —  развеваемые  пески  и  дюны;  8  —  пойма;
9  —  озера
 П7

отметить,  что  Г.  И.  Танфильев  о  реках  и  озерах  Белорусского
полесья  также  писал:  «Кто  видел  одну-две  полесские  речки,
тот  знает  их  все;  кто  знаком  с  одним-двумя  озерами,  тот  уже
по  взгляду  на  топографическую  карту  определит  глуби.ну  озе¬
ра,  характер  его  берегов,  а  часто  и  происхождение  и  относи¬
тельный  возраст  (1953,  стр.  27).  Эта  меткая  характеристика
вполне  соответствует  рекам  и  озерам  Сургутского  полесья.  В
последнее  время  некоторые  геологи,  отрицая  покровное  оледе¬
нение  севера  Западной  Сибири,  называют  равнину  озерно¬
аллювиальной,  с  чем  нельзя  согласиться.  Противоречит  этому
не  только  морфология  равнины,  но  и  ее  геологическое  строе¬
ние.  Она  сложена  песчаной  толщей,  которая  не  делится  на
русловой  и  пойменный  аллювий.  В  верховьях  речек,  берущих
начало  у  краевых  ледниковых  образований  и  дренирующих
равнину,  обнажаются  грубозернистые  пески  с  галькой  и  валу¬
нами.  Последние  встречаются  на  поверхности  в  дефляционных
котловинах.  К  югу  строение  равнины  существенно  изменяется:
грубозернистые  гравелистые  пески  сменяются  тонкозернисты¬
ми,  а  затем  супесями  и  суглинками.  Вложенные  же  в  равнину
террасы,  например,  р.  Ваха,  отличаются  четким  делением  ал¬
лювия  на  русловой  и  пойменный,  большей  сортировкой  и  хоро¬
шей  окатанностью  материала.
 Таким  образом,  и  в  рельефе  области  максимального  оледе¬
нения  прослеживается  широтная  зональность.  В  краевой  зоне
самаровской  стадии  преобладает  пологоволнистый  рельеф,
сформировавшийся  в  основном  в  подпрудных  бассейнах.  Лишь
севернее  рельеф  приобретает  большую  контрастность  (Ларь-
якский  и  Аганский  «материки»).  Лучше  сохранились  краевые
ледниковые  образования  тазовской  стадии  на  Сибирских  ува¬
лах  в  виде  прерывистого  пояса  холмисто-моренного  рельефа.  С
дистальной  стороны  он  окаймляется  широким  полем  зандро-
вых  равнин,  а  с  проксимальной  рельеф  менее  контрастный,  со
слабо  выраженными  моренными  холмами,  замкнутыми  или
полузамкнутыми  и  заболоченными  понижениями  между  ними.
 Ледниковый  и  водно-ледниковый  рельеф
зырянского  оледенения  и  условия  его  формирования
 Зырянское  верхнеплейстоценовое  оледенение  впервые  вы¬
делено  В.  Н.  Саксом  на  северо-западе  и  северо-востоке  равни¬
ны,  а  также  в  соседних  горных  районах.  Последующие  иссле¬
дователи  подтвердили  основные  положения  В.  Н.  Сакса  отно¬
сительно  характера  и  размеров  зырянского  оледенения.
Однако-некоторые  стали  распространять  ледниковый  покров
почти  на  весь  север  равнины,  другие  отрицали  его  даже  в  го¬
рах  Урала  и  Средне-Сибирского  плоскогорья.
 Большинством  геологов  наличие  зырянских  ледников  в  го¬
рах  плоскогорья  считается  несомненным.  Выделено  несколько
 118

стадий,  описаны  соответствующие  им  отложения  и  прекрасно
сохранившиеся  формы  ледникового  рельефа  (Стрелков,  1965;
Исаева,  1963;  Старосельцев,  1965;  Куликов,  1963,  1971  и  др.).
Общая  площадь  бывшего  ледника  составляет  не  менее
400  тыс.  км2  (Куликов,  1971).
 Многолетние  исследования  автора  позволяют  утверждать,
что  зырянские  ледники  не  только  имели  место  в  горах,  но  и
выходили  за  их  пределы  на  северо-восток  Западно-Сибирской
равнины,  где  распространены  ледниковые  и  водно-ледниковые
формы  рельефа.
 Рельеф  северо-восточной  части  равнины
 Зырянский  ледник  занимал  север  Енисей-Тазовского  меж¬
дуречья,  бассейны  pp.  Малой  и  Большой  Хеты  и  восточную
часть  Гыданского  полуострова,  где  С.  А.  Стрелков  (1963)  вы¬
деляет  омертвевший  таймырский  предгорный  покров.  Мате¬
риалы  автора  свидетельствуют  о  том,  что  ледник  занимал
меньшие  площади.  Его  следы  наиболее  полно  сохранились  в
бассейнах  pp.  Турухана,  верховьев  Большой  Хеты  и  правых
притоков  нижнего  течения  р.  Таза,  где  рельеф  молодой.  Еще
слабо  затронуты  эрозией  его  ледниковые  и  водно-ледниковые
черты.  Отличается  он  значительной  сложностью  и  исключи¬
тельным  многообразием  форм,  которые  образовались  под  дей¬
ствием  как  активного,  так  и  пассивного  льда.  Здесь  выделяют¬
ся  конечные  морены,  гляциодепрессии,  камы,  озерно-леднико¬
вые  равнины,  зандры,  ложбины  стока  талых  вод,  озера  раз¬
личных  форм,  размеров  и  генезиса,  в  том  числе  рытвинные
озера  (рис.  23).  Хорошо  выражен  холмисто-моренный  рельеф.
На  первый  взгляд  создается  впечатление,  что  в  этом  сложном
якобы  бессистемно  построенном  комплексе  нельзя  проследить
какой-либо  закономерности  в  пространственном  расположении
форм  рельефа  и  установить  генетическую  связь  между  ними.
Однако  при  более  детальных  полевых  исследованиях  и  анали¬
зе  фотоматериалов  удается  наметить  четко  выраженную  зо¬
нальность  и  некоторые  закономерности  в  распространении  лед¬
никовых  и  водно-ледниковых  форм  рельефа.  Ясно  выделяются
два  прерывистых  пояса  краевых  ледниковых  образований,
приуроченных  к  основным  водоразделам  Таз-Енисейского
междуречья.  Последние,  в  свою  очередь,  отражают  неровности
доледникового  рельефа,  обусловленные  системой  тектониче¬
ских  поднятий  -и  эрозионных  выступов.
 Непосредственно  с  дистальной  стороны  к  этим  поясам
примыкает  холмистый  рельеф  с  глубоким  эрозионным  расчле¬
нением.  Местами  встречаются  широкие  ложбины,  по  которым
сейчас  протекают  небольшие  речки.  Разработка  ложбин  про¬
исходила  под  действием  талых  вод  в  процессе  разрушения
ледника.  Западнее  полосы  холмистого  рельефа  развиты  занд-
ровые  поля  и  долинные  зандры  с  обилием  озер.  С  проксималь¬
 119

1^12  Из  1_VU  H5  1  I  a
 Рис.  23.  Рельеф  области  зарямского  оледенения.
 Полный  ледниковый  комплекс:  1  —  озера  в  древних  подледнико-
вых  ложбинах  стока  и  термокарстовые  озера;  2  —  отдельные  холмы
и  гряды;  3  —  холмистая  поверхность;  4  —  речки;  5  —  гляциодепрес-
сии;  6  —  зандровые  поля
 ной  стороны  главного  пояса  огромные  пространства  занимают
озерно-ледниковые  равнины.  Поверхность  последних  сравни¬
тельно  ровная,  с  редкими  изолированными  холмами,  с  болота¬
ми  и  озерами.  Намечаются  полные  ледниковые  *  комплексы,
описание  которых  приводится  ниже.
 Хорошо  выражен  моренный  пояс,  протягивающийся  от  вер¬
ховий  р.  Большой  Хеты  через  истоки  р.  Турухана  к  озерам
Дзелинда,  Маковскому,  Налимьеву,  в  бассейн  р.  Чировой.
Этот  пояс  является  самой  высокой  частью  Енисей-Турухан-
ского  междуречья  с  отметками  до  (200  м.  Среди  форм  рельефа
краевой  зоны  четко  выделяются  фронтальные  (лобовые)  и
боковые  конечные  морены.  Их  высота  над  окружающей  по¬
верхностью  достигает  80—130  м,  ширина  измеряется  сотнями
 120

метров  или  первыми  километрами,  а  длина  —  десятками  кило¬
метров.
 Подробно  краевые  ледниковые  образования  .на  Таз-Ени-
сейском  междуречье  описаны  нами  (Земцов,  1964а,  Земцов  и
Фащевский,  1970,  1972;  Земцов  и  Шацкий,  1959).  Здесь  при¬
ведены  лишь  новые  данные,  полученные  автором  во  время
экспедиций  1967  и  1970  гг.
 Конечная  морена  идеальной  формы,  представляющая  в
плане  вид  дуги,  выпуклая  сторона  которой  обращена  на  запад
по  направлению  движения  ледника  и  с  запада  и  северо-запа¬
да,  окаймляет  оз.  Маковское.  Она  осложнена  с  поверхности
гирляндами  мелких  валов,  дугообразно  вытянутых  и  парал¬
лельных  друг  другу,  а  также  системой  мелких  моренных  хол¬
мов.  Последние  имеют  округлую  форму  с  неровными  или  поло¬
го  выпуклыми  вершинами  и  сравнительно  крутыми  склонами.
Среди  холмов  расположены  замкнутые  понижения,  реже  тер¬
мокарстовые  западины.  Вытянутые  повышения  в  виде  валов  у
залива  оз.  Маковского  ориентированы  под  некоторым  углом  к
его  береговой  линии.
 Мелкие  вытянутые  валы  и  холмы  как  бы  «насажены»  на
крупную  конечноморенную  гряду,  длина  которой  достигает
40  км  при  ширине  5—'10  км.  Максимальная  отметка  гряды  рав¬
на  194,3  м.  Относительное  превышение  гряды  над  уровнем  во¬
ды  в  озере  составляет  130  м,  и  она  прекрасно  видна  среди  без¬
лесной  тундры  на  расстоянии  многих  километров  (рис.  24).
Гряда  глубоким  заливом  расчленяется  на  четко  выраженные  в
рельефе  фронтальную  и  боковую  морены.
 Валы  и  холмы,  образующие  конечноморенную  гряду,  сло¬
жены  преимущественно  крупнозернистыми,  плохо  отсортиро¬
ванными  и  слабо  окатанными  песками  с  валунами  и  галькой.
У  основания  гряд  по  берегам  озер  очень  много  крупных  валу¬
нов,  а  также  гльгб  до  1,5—2  м  в  диаметре.
 По  периферии  выпуклой  части  фронтальной  морены  пер¬
пендикулярно  к  ней  в  виде  веера  тянутся  на  расстоянии  5—
10  км  песчаные  валы,  образуя  обширный  конус  зандровых
полей.  Ширина  валов  колеблется  от  0,2  до  1  км.  Разделены  они
заболоченными  понижениями,  где  много  торфяных  бугров  и
мелких  термокарстовых  озер.  Отметки  валов  более  100  м,  а  их
превышение  над  окружающей  поверхностью  —  около  40  м.
 С  проксимальной  стороны  конечной  морены  расположено
крупное  Маковское  озеро,  занимающее  лишь  часть  обширной
котловины  и  характеризующееся  крайне  неравномерной  глу¬
биной.  Наиболее  глубокая  западная  половина  озера  примы¬
кает  непосредственно  к  конечным  моренам,  а  мелкая  —  восточ¬
ная  —  занимает  гляциодепрессию,  большая  часть  которой  в  на¬
стоящее  время  осушена.
 Прекрасно  выделяется  в  рельефе  фронтальная  морена
идеальной  формы  у  оз.  Налимьего.  Она  огибает  озеро  с  запада
и  юга,  образуя  подкову,  выпуклость  которой  обращена  на
 121

юго-запад,  где  морена  имеет  более  пологий  склон,  а  вогнутая
круто  обрывается  к  котловине  оз.  Налимьего.  Отметка  фрон-
тальной  морены  172,9  м.  Превышение  ее  над  урезом  воды  в
озере  составляет  110  м.  Длина  равна  16  км,  при  ширине  2—
 3 	км.  По  западной  периферии  морены  также  выделяются
узкие  валы,  которые  перпендикулярны  к  ней  и  веерообразно
расходятся,  заметно  понижаясь  и  сливаясь  с  прилегающей
равниной.  С  проксимальной  стороны  конечной  морены,  в  гля-
циодепрессии  расположено  оз.  Налимье.  Большая  же  часть
гляциодепрессии  плоская  и  сильно  заболочена.
 Продолжением  конечных  морен  у  озер  Маковского  и  На-
.  лимьего  являются  отдельные  моренные  холмы  и  камы,  которые
в  верховьях  р.  Большой  Хеты  объединяются  в  группы.  Здесь
по  южному  берегу  оз.  Хетского  расположена  еще  одна  конеч¬
ная  морена,  абсолютная  высота  которой  181  м,  а  длина  —  око¬
ло  6  км  при  ширине  2  км.  Южнее  ее  наблюдается  несколько
изолированных  мелких  холмов  и  холмистых  возвышенностей.
Например,  отчетливо  фиксируется  холмистая  возвышенность
«хребет»  Таймений,  который  возвышается  над  уровнем  воды
в  соседнем  оз.  Тайменьем  на  90  м.  Крупная  куполообразная
возвышенность,  оконтуриваемая  этим  озером,  (состоит  из  более
мелких  холмов.  Озера  Маковское  и  Тайменье  соединены  ши¬
рокой  ложбиной,  западнее  которой  тянется  ряд  отдельных
холмов.
 В  междуречье  р.  Большой  Хеты  и  ее  левого  притока  р.  По¬
койницкой  имеется  еще  одна  крупная  возвышенность.  Длина
ее  превышает  40  км,  при  ширине  около  10  км,  а  высота  над
соседними  равнинами  колеблется  от  50  до  70  м.  Возвышен¬
ность  состоит  из  отдельных  разобщенных  валов  или  гряд,  в
форме  дуг,  выпуклые  стороны  которых  также  обращены  на
юго-запад.  Выше  устья  р.  Покойницкой  р.  Большая  Хета  про¬
резает  серию  гряд,  продолжающихся  к  северу.  В  русле  реки
здесь  много  порогов  из  валунов.
 Таким  образом,  в  рельефе  ясно  прослеживаются  краевые
ледниковые  образования  в  виде  конечных  морен  дугообразной
формы.  Все  они  выпуклой  стороной  обращены  на  запад  и  юго-
запад.  Преимущественно  это  фронтальные  морены,  возвышаю¬
щиеся  на  десятки  метров  над  равнинами.  С  проксимальной  сто¬
роны  к  моренам  примыкают  гляциодепрессии,  которые  были
заняты  ледниковыми  языками.  Контуры  последних  фиксируют¬
ся  фронтальными  и  боковыми  моренами.
 Следует  подчеркнуть,  что  описанные  конечные  морены  не
образуют  единого  сплошного  моренного  пояса.  Это  разорван¬
ные  полосы,  в  состав  которых  входят  не  только  конечные  мо¬
рены  в  виде  дуг,  но  и  изолированные  куполообразные  или
вытянутой  формы  холмы,  реже  группы  холмов  типа  камов
{рис.  25).  Последние  отмечены  южнее  оз.  Налимьего,  в  бас¬
сейне  р.  Перовой,  левого  притока  Турухана.  Камы  —  это  бес¬
порядочно  расположенные  холмы.  Местами  они  группируются.
 123

Вершины  камов  плоские  или  слабо  выпуклые,  а  склоны  доста¬
точно  крутые.  Разделены  камы  замкнутыми  заболоченными
впадинами,  с  мелкими  озерами.  Отличить  холмисто-моренные
ландшафты  от  камовых  чрезвычайно  трудно.  Справедливо
писал  К.  К.  Марков  (1941),  что  оба  типа  рельефа  объединяют¬
ся  общей  чертой  —  беспорядочным  распределением  холмов
самой  различной  формы.  Во  многом  сходно  и  их  геологическое
строение.
 На  северо-востоке  равнины  скорее  всего  распространены
флювиогляциальные  камы,  сложенные  песками  и  гравием  с
примесью  суглинков.  Эти  отложения  характеризуются  разно¬
образной  слоистостью  —  косей,  волнистой  и  перекрестной.  В
плане  камы  имеют  несколько  расплывчатую  продолговатую
форму.  Вершины  их  как  бы  приплюснуты.  Поля  камов  обра¬
зуют  ориентированные  в  радиальном  направлении  полосы.
Флювиогляциальные  камы  образуются  в  трещинах  преимуще¬
ственно  мертвого  льда.
 В  устье  р.  Перовой,  в  железнодорожном  карьере,  автором
описан  разрез  куполообразного  холма  (рис.  26).  В  ряде  дру¬
гих  разрезов  установлено  подобное  строение  холмов,  которые
сложены  преимущественно  крупно-  и  разнозернистыми  косо¬
слоистыми  песками,  часто  с  обилием  гравия,  галек  и  валунов.
 В  краевой  зоне  очень  много  озер,  которые  отличаются  зна¬
чительными  глубинами  и  разнообразной  конфигурацией  в  пла¬
не.  Местами  они  располагаются  сериями  между  соседними
конечными  моренами,  свидетельствуя  о  возможном  здесь  стоке
вод  во  время  таяния  и  разрушения  ледника.
 К  северу  от  бассейна  р.  Турухана  В.  С.  Волковой  и  А.  Г\
Шурыгиным  (1961)  прослежены  подобные  «прерывистые
■полудужья»  конечно-моренного  грядового  рельефа  в  бассейне
среднего  течения  р.  Большой  Хеты,  которые  относятся  к  кара-
ульской  стадии  отступания-  зырянского  ледника,  впервые  вы*
деленной  на  левобережье  в  низовьях  р.  Енисея  С.  JI.  Троицким
•и  С.  А.  Стрелковым.
 Туруханской  котловиной,  длина  которой  превышает  150  км
при  ширине  до  30  км,  прерывистый  пояс  ледниковых  образова¬
ний  отделяется  от  расположенного  западнее  второго  пояса,
маркирующего  положение  края  ледника  в  максимальную  ста¬
дию  развития  зырянского  оледенения.  Туруханская  котловина
на  севере  соединяется  с  котловиной,  занятой  долиной  р.  Боль¬
шой  Хеты,  и  ориентирована  с  СВ  на  ЮЗ.  Река  Турухан,  проте¬
кая  по  одноименной  котловине,  образует  огромную  излучину,
обращенную  выпуклостью  на  юго-запад.  Краевые  образования
караульской  стадии  оконтуривает  р.  Турухан.
 Абсолютные  отметки  Туруханской  котловины  равны  50—
60  м,  реже  70  м.  На  востоке  она  окаймляется  возвышенностя¬
ми  до  130  м,  а  на  западе  несколько  ниже.  Дно  котловины  очень
плоское,  местами  волнистое,  с  обилием  озер.  Видимо,  котло¬
вину  во  время  таяния  ледника  занимал  крупный  полупроточ-
 124

Рис.  25.  Холмы  типа  камов  в  верховьях  р.  Осетровой
 Рис.  26.  Геологический  разрез  куполообразного  холма  в  устье
р.  Перовой.
 1  —  валунные  суглинки;  2  —  крупные  валуны;  3  —  пески;  4  —  лин¬
зы  гальки
 ный  приледниковый  водоем,  поэтому  здесь  распространены
озерно-ледниковые  отложения,  значительная  глинистость  и
льдистость  которых  способствовали  интенсивному  развитию
термокарстовых  озер.  Котловина  фиксирует  длительное  ста¬
ционарное  положение  края  ледника  на  линии  моренных  гряд  у
озер  Маковского  и  Налимьего.
 Второй  прерывистый  пояс  краевых  образований  проходит
 125

у  озер  Советских,  Тайменьего,  Чондык,  тянется  по  левобе¬
режью  р.  Большой  Хеты  и,  возможно,  по  водоразделу  ее  :
р.  Мессо.  Южнее  озер  Советских  расположена  высокая  дуго¬
образная  возвышенность,  выпуклая  сторона  которой  обраще¬
на  на  юго-запад.  Пологий  склон  ее  опускается  к  пониженной
котловине  —  гляциодепрессии,  занятой  озерами,  соединяющи¬
мися  Советской  речкой  (рис.  27).  Севернее  возвышенности
прослеживаются  лишь  отдельные  холмы  с  отметками  более
100  м.  Они  приурочены  преимущественно  к  западному  обрам¬
лению  обширной  котловины,  где  расположены  Советские  озе¬
ра.  В  котловине  имеется  несколько  озер,  общей  площадью
около  140  м2.  Судя  по  гипсометрическому  положению,  особен¬
ностям  рельефа  и  строению  берегов,  в  позднеледниковое  вре¬
мя  эти  озера  представляли  крупный  единый  водоем  (Земцов,
 1964 	а;  Земцов  и  Фащевский,  1970).
 Несколько  вытянутых  холмов  образуют  холмисто-морен¬
ную  гряду,  которая  полукольцом  охватывает  с  запада  и  юго-
запада  оз.  Тайменье.  Конфигурация  последнего  подчеркивает¬
ся  дугообразной  фронтальной  мореной.  С  востока  к  озеру  при-
членяется  обширная  плоская  округлой  формы  гляциодепрес-
сия,  бывшая  в  прошлом  дном  озера.
 Между  конечными  моренами  очень  много  вытянутых  и
узких  озер,  которые  являются  характерным  элементом  ланд¬
шафта  в  зоне  краевых  ледниковых  образований.  На  водораз¬
деле  pp.  Большой  Хеты  и  Турухана  на  расстоянии  1—3  км  и
параллельно  друг  другу  расположено  шесть  озер.  Длина
 оз. 	Дюгокит  равна  15  км  при  максимальной  ширине  около
 2 	км.  Затем  оно  соединяется  узкой  протокой  со  вторым  озе¬
ром,  длиною  около  5  км.  Большая  ось  озера  имеет  широтное
или  близкое  к  нему  направление.  Параллельно  оз.  Дюгокит  и
южнее  его  находятся  озера  Тарамук,  длина  которых  достигает
 14 	км,  при  ширине  не  более  1  км.  Этот  водоем  также  состоит
из  трех  более  мелких  озер,  расположенных  в  заболоченной
котловине  и  связанных  между  собою  небольшими  протоками.
Вероятно  и  здесь  было  очень  длинное  озеро,  но  затем,  в  связи
с  понижением  уровня  в  послеледниковое  время,  оно  оказалось
расчлененным  на  ряд  узких  вытянутых  в  широтном  направле¬
нии  озер.
 Группа  параллельных  озерных  котловин  на  западе,  проры¬
вая  холмисто-моренный  пояс,  открывается  в  пределы  зандро¬
вой  равнины.  Длинные  озера  располагаются  не  только  группа¬
ми  параллельно  друг  доугу,  но  и  образуют  четкообразные
озерные  системы.  В  таком  случае  они  сосредоточены  в  одной
узкой  рытвинной  долине,  занимая  более  глубокие  участки  по¬
следней.  Характерные  особенности  озер  описаны  автором
(Земцов,  1964  а).
 1. 	Озера  имеют  вытянутую  форму  при  значительной  длине
и  небольшой  ширине.  Их  ориентировка  широтная  или  близкая
к  ней,  т.  е.  соответствует  направлению  движения  ледника.
 •126

2. 	Озера  отличаются  большими  глубинами,  ступенчатым
продольным  профилем:  глубокие  вытянутые  впадины,  занятые
водою,  чередуются  с  сухими  перемычками.  Длина  котловины,
где  расположены  озера  Тарамук,  достигает  20  км.  В  этой  кот¬
ловине—  три  озера,  разъединенные  перемычками.  Глубина
озер  местами  превышает  50  м.  Такие  глубины  установлены  в
Северном  Советском  озере  и  в  восточном  заливе  Центрального
Советского  озера  (Земцов  и  Фащезский,  1970).
 3. 	Ряд  длинных  озер,  вытянутых  в  цепочку,  занимает  лож¬
бину.  Такие  ложбины,  как  правило,  параллельны  и  распола¬
гаются  близко  (1—2  км)  друг  к  другу.
 4. 	Берега  озер  высокие,  местами  крутые,  но  редко  обрывис¬
тые.  В  них  обнажаются  валунные  .суглинки  и  супеси  или  пески,
часто  с  обилием  валунно-галечного  материала,  которого  очень
много  у  подножья  берегов  и  на  дне  озер.
 Несколько  слов  о  генезисе  озер.  Подобные  озера  в  обла¬
стях  древних  оледенений  Русской  равнины  описаны  еще
Д.  Н.  Анучиным  (1898)  и  С.  Н.  Никитиным  (1899),  которые
связывали  их  образование  с  действием  подледниковых  и  пред-
ледниковых  вод.  Особенно  много  таких  озерных  котловин  в
Северо-Германской  низменности.  Они  также  издавна  привле¬
кали  внимание  многих  исследователей.  В  конце  XIX  и  начале
XX  веков  высказано  несколько  гипотез  о  генезисе  этих  котло¬
вин.  П.  Вольдщтедт  (Woldstedt,  1923,  1929)  назвал  их  «рыт-
винными  долинами»,  которые  образовались,  как  он  полагал,  в
результате  эрозионной  деятельности.  Позднее  П.  Вольдштедт
(1955)  изменил  свой  «взгляд  на  генезис  рытвинных  долин,  при¬
писав  им  экзарационНый  генезис.
 Критически  рассмотрев  имевшиеся  гипотезы,  автор  пришел
к  выводу,  что  происхождение  рытвин  тесно  связано  с  дейст¬
вием  талых  вод,  протекавших  в  краевой  зоне  ледникового  по¬
крова  в  глубоких  трещинах  и  подо  льдом  (Земцов,  1964а).  С
действием  талых  ледниковых  вод  связывает  образование  рыт¬
винных  долин  в  Литве  Ч.  Кудаба  (1965),  а  также  исследовате¬
ли,  изучавшие  рытвинные  озера  на  северо-западе  европейской
части  СССР  (Последний  ледниковый  покров..,  1969).
 Некоторые  вытянутые  рытвины  с  цепочкой  длинных  и  узких
озер  разделяются  озоподобными  валами  протяженностью  до
10—20  км.  Поверхность  валов  осложнена  ориентированными
в  том  же  широтном  направлении  холмами  со  слабо  выпуклыми
вершинами.  Ширина  валов  колеблется  от  0,1  до  3  км.  В  рас¬
ширенных  участках  холмы  сменяются  выположенными  поло¬
говолнистыми  низинами,  которые  часто  заболочены,  изобилуют
торфяными  буграми  и  термокарставыми  западинами.  В  райо¬
не  Советских  озер  эта  поверхность  расчленена  рытвинами  и
осложнена  валами.  В  1967  г.  автором  изучен  разрез  валов,  где
сверху  залегают  или  неслоистые  суглинки  и  супеси,  или  круп¬
но-  и  среднезернистые  пески.  И  в  тех  и  в  других  обилие  валунов
и  гальки.  Мощность  этих  отложений  обычно  не  превышает  2  м.
 128

Ниже  вскрываются  средне-  и  мелкозернистые  пески  с  косой  и
волнистопрерывистой  слоистостью,  которые  переслаиваются  с
глинистыми  песками  и  супесями,  а  также  гравелистыми  песка¬
ми  и  линзами  галечника.  На  поверхности  валов,  в  дефляцион¬
ных  котловинах,  повсеместно  встречаются  галька  и  валуны.
Мощность  песчаной  толщи  превышает  20  м.  К  центру  валов
приурочены  изолированные  невысокие  (до  5—10  м)  холмы
овальной  или  конусовидной  формы  с  довольно  крутыми  скло¬
нами.  Холмы  местами  тянутся  в  виде  цепочки  и  сложены  с
поверхности  галечником,  нередко  хорошо  окатанным.
 В.  Д.  Дибнер  и  Н.  Г.  Загорская  наблюдали  у  края  совре-
•  менных  ледников  Арктики  не  только  подобные  конусовидные
холмы,  но  и  процессы  их  формирования  в  настоящее  время.
Конусовидные  холмы  образуются  «в  результате  скопления  не¬
сомого  по  леднику  талыми  водами  материала  в  сквозных  про¬
талинах,  в  которых  он  осыпался  на  ложе  ледника  после  пол¬
ного  протаивания  последнего»  (1958,  стр.  92).  Эти  геологи
пришли  к  выводу  о  флювиогляциальной  природе  холмов,  ко¬
торые  откладывались  один  за  другим  в  руслах  потоков  талых
вод  ледника  и  образовали  продольные  озы.  В  данном  случае
подтверждается  «русловая»  теория  происхождения  озов,  пред¬
ложенная  Гобсом  и  детально  разработанная  Таннером.  Валы,
наблюдавшиеся  автором  на  Таз-Хетском  междуречье,  имеют
иной  генезис.  Они  не  могут  быть  названы  озамн.  Однако  роль
талых  ледниковых  вод  в  их  формировании  несомненна.
 К  западу  от  краевых  образований  максимальной  стадии
зырянского  оледенения  расположена  флювиогляциальная  рав¬
нина,  постепенно  снижающаяся  к  р.  Тазу.  На  ней  распростра¬
нены  древние  долины  стока  талых  ледниковых  вод,  которые
тянутся  на  десятки  километров  в  ЮЗ  направлении.  В  древних
долинах  цепочкой  расположены  длинные  и  узкие  озера.  В  до¬
лине,  по  которой  протекает  р.  М.  Парусовая,  имеется  несколь¬
ко  озер  длиною  до  6—7  км  при  ширине  0,3  км.  Уровень  воды
в  них  на  25  м  ниже  окружающей  местности.  Вытянутые  долины
с  озерами  заканчиваются  в  крупном  озеровидном  расширении
долины  р.  Таза.
 К  востоку  от  конечно-моренных  образований  обширные
пространства  занимают  пологохолмистые  моренные  равнины
с  обилием  озер  (рис.  28).
 Итак,  в  области  зырянского  оледенения  широко  распрост¬
ранены  и  прекрасно  сохранились  формы  ледникового  и  водно¬
ледникового  рельефа,  образование  которых  происходило  как
в  условиях  активно  двигавшегося  льда,  так  и  пассивного
«мертвого»  льда.  В  распространении  этих  форм  четко  намеча¬
ется  зональность.  Комплекс  краевых  образований  сформиро¬
вался  непосредственно  у  активного  края  ледника,  представлен
чаще  дугообразной  формы  фронтальными  конечными  морена¬
ми,  выпуклая  часть  которых  обращена  на  запад  и  юго-зппад
по  направлению  движения  ледника.  Западный  склон  их  более
 9  Заказ  2770
 129

Рис.  28.  Общий  вид  моренной  пологохолмистой  равнины

пологий,  восточный  —  круче  и  обращен  к  крупным  гляциодеп-
рессиям  (ледниковым  бассейнам).  Последние  частично  заняты
озерами,  приуроченными  к  конечным  моренам,  и  полукольцом
оконтуриваются  ими.  Хорошо  выражен  холмисто-моренный
рельеф  с  вытянутыми  озерами,  занимающими  рытвинные  до¬
лины.  Краевые  ледниковые  образования  объединяются  в  два
прерывистых  пояса  конечно-моренных  гряд,  соответствующих
стадиям  отступания  зырянского  ледника.  Возможно,  что  они
связаны  с  активизацией  ледниковых  явлений  в  момент  общего
франта  отступания.  Краевая  зона  ледника  не  представляла
огромную  выпуклую  дугу,  а  отдельные  ледниковые  языки  в  за¬
висимости  от  неровностей  дозырянского  рельефа  образовали
фестончатую  границу  ледникового  покрова.
 В  дистальном  направлении  холмисто-моренный  рельеф  с
конечными  моренами  сменяется  холмисто-волнистыми  озер¬
ными  равнинами,  которые  переходят  в  зандровые  поля,  выпол¬
няющие  долины  рек,  выработанные  в  дозырянское  время.  С
востока  к  моренным  грядам  примыкают  озерно-ледниковые
равнины,  -бывшие  вместилища  ледниковых  бассейнов.  Местами
в  рельефе  четко  прослеживаются  полные  ледниковые  комплек¬
сы,  которые  свидетельствуют  о  несомненном  .наличии  покров¬
ного  оледенения  на  северо-востоке  равнины.
 Севернее,  в  бассейне  р.  Большой  Хеты,  С.  А.  Стрелков
 (1965) 	описывает  ледниково-аккумулятивный  рельеф,  пред¬
ставленный  беспорядочным  скоплением  холмов  с  озерами
между  ними.  Озера  имеют  крайне  причудливую  форму  и  раз¬
личные  размеры,  уровни  их  располагаются  на  различных
отметках.  В  левобережье  р.  Большой  Хеты  отмечены  своеоб¬
разные  формы,  которые  образуют  систему  гряд  и  валов  типа
маргинальных  озов.  Последние  приурочены  к  более  «ли  менее
заметным  возвышенностям,  а  высота  их  колеблется  от  2—5  до
8—10  м  при  ширине  10—30  м  и  длине  до  200  м,  а  в  плане  гря¬
ды,  числом  до  30—50,  располагаются  кулисообразно.  На  фо¬
тоснимках  четко  виден  их  дугообразный  или  волнистый  рису¬
нок.  Гряды,  протягиваясь  на  8—15  км,  фиксируют  положение
предполагаемого  края  ледника.  Они  сложены  песками  с  рас-,
сеянной  галькой  и  первоначально  принимались  за  серии  ста¬
диальных  (годичных?)  морен  или  маргинальных  озов  (Стрел¬
ков,  1951).  Однако  эти  гряды  существенно  отличаются  от  гряд,
которые  изучались  автором  в  бассейне  р.  Турухана.  В  описан¬
ном  С.  А.  Стрелковым  районе  не  выделяются  полные  леднико¬
вые  комплексы,  да  и  сами  гряды  не  образуют  идеальных  дуг,
обращенных  на  запад.  По  своей  величине  они  несоизмеримы  с
краевыми  образованиями  у  озер  Маковского  и  Налимьего.
Позднее  подобные  мелкие  гряды  обнаружены  в  пределах  рас¬
пространения  исключительно  флювиогляциальных  песков  (Со¬
колов,  1960).  Поэтому  их  генезис  мог  быть  и  не  связан  непо¬
средственно  с  оледенением.  С.  А.  Стрелков  (1965,  стр.  179)
считает,  что  эти  «системы  гряд  отложились  водноледниковыми
 9*
 131;

потоками,  протекавшими  в  серии  параллельных  трещин  в
краевой  части  маломощного  ледникового  покро(ва  (хотя  нель¬
зя  полностью  отрицать  и  стадиально-моренное  их  происхож¬
дение»).  В.  Н.  Соколов  и  Г.  А.  Значко-Яворский  (1957)  пола¬
гает,  что  гряды  могут  отражать  тектонические  структуры,
быть  эрозионными  -или  береговыми  валами.
 В  низовьях  р.  Енисея  (бассейны  pp.  Пелятки,  Танамы,  Ла-
курьи)  в  рельефе  преобладают  водно-ледниковые  образова¬
ния,  сложенные  преимущественно  «песками  с  валунами  и  галь¬
кой.  Местами  в  пески  включен  мореноподобный  материал.
Рельеф  близок  к  камовому.  Крупные  возвышенности  приуро¬
чены  к  выходам  меловых  пород  (Сигирте-Надо).  В  краевой
части  распространения  ледниковых  и  водно-ледниковых  отло¬
жений  наблюдаются  системы  озоподобных  гряд.  С.  А.  Стрел¬
ков  считает,  что  эти  формы  рельефа  и  слагающие  их  отложе-
иия  свидетельствуют  о  проникновении  сюда  покровных  ледни¬
ков  со  стороны  Таймырской  низменности.  Они  быстро  потеряли
свою  подвижность  и  превратились  в  процессе  таяния  в  глыбы
«мертвого  льда».  Однако  граница  распространения  этих  льдов
улавливается  с  трудом.  Судя  по  приведенным  данным,  можно
лишь  условно  относить  эту  часть  Гыдана  к  области  зырянско¬
го  оледенения.
 Зырянским  ледниковым  покровом  был  практически  пре¬
кращен  сток  Енисея  на  север.  В  результате  перед  краем  лед¬
ника  образовался  обширный  водоем.  Его  контуры  соответст¬
вуют  современной  Фарковской  равнине.  Уровень  водоема  под¬
нимался  примерно  на  100  м  выше  межени  современного  Ени¬
сея.  Из  этого  водоема  воды  частично  могли  стекать  в  бассейн
р.  Таза  по  ложбинам  стока.  Одна  из  таких  ложбин  прослежи¬
вается  на  Таз-Енисейском  междуречье  в  районе  озер  Налимье¬
го,  Дашкино  и  Няколь-ту  (Земцов,  1970).  Древняя  ложбина
стока  с  остаточными  озерами  возвышается  над  меженним
уровнем  современного  Енисея  на  70  м.  При  подпруживании
реки  сток  талых  ледниковых  вод  по  этим  ложбинам  из  при-
ледникового  водоема  в  бассейн  р.  Таза  вполне  вероятен.  По¬
добные  ложбины  имеются  и  на  Турухан-Тазовском  между¬
речье.  В  них  сохранились  вытянутые  в  цепочку  длинные  и
узкие  озера.
 Автор  не  исключает  предположения  С.  А.  Стрелкова  (1965)
о  возможном  частичном  стоке,  вернее  просачивании  вод  во  вре¬
мя  оледенения  через  зону  «ледолома».  Она  могла  возникнуть
в  леднике  при  пересечении  глубокой  доледниковой  долины,
р.  Енисея  и  решающим  образом  сказаться  на  его  динамике.
 Рельеф  северо-западной  части  равнины
 Почти  все  исследователи  признают  наличие  в  верхнем
плейстоцене  ледников  в  горах  Полярного,  Приполярного  и
Северного  Урала.  Одни  считают,  что  ледники  были  покровны¬
 Г32

ми,  другие  признают  горно-долинный  характер  оледенения.
Многие  также  допускают,  что  ледники  спускались  на  равнину.
Однако  масштабы  их  распространения  оценивались  различно.
Геологи  НИИГА  и  ВСЕГЕИ  полагали,  что  ледник  захватывал
все  Зауралье  вплоть  до  65°  с.  ш.  По  В.  Н.  Саксу  (1953),
Г.  И.  Лазукову  (1959,  1972)  ледники  выходили  на  равнину  и
занимали  лишь  небольшую  площадь.  Наконец,  И.  Л.  Кузин
 (1966),  Л.  С.  Троицкий  (1966)  пытаются  доказать,  что  ледники
никогда  не  покидали  пределы  Уральских  гор.
 Анализ  фактических  материалов  позволяет  автору  присое¬
диниться  к  точке  зрения  геологов,  допускающих  локальное
.распространение  ледников  в  приуральской  части  равнины.
Наиболее  обоснованы  взгляды  Г.  И.  Лазукова  (1959),  который
доказывает,  что  зырянское  оледенение  охватывало  здесь  не¬
значительную  площадь,  где  рельеф  имеет  очень  хорошую
сохранность.  Граница  оледенения  Г.  И.  Лазуковым  проводится
восточнее  г.  Салехарда  и  мыса  Салемал.  Южнее  г.  Салехарда
в  область  оледенения  входило  все  левобережье  р.  Оби  до  до¬
лины  р.  Сев.  Сосьвы.  В.  А.  Лидер  (1965,  1969)  и  Ю.  Ф.  Захаров
(1965)  пишут,  что  зырянские  ледниковые  валунно-галечные
накопления  окаймляют  полосой  подножья  хребтов  Урала.  Гря¬
ды  и  холмы,  сложенные  этими  накоплениями,  тянутся  парал¬
лельно  склонам  хребтов.  Холмы  имеют  крутые  склоны,  раз¬
личные  очертания  и  ориентировку  в  плане.  Размеры  их  колеб¬
лются  от  десятков  метров  до  нескольких  километров,  а  высота
обычно  равна  5—15  м.
 Позднее  Г.  И.  Лазуков  (1972)  границу  оледенения  стал
показывать  несколько  севернее.  В  частности,  бассейн  р.  Сев.
Сосьвы  оказался  почти  за  пределами  границы.  Доказательст¬
вом  пребывания  зырянского  ледника  на  северо-западе  равни¬
ны  являются  холмисто-грядовые  формы  рельефа  ледниковой
аккумуляции,  наблюдаемые  на  правобережье  р.  Оби  к  северу
от  устья  р.  Аксарки  вплоть  до  Салемала.  К  грядам  и  холмис¬
тым  возвышенностям  округлой  или  неправильной  формы  при¬
урочены  отметки  до  125  м.  Холмы  возвышаются  над  пониже¬
ниями  на  15—30  м,  реже  40—50  м  и  имеют  склоны  крутизною
до  30—40°.  Местами  высота  холмов  колеблется  от  3—5  м  до
15—20  м.  Холмы  образуют  гряды  шириною  в  десятки  метров,
а  более  крупных  гряд  —  в  сотни  метров,  при  длине  в  несколь¬
ко  километров.  На  некоторых  грядах  «насажены»  возвышения
холмистообразной  формы  высотой  в  несколько  метров.  Гряды
располагаются  между  замкнутыми  или  полузамкнутыми  запа¬
динами,  днища  которых  находятся  на  разных  отметках.
Г.  И.  Лазуков  правильно  относит  холмисто-грядовые  формы
рельефа  к  зырянским  ледниковым  образованиям,  ибо  слагаю¬
щие  их  отложения  залегают  не  только  на  салехардских  осад¬
ках,  но  и  на  казанцевских.  Поэтому  не  может  быть  и  речи  о
связи  этих  отложений  с  заключительным  этапом  ямальской
трансгрессии.  Эрозионной  природе  рельефа  противоречит
 133

очень  слабая  его  расчлененность  и  отсутствие  связи  с  совре¬
менными  формами.
 В  некоторых  районах,  входящих  в  область  зырянского
оледенения,  не  установлены  ледниковые  формы  рельефа,  на¬
пример,  от  Лабытнаги  вплоть  до  подножий  Урала.  Вероятно,
они  были  уничтожены  во  время  распада  и  таяния  ледника  та¬
лыми  водами.  Отсюда  столь  широкое  распространение  в  при¬
уральской  части  равнины  флювиогляциальных  отложений
(Лазуков,  1972).  Еще  ранее  В.  Н.  Сакс  (1953)  связывал  широ¬
кое  распространение  флювиогляциальных  отложений  и  холмов
типа  камов  в  областях  зырянского  оледенения  Сибири  с  дей¬
ствием  преимущественно  мертвых  льдов.
 На  взгляд  автора,  плохую  сохранность  холмисто-грядового
рельефа  на  северо-западе  равнины  можно  объяснить  также
размывом  и  разрушением  его  р.  Обью.  Долина  ее  в  низовьях
расширяется  до  100  км,  а  пойма  —  более  60  км.  Судя  по  ясно
выраженной  правосторонней  асимметрии  долины,  река  в  тече¬
ние  верхнего  плейстоцена  и  голоцена  смещалась  вправо.  По¬
этому  на  правобережье  холмы  и  гряды  сохранились  от  размы¬
ва  на  небольших  участках.  В  левобережье  они  отмечены  в
основном  у  подножья  гор.
 Автор  наблюдал  формы  холмисто-грядового  рельефа  север¬
нее  г.  Салехарда,  и  ледниковый  генезис  их  представляется  не¬
сомненным.  Характерно  некоторое  сходство  как  форм  ледни*
кового  рельефа,  так  и  слагающих  их  отложений  на  СВ  и  СЗ
равнины.  Однако  имеются  и  существенные  различия,  связан¬
ные  с  более  активным  проявлением  деятельности  путоранских
ледников  по  сравнению  с  уральскими.  В  результате  на  северо-
востоке  прекрасно  сохранились  свежие  и  разнообразные  фор¬
мы  ледникового  рельефа.  С  большей  активностью  ледников
здесь  связан  перерыв  в  осадконакоплении.  Зырянские  отложе¬
ния  залегают  на  казанцевских  преимущественно  с  размывом,
фиксируемым  базальными  галечниками.  Дозырянский  рельеф
был  более  расчлененным  и  контрастным.  Поэтому  ледниковые
и  флювиогляциальные  отложения  залегают  на  различных
гипсометрических  отметках,  нередко  заполняя  дозырянские
долины.
 Возможно,  что  на  северо-востоке  отдельные  блоки  фунда¬
мента  погружены  неглубоко  и  образуют  выступы,  зафиксиро¬
ванные  в  осадках  мезозойско-кайнозойского  чехла  локальны¬
ми  поднятиями.  К  ним  относится  Ермаковский  вал,  ориенти¬
рованный  меридионально  и  расположенный  западнее  с.  Ерма¬
кова.  Он  осложнен  структурами  более  мелкого  порядка.  В
современном  рельефе  вал  выражен  своеобразным  рисунком  и
ориентировкой  гидросети.  К  валу  приурочены  наивысшие
отметки  и  частично  водораздел  р.  Турухана  с  левыми  притока¬
ми  Енисея.  Тектоникой  определен  и  основной  структурный
план  рельефа  в  районе  Маковского  озера.  Однако  мощная
толща  отложений  плейстоцена,  наложенная  на  более  древние
 134

структуры,  преобразовала  и  снивелировала  рельеф.  Возможно
также,  что  моренные  гряды  у  озер  Маковского  и  Налимьего
имеют  в  своей  основе  тектоническое  происхождение  и  приуро¬
чены  к  выступам  фундамента.  Последние  препятствовали  дви¬
жению  ледника  и  способствовали  накоплению  здесь  обломоч¬
ного  материала  (морены  напора).
 Некоторые  геологи,  как  уже  отмечалось  выше,  границу
зырянского  оледенения  проводят  под  64—65°  с.  ш.  Основанием
для  этого  являлся  грядовый  рельеф,  ранее  принимаемый  за
ледниковый.  Он  встречается  в  междуречье  Оби  и  Пура,  Пура
и  Таза.  Равнины  здесь  пологоволнистые  и  сложены  с  поверх¬
ности  маломощной  толщей  преимущественно  мелкозернистых
песков  и  супесей  с  рассеянной  в  них  галькой,  гравием  и,  ред¬
ко,  валунами.  Всхолмления  и  гряды  в  рельефе  этих  равнин  и
принимались  за  зырянские  ледниково-аккумулятивные  обра¬
зования.  Однако  если  последние  и  являются  ледниковыми,  то
отнесение  их  к  зырянским  выглядит  неубедительно.  Зырянских
ледниковых  отложений  здесь  нет.
 В  заключение  отметим,  что  имеющийся  материал,  несом¬
ненно,  свидетельствует  о  том,  что  зырянский  ледниковый  пок¬
ров  проникал  в  пределы  не  только  северо-востока,  но  и  северо-
запада  равнины,  где  также  сохранились  образованные  им  лед¬
никовые  и  водно-ледниковые  формы  рельефа  и  отложения.
Значительная  песчанность  последних  обусловлена  большой
обводненностью  ледниковой  зоны,  где  поистине  происходила
непрерывная  борьба  льда  и  воды,  поступавшей  не  только  от
таяния  ледника,  но  и  со  стороны  р.  Оби.  Это  не  могло  не  ска¬
заться  на  динамике  ледников,  на  процессах  осадконакопления
и  формирования  специфического  рельефа,  существенно  отли¬
чающегося  от  типичного  ледникового  рельефа  северо-запада
Русской  равнины.
 МОРСКИЕ  ТРАНСГРЕССИИ
КАК  РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИИ  ФАКТОР
 Наличие  мощных  толщ  морских  осадков  мезозойско-кайно¬
зойского  возраста  в  геологическом  разрезе  осадочного  чехла
равнины  свидетельствует  о  том,  что  последняя  почти  непре¬
рывно  была  ареной  крупных  морских  трансгрессий.  Продол¬
жались  они  десятки  миллионов  лет,  сменяясь  регрессиями,  во
время  которых  море  полностью  не  отступало,  а  сохранялось
на  отдельных  участках  равнины.  Прогибание  плиты  в  мезозое
и  раннем  кайнозое  почти  полностью  компенсировалось  осадко-
накоплением,  главным  образом  морским.  Можно  утверждать,
что  экзогенные  факторы  были  соизмеримы  с  действием  текто¬
нических  движений.  Морские  трансгрессии  играли  важную
роль  в  формировании  палеорельефа  равнины.
 М5

Причины  морских
плейстоценовых  трансгрессий
 В  новейший  этап  Западно-Сибирская  плита  испытывала
поднятия  и  лишь  на  севере  равнины  они  сменялись  весьма
кратковременными  погружениями,  с  которыми  связаны  плей¬
стоценовые  морские  трансгрессии.  Природа  этих  погружений
и  сопровождавших  их  морских  трансгрессий  пока  не  выяснена
не  только  в  Западной  Сибири,  но  и  в  Северной  Америке  и  в
Европе.  Большинство  исследователей  связывают  колебания
уровня  океана  в  плейстоцене  с  чередованием  ледниковых  и
межледниковых  эпох.  Иными  словами,  такие  колебания  объяс¬
няли  изостатическим  прогибанием  земной  коры  под  давлением
ледниковых  щитов.  Другие  геологи  видели  причину  этих  ко¬
лебаний  в  региональных  тектонических  движениях.  Возражая
против  последней  гипотезы,  И.  Л.  Кузин  (1968)  справедливо
пишет,  что  трудно  допустить  одновременные  колебания  не
только  Западной  Сибири,  но  и  всего  севера  Евразии  и  Север¬
ной  Америки,  весьма  различных  в  структурно-тектоническом
плане.  Он  предлагает  связывать  колебания  уровня  океана  по¬
рядка  200—300  м  и  более  с  тектоническими  движениями  пла¬
нетарного  масштаба,  с  чем,  на  взгляд  автора,  согласиться
нельзя.  Этому  противоречат  новые  данные.  Так,  например,
 О. 	К.  Леонтьев  (1970)  обосновывает  для  плейстоцена  следую¬
щие  цифры:  1)  поступление  воды  в  океан  из  магмы  +1,5  м;
 2) 	накопление  осадков  и  вулканических  продуктов  +1м;
 3) 	поднятие  срединных  хребтов  +4,5  м  и  4)  прогибание  дна
океана  —  18  м.  Таким  образом,  уровень  океана  мог  понизиться
всего  на  10  м,  во  время  же  максимального  оледенения  он  по¬
нижался  на  110  м.  О.  К.  Леонтьев  совершенно  правильно  воз¬
ражает  против  громадных  морских  трансгрессий  в  плейстоцене
и  считает  приводимые  Г.  У.  Линдбергом  (1955)  и  И.  Л.  Кузи-
ньим  цифры  порядка  +200  м,  —200  м,  —300  м,  характеризую¬
щие  якобы  колебания  уровня  океана,  физически  невозможны¬
ми.  К  такому  же  выводу  пришел  В.  Н.  Корценштейн  (1970),
рассматривая  вопросы  формирования  уникальных  месторож¬
дений  газа  в  Тюменской  области.
 С  чем  же  тогда  связаны  такие  колебания  уровня  океана?
Сравнительно  кратковременные  быстрые  колебания  земной
коры  обусловлены,  по  Е.  В.  Артюшкову  (1969,  1970),  наличием
в  верхней  мантии  слоя  пониженной  вязкости  —  астеносферы,
над  которой  располагается  литосфера,  включающая  кору  и
холодные,  вязкие  слои  мантии.  Увеличение  нагрузки  на  кору
вызывает  ее  компенсирующее  опускание,  а  уменьшение  на¬
грузки—  поднятие.  В  качестве  такой  нагрузки  могли  быть
ледниковые  покровы,  которые  и  вызвали  трансгрессии  в  плей¬
стоцене  на  фоне  общего  понижения  уровня  океана  (Артюш-
ков,  1969;  Гроссвальд,  1970;  Троицкий,  1969  и  др.).  Тектониче¬
ские  движения  не  были  главными  факторами  развития  плей¬
 136

стоценовых  морских  трансгрессий.  Наоборот,  они  находятся  в
резком  несоответствии  с  характерными  особенностями  плат¬
форменных  тектонических  движений.  За  периоды  двух  оледе¬
нений  и  разделяющего  их  межледниковья,  равные  не  более
200  тыс.  лет,  колебания  уровня,  вызванные  тектоникой,  не  пре¬
вышали,  по  подсчетам  Е.  В.  Артюшкова,  10—20  м.  Эти  цифры,
хорошо  согласуются  с  цифрами,  полученными  О.  К.  Леонтье¬
вым.  Скорее  всего,  крупные  колебания  уровня  океана  и  обус¬
ловленные  ими  морские  трансгрессии  и  регрессии  на  севере
Западной  Сибири  имеют  гляциоизостатическую  природу.
Нельзя,  конечно,  исключать  влияние  тектонических  движений
на  колебания  уровня  океана.  Такие  колебания  имели  место,,
но  нет  оснований  их  преувеличивать  до  200—300  м  и  более..
 Плейстоценовые  трансгрессии  как  фактор
рельефообразования  и  осадконакопления
 В  плейстоцене  морские  трансгрессии  также  принимали
активное  участие  в  формировании  рельефа  равнины.  Однако
роль  трансгрессий,  на  взгляд  автора,  некоторыми  геологами
явно  переоценивается  (Кузин,  1960,  1963,  Кузин  и  Чочиа,  1965;.
Крапивнер,  1969;  Зайонц,  1969).  Ими  выделяется  на  равнине
шесть  ярусов  рельефа  (террас).  Последние  прослеживаются,
от  Карского  моря  вглубь  равнины  и  являются  экстерритори¬
альными.  Образование  лестницы  террас  связывается  с  пре¬
рывистым  понижением  уровня  Ямальского  моря,  занимавшего
равнину  в  плиоцен-четвертичное  время  до  60°  с.  ш.
 И.  Л.  Кузин  выделил  следующие  морские  террасы:  пляж,
(высота  2—3  м);  лайда  (5—7  м);  I  терраса  (8—14  м);  II  тер¬
раса  (18—25  м);  III  терраса  (30—45  м);  IV  терраса  (50—
60  м);  V  терраса  (80—120  м)  и  VI  терраса  (120—220  м),  по¬
верхность  которой  в  областях  новейших  тектонических  подня¬
тий  приподнята  на  высоту  до  250—290  м,  а  в  предгорьях  Ура¬
ла—  до  350—400  м  над  уровнем  моря.  В  глубь  Уральских  гор
высота  IV  террасы  повышается  до  500—700  м,  а  в  срединной
части  гор  —  до  900—1000  м.  В  последнем  случае  И.  Л.  Кузин
связывает  с  деятельностью  моря  поверхности,  которые  ранее
рассматривались  как  скульптурно-денудационные  равнины
или  солифлюкционные  террасы.  Образование  же  их  объясняли
или  прерывистым  поднятием  гор  (Варсанофьева),  или  мороз-
но-солифлюкционной  пенепленизацией  (Боч  и  Краснов).
И.  Л.  Кузин  не  привел  убедительных  доводов  в  пользу  морско¬
го  генезиса  террасированных  склонов  Урала.
 Наличие  столь  высоких  террас  в  приуральской  части  рав¬
нины  не  подтверждено  специальными  работами  тюменских
геологов  (Захаров,  1969).  Нет  подобных  террас  и  на  северо-
востоке  равнины.
 Обстоятельная  критика  гипотезы  экстерриториальной  ярус-
 13  Г

ности  рельефа  равнины  дана  сибирскими  геологами  (Архипов,
Волкова  и  др.,  1971)  и  здесь  нет  надобности  останавливаться
на  этом.  Отметим  только,  что  для  равнины  действительно
характерна  ярусность  рельефа,  но  не  в  таком  плане,  как  ее
рисуют  антигляциалисты.  Равнина  делится  на  две  половины.
Более  низкая  и  ровная  северная  половина  ступенчатым  амфи¬
театром  открывается  к  северу,  где  расположены  обширные
низменности  с  абс.  отметками  от  100—120  м  (минимальные
(70—90  м)  до  150  м.  Лишь  на  Сибирских  увалах  имеются  воз¬
вышенности  от  150—180  до  250  м,  а  на  востоке  —  до  290  м.
 Морская  салехардская  трансгрессия  на  севере  Западной
Сибири  совпадала  с  началом  распада  самаровского  леднико¬
вого  покрова  и  была  вызвана  в  основном  гляциоизостазией.
Море  вторгалось  в  освобождающуюся  от  таявшего  и  разру¬
шавшегося  ледника  и  заполнило  обширную  гляциодепрессию
севернее  Сибирских  увалов.  В  ней  и  накапливались  мощные
ледниково-морские  осадки.  Абразия  моря  была  избирательной.
Осадки  сосредоточены  в  переуглубленных  долинах  и  впадинах
рельефа.  Междуречные  же  пространства,  сложенные  породами
палеогена,  не  были  уничтожены  абразией.  Местами  эти  поро¬
ды  выходят  на  дневную  поверхность  или  же  перекрыты  мало¬
мощным  плащом  рыхлых  отложений.  Не  сохранились  уступы
абразионного  берега  моря  на  северных  склонах  Сибирских
увалов.  Видимо,  море  лишь  ингрессировало  в  речные  долины
и  впадины  рельефа,  частично  размыв  в  начальную  фазу  транс¬
грессии  отложения,  перекрывавшие  палеогеновые  породы.
Заполнив  своими  осадками  речные  долины  и  впадины,  море
снивелировало  расчлененный  дочетвертичный  рельеф.  Образо¬
валась  обширная  морская  аккумулятивная  равнина  с  харак¬
терным  плоским  рельефом.  Лишь  позднее  новейшими  тектони¬
ческими  движениями  равнина  была  деформирована.  Над  ло¬
кальными  структурами  она  оказалась  приподнятой  на  десятки
метров.  Кроме  того,  первоначальные  черты  рельефа  морской
равнины  были  сильно  преобразованы  и  экзогенными  фактора¬
ми.  В  предгорных  районах  на  равнину  надвигались  зырянские
ледники,  которые  деформировали  ее  поверхность  и  отложили
морены  и  флювиогляциальные  пески.  Вдали  от  гор  плоская
поверхность  была  расчленена  и  преобразована  эрозионно-де¬
нудационными  и  криогенными  процессами.  Современное  ее
гипсометрическое  положение  определяется  абсолютными  вы¬
сотами  в  интервале  от  80  до  120  м,  а  в  предгорных  районах  —
до  180  м  и  более.
 Исчезновение  ледниковых  покровов  привело  к  гляциоизо-
статическому  поднятию  севера  Западной  Сибири  и  кратковре¬
менной  регрессии  моря,  после  которой  наступает  значительно
меньшая  по  размерам  казанцевская  трансгрессия,  когда  море
занимало  лишь  Крайний  Север  и  вторгалось  в  низовья  Оби,
Енисея,  Надыма,  Пура,  Таза  и  других  рек.  Осадками  этого
моря  сложена  60—70-метровая  терраса,  которая  тянется  вдоль
 138

побережья  современного  Карского  моря,  охватывая  Тазовский,
частично  Ямал  и  Гыданский  полуострова.  Терраса  причле-
нена  к  более  высокой  морской  равнине  и  местами  отделяется
от  нее  четким  абразионным  уступом.  Море  не  «состругивало
как  рубанком»  коренные  палеогеновые  породы,  оно  не  уничто¬
жило  и  рыхлые  салехардские  осадки,  а  в  основном  ингресси-
ровало  в  долины  рек,  в  которых  южнее  заливов  формирова¬
лась  озерно-аллювиальная  равнина.
 В  позднезырянское  время  имела  место  каргинская  транс¬
грессия.  В.  Н.  Сакс  (1953)  связывает  с  ней  формирование  в
низовьях  р.  Енисея  верхней  надпойменной  (каргинской)  тер¬
расы,  высота  которой  равна  20—25  м.  После  каргинской,  по
В.  Н.  Саксу,  была  еще  одна  трансгрессия,  когда  уровень  моря
поднимался  на  8—9  м  выше  современного  и  формировалась
нижняя  надпойменная  терраса  высотой  10—12  м.  Некоторые
геологи  (Герман  и  др.,  1963;  Кузин,  1963  и  др.)  считают,  что
морские  каргинские  осадки  широко  распространены  по  побе¬
режью  Карского  моря,  где  они  слагают  каргинскую  террасу.
Другие  принимают  эти  отложения  за  аллювиально-озерные
(Стрелков  и  др.,  1959;  Лазуков,  1970).
 Пожалуй,  наиболее  правильный  вывод  сделал  С.  А.  Стрел¬
ков  (1965,  стр.  236):  «Отсутствие  морских  отложений  в  строе¬
нии  каргинской  террасы  самых  северных  окраин  Западной  Си¬
бири  при  допущении  повышения  береговой  линии  моря  на
25—30  м  во  время  аккумуляции  ее  осадков  может  быть  объяс¬
нено  тем,  что  суша  в  то  время  простиралась  дальше  к  северу,
чем  ныне;  и  морские  террасы  были  впоследствии  уничтожены
при  разрушении  прибрежной  части  материка  Карским  морем».
 Современная  береговая  линия  на  севере  Западной  Сибири
с  ее  крупными  заливами  и  губами,  с  островами  и  полуострова¬
ми  образовалась  в  голоцене.
 Современные  абразионно-аккумулятивные  процессы
и  связанные  с  ними  формы  рельефа
 Имеющиеся  материалы  свидетельствуют  об  активной  сов¬
ременной  абразии  моря  на  северном  побережье  и  на  островах.
 Западные  берега  Ямала  к  северу  от  Марре-Сале  являются
типичными  абразионными.  На  многие  сотни  километров  здесь
нет  ни  бухт,  ни  лагун.  Южнее  Марре-Сале  наряду  с  абразион¬
ными  встречаются  аккумулятивные  берега.  Северные  берега
Ямала  и  острова  Белого  высотой  от  2  до  10  м  также  абразион¬
ные  и  окаймленные  узким  штрандом.  Интенсивно  развивается
абразия  на  западных  берегах  Гыданского  и  Тазовского  полу¬
островов.  Ю.  Н.  Кулаков  (1959)  объясняет  ее  преобладающи¬
ми  западными  ветрами  в  период  открытого  моря.  Следует
только  добавить,  что  Обская  и  Тазовская  губа  близки  по  своей
конфигурации  и  гидрологическому  режиму  к  крупным  рекам,
 139

поэтому  в  разрушении  западных  берегов  и  создании  асиммет¬
ричности  полуостровов  важное  значение  имело  вращение  Зем¬
ли  (закон  Бэра).  Активная  абразия  на  западных  берегах  этих
полуостровов  весьма  существенно  сказывается  на  развитии
речной  сети.  Здесь  устья  речек,  ручьев  и  оврагов  оказываются
висячими  и  располагаются  на  5—6  м  над  уровнем  моря  (Го¬
ворухин,  1938,  Кулаков,  1959).  К  устьям  речек  и  оврагов  при¬
урочены  конусы  выноса  высотой  до  3—4  м.
 Длительная  абразия  привела  к  резко  выраженной  асиммет¬
рии  Тазовского  полуострова.  Его  западные  берега  крутые,
обрывистые  и  высокие  (до  35—40  м);  восточные  —  низменные,
плоские  и  заболоченные.  Водораздел  рек  полуострова  сильно
смещен  к  западному  берегу.  Все  крупные  реки  стекают  по  по¬
логому  восточному  склону,  впадая  в  Тазовскую  губу.  Реки,
текущие  на  запад  в  Обокую  губу,  отличаются  значительно
меньшей  длиной  и  висячими  устьями.  Это  стимулирует  разви¬
тие  глубинной  эрозии,  поскольку  базис  эрозии  в  межень  резко
понижается.
 Наряду  с  активной  абразией,  но  в  меньшей  степени  проис¬
ходит  аккумуляция  наносов  и  образование  аккумулятивных
берегов  и  форм  рельефа.  Так,  на  западном  берегу  Ямала
известны  наносные  образования  типа  кос.  Шараповы  и  Мар-
ресальские  косы  тянутся  на  расстоянии  80—90  км  (Панов,
1938;  Кулаков,  1959).  К  устьям  крупных  рек  приурочены
обширные  лайды,  сложенные  молодыми  наносными  образова¬
ниями.  Лайды  регулярно  заливаются  водой  во  время  весенне¬
го  половодья  и  при  нагонах  воды  ветром.
 В  Тазовской  губе  на  несколько  километров  тянется  длин¬
ная  песчаная  коса  от  мыса  Поворотного  и  значительно  сужает
форватер  губы.  Имеются  обширные  песчаные  мели  и  косы,  а  в
устьях  pp.  Пойлово,  Мунку-Юрибей,  Пура  и  Мессо  образуются
дельты.  В  низовьях  этих  рек  расположены  обширные  (до  18—
20  км)  низменные  побережья,  возвышающиеся  на  1—2  м  над
меженным  уровнем.  Во  время  ветровых  нагонов  и  весеннего
половодья  они  заливаются  водой.
 На  южном  берегу  Тазовской  губы  хорошо  сохранились
дюны  или  барханы  типичной  полулунной  формы  с  пологими
внутренними  и  крутыми  обрывистыми  на  выпуклой  стороне
склонами  (Говорухин,  1938).  Часто  с  внутренней  стороны  дюн
располагаются  мелкие  озера.  Пески  на  гребнях  дюн  раздува¬
ются  ветром,  в  результате  образуются  котлы  выдувания.  По¬
добные,  но  более  древние  дюны  описаны  в  15—20  км  от  губы
на  коренных  берегах  р.  Мунку-Юрибей.
 Южные  берега  Тазовской  и  Обской  губ  преимущественно
аккумулятивные,  с  дельтовыми  участками  в  устьях  рек  и  лай¬
дами.
 Интенсивное  разрушение  западных  и  северных  берегов
Гыдана  привело  к  тому,  что  береговая  линия  на  некоторых
участках  достигла  озерных  котловин,  в  которые  вторглось  мо¬
 140

ре  и  образовало  бухты.  Восточные  берега  Гыдана  представле¬
ны  абразионными  уступами,  общей  протяженностью  110  км
(Троицкий,  1966).  Высота  клифа  здесь  различна  и  зависит  от
гипсометрического  положения  срезаемой  им  поверхности,  но
обычно  не  выше  7—20  м.  Лишь  у  Лескинской  возвышенности
клиф  достигает  40—50  м.  Крутизна  береговых  обрывов,  сло¬
женных  мерзлыми  глинами  и  суглинками,  как  правило,  боль¬
ше  45°,  а  местами  обрывы  образуют  вертикальную  стенку  или
же  нависают  над  узким  штрандом  (Троицкий,  1966).
 По  берегам  Енисейского  залива  на  восточном  побережье
Гыдана  С.  Л.  Троицкий  наблюдал  и  старые,  сравнительно  кру¬
тые  (до  5—8°)  и  задернованные  клифы,  окаймляющие  терра¬
сы.  Однако  вдали  от  современной  береговой  линии  не  отмече¬
ны  древние  абразионные  уступы.  Обрывистые  берега  череду¬
ются  с  низкими  аккумулятивными,  на  долю  которых  прихо¬
дится  75  км.  Так,  между  устьями  рек  Хальмеряха  и  Екаряуяха
на  расстоянии  30  км  тянется  современная  терраса  шириною
5—6  км.  Высота  ее  над  заливом  колеблется  от  1,5—2  м  до  3—
 4 	м.  Заливается  она  только  во  время  штормов  при  нагоне  воды
ветром.  Заболоченная  с  массой  озер  терраса  ограничивается
состоящим  из  плавника  современным  валом,  за  которым  даль¬
ше  от  береговой  линии  располагаются  более  уплощенные  древ¬
ние  валы.  Наконец,  у  самого  залива  развита  более  низкая
(0,4—0,8  м)  песчаная  терраса,  которая  заливается  при  обыч¬
ном  волнении  (Троицкий,  1966).  Из  других  аккумулятивных
образований  часто  встречаются  песчаные  косы  —  пересыпи  и
стрелки.
 Скорость  абразии  и  условия,  ее  определяющие
 Процессы  разрушения  берегов  происходят  со  значительной
скоростью.  Например,  средняя  скорость  разрушения  западно¬
го  Ямала  в  районе  Марре-Сале  за  последние  десятилетия  со¬
ставляет  1,6  м  в  год.  В  отдельные  периоды  она  достигает  боль¬
ших  величин.  Интересный,  но,  видимо,  редкий  случай  катаст¬
рофического  разрушения  берегов  Обской  губы  у  мыса  Камен¬
ного  описан  В.  Ф.  Жуковым  (1961).  Благоприятным  для  интен¬
сивной  абразии  здесь  было  сочетание  приливов  и  нагонов  во¬
ды  ветром.  За  2—3  дня  уровень  воды  в  губе  поднялся  до  2—
 3 	м.  Во  время  стояния  такого  высокого  уровня  в  течение  3—5
часов  разрушен  берег  губы  на  расстоянии  многих  километров.
В  его  основании  образовалась  глубокая  (до  5—6  м)  ниша,
затем  над  ней  обрушивался  грунт.  Этот  случай  имел  место  во
второй  половине  лета,  когда  губа  была  открытой  ото  льда.  В
первую  половину  лета  свободно  плавающие  льдины  нагоняют¬
ся  ветром  и  выбрасываются  волнами  на  берег,  где  образуют
ледяной  вал  до  5—7  м,  который  защищает  берег  от  размыва.
 Катастрофически  быстро  отступает  абразионный  берег  Гы-
 Ш

дана.  По  В.  П.  Кальянову  (1934),  скорость  равна  1  —1,5  км  в.
год.  Д.  Г.  Панов  (1938)  пишет,  что  за  10  лет  берег  мыса  Лески-
на  отступил  на  1,5—2  км.  Однако  и  эти  цифры,  видимо,  пре¬
увеличены.  Более  достоверны  сведения  местных  жителей,  кото¬
рые  сообщают,  что  скорость  разрушения  берега  равна  5—10  м
в  год  (Троицкий,  1966).  О  значительной  скорости  отступания
берега  свидетельствуют  склоны  долин,  которые  срезаются  кли-
фом  и  сохраняют  свои  очертания  в  неизменном  виде.
 Реальность  приведенных  цифр  подтверждается  данными  о
скорости  разрушения  в  Карском  море  островов,  сложенных
льдистыми  породами.  Площадь  острова  Семеновского  в  1823  г*
равнялась  15  км2,  в  1912  г.  —  4,6  км2,  в  1935  г.  —  всего  2  км2,  а
в  1950  г.  остров  исчез  (Леонтьев,  1955).  В  среднем  за  год  разру¬
шилось  12  га  площади.  Быстро  разрушается  юго-западный  бе¬
рег  острова  Уединения.  За  10  лет  (1934—1944)  берег  у  поляр¬
ной  станции  отступил  на  65  м.  Станцию  неоднократно  прихо¬
дилось  переносить  дальше  от  берега  (Аверина,  1970).
 Приведенные  количественные  показатели  скоростей  свиде¬
тельствуют  об  активной  деятельности  моря  по  разрушению  и
переформированию  берегов  Ямала,  Тазовского  и  Гыданского
полуостровов.  Это  объясняется  многими  причинами.  Прежде
всего  температура  воды,  которая  доставляется  реками  в  Об¬
скую  и  Тазовскую  губы  и  Енисейский  залив,  значительно  вы¬
ше,  чем  в  море.  В  Карское  море  ежегодно  Обью,  Енисеем  и
Тазом  выносится  8140-1012  б.  калорий  тепла.  Только  в  Тазов¬
скую  губу  поступает  302*1012  б.  калорий  (Антонов,  1936).
Часть  тепла  расходуется  на  таяние  мерзлых  пород  и  льдов,
слагающих  берега.  Тепловой  абразии  принадлежит  ведущая
роль  среди  других  механических  процессов,  в  частности  волно¬
прибойных.
 Необходимо  учитывать  и  значительные  колебания  уровня
воды  в  губах.  Весною  он  резко  повышается,  а  обширные  при¬
брежные  пространства  заливаются.  В  Тазовской  губе,  напри¬
мер,  весной,  уровни  повышаются,  так  как  скапливаются  реч¬
ные  воды,  когда  Обская  губа  находится  еще  подо  льдом.
 На  несколько  метров  повышается  уровень  при  нагонах  к
берегам  воды  ветром  во  вторую  половину  лета,  когда  аквато¬
рии  губ  полностью  освобождаются  ото  льда.  Нагоны  воды  вет¬
ром  не  только  повышают  уровень  воды  в  губах,  но  и  в  ни¬
зовьях  впадающих  в  них  рек  Надыма,  Пура  и  Таза.  По  сооб¬
щению  местных  жителей,  пос.  Хоровой,  расположенный  на
террасе  р.  Надыма  (высота  3  м),  в  1938  году  во  время  штор¬
мового  северного  ветра  заливался  водой.  В  пос.  Паули  навод¬
нения  при  этих  ветрах  были  почти  ежегодно.  Подъем  уровня
ощущается  даже  в  пос.  Надыме.  В  конце  августа  1948  г.  автор
наблюдал  повышение  уровня  воды  на  1  м  в  низовьях  Пура
после  северного  ветра,  продолжавшегося  около  10  часов.
 Нагоны  четко  фиксируются  стационарными  гидрологиче¬
скими  наблюдениями.  На  графике  водпоста  пос.  Тазовского
 14&

(низовья  р.  Таз)  половодье  отражается  несколькими  высоки¬
ми  (до  2  м)  пиками,  соответствующими  нагонам  воды  ветрами
северных  румбов.  Несомненно,  что  эти  нагоны  являются  одним
из  важных  факторов,  усиливающих  абразию  берегов.
 По  гидрологическому  режиму  губы  напоминают  реки.  Здесь
имеют  место  течения  и  весенне-летний  ледоход  преимущест¬
венно  в  то  время,  когда  берега  находятся  еще  в  мерзлом  сос¬
тоянии  и  поэтому  слабо  разрушаются.  Абразионный  эффект
ледохода  невелик.  Частично  берег  разрушается  припайным
льдом.
 Благоприятны  для  тепловой  и  механической  абразии  бере¬
га,  сложенные  мерзлыми  суглинками,  глинами,  торфом,  реже
песками.  Ледяные  жилы  глубоко  вклиниваются  в  грунты  и
разбивают  их  на  отдельные  блоки.  Нередко  под  грунтами  и
торфяниками  залегают  мощные  прослои  и  линзы  льда.  Сопри¬
касаясь  с  теплым  воздухом,  рыхлые  отложения,  скованные
мерзлотой  и  пронизанные  льдом,  тают  и  более  интенсивно  раз¬
рушаются  волновыми  процессами  во  время  высоких  уровней
воды  в  губах.  Над  тающим  льдом  нависают  пласты  торфа,
которые  затем  обрушиваются  в  воду  и  уносятся  течением.  Гли¬
ны  и  суглинки  при  таянии  переходят  в  пластическое  состояние
и  сползают  вниз  по  .склону,  образуя  многочисленные  оплыви-
ны,  а  местами  —  крупные  оползни  и  обвалы  в  зависимости  от
литологического  состава  пород.  При  продолжающемся  подмы-
ие  берега  и  удалении  оплывших  и  обвалившихся  масс  эти
склоновые  процессы  активизируются  снова.
 Мерзлые  породы  с  включенным  в  них  льдом  в  процессе
абразии,  когда  море  наступает  на  сушу,  оказываются  под  во¬
дой,  входят  в  акваторию  губ.  Последующее  протаивание  их
уже  на  дне  под  влиянием  сравнительно  теплых  вод  приводит
к  уплотнению  и  просадке  грунта  и  углублению  прибрежной
зоны.  Это  стимулирует  дальнейший  размыв  берегов.  Кроме
того,  размыв  правых  берегов  губ  усиливается  вращением  Зем¬
ли,  действие  которого  проявилось  в  прекрасно  выраженной
асимметрии  Тазовского  и  Гыданского  полуостровов.
 В  столь  благоприятных  условиях  развитие  абразии  может
происходить  весьма  длительно  и  захватывать  обширные  поло¬
сы  суши  без  участия  неотектоники.  К  аналогичному  выводу,
например,  пришел  С.  П.  Качурин  (1939),  изучая  процессы
абразии  на  Анадыре.
 В  каком  же  направлении  следует  ожидать  развитие  абра¬
зии  на  северном  побережье  равнины?  Известно,  что  абразия
не  может  распространяться  беспредельно  вглубь  материка.
Она  затухает  по  мере  расширения  мелководья,  двигаясь  по
которому  волны  теряют  энергию.  Дополнительным  импульсом
дальнейшего  развития  абразионных  процессов  может  быть  или
повышение  уровня  моря  или  тектоническое  опускание  суши
(Марков,  1948;  Зенкович,  1962).
 Существенных  колебаний  уровня  Карского  моря  в  позднем
 143.

•голоцене  не  установлено.  В  настоящее  время  его  побережье
находится  в  стабильном  положении  (Баскаков,  Шпайхер,
1968).  Следовательно,  активизировать  или  замедлить  абразию
берегов  на  севере  равнины  могут  движения  земной  коры.
Большинство  исследователей  считает,  что  происходит  общее
поднятие  прибрежных  районов  равнины,  на  фоне  которого  воз¬
можны  локальные  опускания.  Такие  опускания  приурочены  к
Тазовской  губе,  где  проходит  крупная  Омская  зона  линейных
разломов,  оживляемая  в  новейшее  время.  В  Нижнеобском
мегапробеге  расположена  Обская  губа.  Тектонические  опус¬
кания  побережий  губ  способствуют  абразии,  которая  и  при
стабильном  положении  побережий  будет  продолжаться  в  ре¬
зультате  действия  описанных  выше  экзогенных  процессов.
 Наличие  дельт  в  устьях  pp.  Меосо  и  Пура,  песчаных  баров
б  устьях  Оби  и  Таза,  обширные  отмели  и  косы,  широкие  поло¬
сы  ветровой  осушки  и  преимущественно  аккумулятивные
берега  в  южных  частях  Обской  и  Тазовской  губ  могут  быть
•связаны  с  накоплением  здесь  наносов,  доставляемых  в  губы
крупными  реками.
 РЕЧНЫЕ  ДОЛИНЫ  .
ЭРОЗИЯ  И  АККУМУЛЯЦИЯ  РЕК
 Современные  речные  долины
 В  пределах  Западно-Сибирской  равнины  речные  долины
занимают  обширные  площади  и  являются  основными  формами
современного  рельефа.
 Речная  сеть  представлена  р.  Обью  с  ее  многочисленными
притоками,  главным  из  которых  является  Иртыш;  небольшими
речками,  впадающими  слева  в  Енисей,  а  также  pp.  Надымом,
Пуром  и  Тазом.
 Обь  представляет  типичную  равнинную  реку  с  малыми
уклонами,  не  превышающими  обычно  0,04%о.  В  среднем  тече¬
нии,  начиная  от  устья  р.  Томи,  ширина  русла  р.  Оби  колеблет¬
ся  в  пределах  1—2  км.  Местами  здесь  хорошо  выражены
меандры,  однако  вниз  по  течению  русло  делится  на  сложную
систему  рукавов  и  протоков,  а  в  низовьях,  после  впадения
Иртыша,  оно  расширяется  до  6  км,  при  глубине,  достигающей
местами  40—47  м.  Меандров,  столь  характерных  для  равнин¬
ных  рек,  здесь  вообще  нет.  Падение  Оби  от  устья  р.  Иртыша
до  Обской  губы,  на  расстоянии  1000  км,  составляет  всего  20  м.
 Долина  р.  Оби  в  пределах  Томской  области  имеет  ширину
порядка  100—120  км,  в  которую  вложены  пойма  и  три  надпой¬
менных  террасы.  Только  ширина  шоймы  у  с.  Александровского
достигает  20—25  км,  а  в  районе  с.  Кедровый  Мыс  —  до  33  км.
В  Сургутском  Полесье  долина  р.  Оби  несколько  расширяется.
 144

При  пересечении  Сибирских  увалов,  после  слияния  с  р.  Ирты-
шом,  долина  суживается  до  50  км,  а  ширина  поймы  не  превы¬
шает  10—20  км.
 Иртыш  —  также  типичная  равнинная  река  с  уклонами  ме¬
нее  0,1%о.  Русло  ее  делится  на  рукава.  Ширина  долины  в  ни¬
зовьях  превышает  100  км,  а  поймы  —  до  30  км.
 Не  относящиеся  к  Обской  системе  pp.  Надым,  Пур  и  Таз
характеризуются  очень  широкими  долинами.  Например,  доли¬
на  р.  Таза  в  среднем  течении,  в  районе  устья  р.  Часельки,  до¬
стигает  100  км,  а  в  низовьях  —  от  50  до  60  км.  Ширина  поймы
в  среднем  равна  15—20  км.  В  низовьях  долины  pp.  Пура  и  На¬
дыма  расширяется  на  несколько  десятков  километров,  а  пой¬
мы  —  до  30  км.  Долины  названных  рек  врезаны  в  водораздель¬
ное  плато  не  более,  как  на  60—80  м,  лишь  в  верховьях  Таза
врез  достигает  100—150  м.
 Притоки  pp.  Оби,  Иртыша,  Пура  и  Надыма  имеют  также
широкие  террасированные  долины.  В  них  выделяются  пойма  и
две  надпойменных  террасы.  Более  высокие  —  III  и  IV  лучше
именовать  аккумулятивными  озерно-аллювиальными  (на  юге)
и  морскими  (на  севере)  равнинами.  Они  очень  широкие  и  мес¬
тами  сливаются  с  террасами  рек  соседних  бассейнов.  Так,
иапример,  III  надпойменная  терраса  р.  Таза  с  абсолютными
отметками  50—60  м  переходит  в  бассейн  р.  Пура.  На  ее  сильно
заболоченной  поверхности  расположена  цепочка  Чертовых
озер,  которые  тянутся  в  западном  направлении  на  100—120  км.
Более  высокая  —  IV  надпойменная  терраса  развита  в  между¬
речье  Таза  и  Пура.  Ее  контуры  и  площади  распространения
имеют  мало  общего  с  типичными  речными  террасами.
 Морфология  речных  террас  и  их  геологическое  строение
охарактеризованы  в  предыдущих  разделах.
 О  заложении  речных  долин
 На  примере  Русской  равнины  убедительно  доказано,  что
заложение  речных  долин  связано  с  тектоническими  наруше¬
ниями:  сбросами,  сдвигами,  флексурами,  синклиналями  и  т.  д.
Тектонические  нарушения  —  обязательные  условия  для  зало¬
жения  речных  долин  (Геренчук,  1960).  С  этим  нельзя  не  согла¬
ситься.  Значительно  сложнее  проследить  такую  зависимость
на  Западно-Сибирской  равнине,  где  тектонические  структуры
фундамента  и  платформенного  чехла  погребены  под  мощной
толщей  молодых  рыхлых  отложений.  Сильная  замаскирован-
ность,  естественно,  очень  осложняет  выявление  приуроченно¬
сти  долин  к  тектоническим  нарушениям.  Кроме  того,  современ¬
ная  морфоструктура  равнины  во  многих  случаях  не  соответст¬
вует  тектоническим  структурам  фундамента.  Для  нее  харак¬
терно  наличие  как  унаследованных  морфоструктур  с  прямым
и  обратным  соотношением  современного  рельефа  и  структур
 10  Заказ  2770
 145

чехла,  так  и  гетерогенных,  объединяющих  и  прямые  и  инвер¬
сионные  элементы  рельефа.  Поэтому  заложение  современных
речных  долин  не  всегда  удается  связать  с  определенными  тек¬
тоническими  нарушениями.
 По  мере  накопления  геологических  и  геофизических  мате¬
риалов  связь  заложения  речных  долин  равнины  с  ее  тектони¬
ческими  элементами  становится  очевидной.  В.  Г.  Лебедев
(1959)  один  из  первых  обратил  на  это  внимание.  Сейчас,  не¬
сомненно,  доказано,  что  морфоструктурный  план  равнины
определяет  и  основной  рисунок  гидросети.  Крупные  речные
артерии  обычно  сосредоточены  в  понижениях  современного
рельефа,  тяготеющих  к  тектоническим  погружениям.  Напри¬
мер,  широтный  участок  течения  р.  Оби  с  ее  весьма  разветвлен¬
ной  сетью  притоков  расположен  в  пределах  Ханты-Мансий¬
ской  и  Юганской  впадин.  Тектонические  поднятия  являются
водоразделами  многих  речных  систем.  Крупный  Верхнетазов-
ский  свод  служит  водоразделом,  откуда  стекают  pp.  Таз,  Пур,
многие  притоки  Оби  и  Енисея.  Даже  местные  водоразделы
нередко  оказываются  связанными  с  унаследованными  текто¬
ническими  структурами,  активными  в  плейстоцене.  Например,
структура  II  порядка  —  Охтеурский  вал,  достаточно  отчетливо
выраженный  в  современном  рельефе,  служит  водоразделом
между  притоками  Нижнего  Ваха  и  Оби.  В  Вахском  Приобье
р.  Ларь-Еган  течет  в  пределах  Колтогорского  мегапрогиба.
Многие  реки  огибают  активно  растущие  тектонические  струк¬
туры.  Крупные  реки  Северного  Зауралья  также  осваивают
наиболее  четкие  тектонические  депрессии.
 Вместе  с  тем  реки  нередко  пересекают  положительные  тек¬
тонические  структуры,  если  их  активность  не  уравновешивает
интенсивную  эрозию  реки.  Поэтому  еще  раз  подчеркнем,  что
современный  рисунок  гидросети  равнины  определяется  струк¬
турным  планом,  обусловленным  новейшими  наиболее  актив¬
ными  движениями.  Признавая  примат  за  последними,  нельзя
сбрасывать  со  счета  и  определенную  роль  экзогенных  факто¬
ров,  в  частности,  оледенений.
 Заложение  речных  долин  Западно-Сибирской  равнины
относится  к  концу  раннего  и  началу  среднего  плейстоцена.
Некоторые  долины  приурочены  к  тектоническим  разрывам  и
крупным  разломам  земной  коры.  Установлено,  что  р.  Пур  те¬
чет  по  линии  Омского  регионального  разлома;  по  глубинным*
согласно  протяженным  разломам  текут  pp.  Тобол  и  Енисей
южнее  62°  с.  ш.,  р.  Обь  к  югу  от  г.  Салехарда.
 Наличие  крупных  разрывов  подтверждается  геофизически¬
ми  и  структурно-геоморфологическими  методами.  Точно  уста¬
новленных  разрывных  нарушений  немного.  До  сих  пор  еще  не
разработана  надежная  методика  выявления  разрывных  нару¬
шений,  особенно  мелких,  изображение  которых  лежит  на  со¬
вести  и  интуиции  интерпретаторов  геофизических  материалов
(Ласточкин,  1971).
 146

На  карте  дизъюнктивной  тектоники  Западно-Сибирской
плиты  (Гурари,  Зимин  и  др.,  1967)  показано  более  2000  раз¬
рывных  нарушений  (табл.  4).  Из  них  только  285  сквозных
разломов,  к  которым  приурочены  долины  некоторых  рек.
Остальные  не  могут  быть  причиной  заложения  и  ориентировки
речных  долин.  Часть  разрывов  установлена  только  в  фунда¬
менте  и  они  не  влияют  на  рисунок  гидросети.  Многие  разрывы,
 Таблица  4
 Количественное  соотношение  разных  типов  разрывных  нарушений
и  их  ориентировка  (по  Ф.  Г.  Гурари,  Ю.  Г.  Зимину  и  др.,  1967)
 Количество
 разрывов
 Общая  длина
разрывов
 Преобладающая  ориентировка
 число
 %
 км
 %
 СВ
 сз
 субме-
 риди-
 альная
 субши-
 ротная
 Типы  разрывов
 Разрывы  в  фундаменте
Разрывы  в  фундаменте,
проникновение  которых  в
 282
 13,7
 14892
 13,3
 6,2
 15,0
 16,6
 33,7
 чехол  не  выяснено
Разрывы,  проникающие  в
чехол  и  затухающие  в
 333
 16,2
 21496
 19,2
 13,7
 •
 20,4
 27,9
 18,2
 нем
 Разрывы  сквозные  (про¬
никающие  из  фундамен¬
та  в  чехол  и  секущие  всю
 283
 13,7
 21984
 19,5
 14,9
 14,6
 31,8
 23,3
 его  толщину)
 Разрывы,  выявленные  на
поверхности,  с  неясной
 286
 13,8
 18984
 16,8
 19,0
 20,4
 11,3
 11,1
 глубиной  проникновения
 879
 42,6
 35178
 31,2
 46,2
 29,6
 12,4
 13,7
 установленные  в  фундаменте,  затухают  в  чехле  или  же  про¬
никновение  их  в  чехол  не  выяснено.
 К.  И.  Микуленко  и  В.  С.  Старосельцев  на  примере  Игар¬
ского  района  Сибирской  платформы,  где  отложения  плейсто¬
цена  маломощны,  проверили  возможную  приуроченность
спрямленных  элементов  рельефа,  которые  рассматривались
ранее  как  признаки  разрывных  нарушений  в  мезозойско-кай-
нозойскрм  чехле  Западно-Сибирской  равнины.  Они  пришли  к
выводу,  что  есть  в  районе  спрямленные  элементы  рельефа,
пространственно  приуроченные  к  разрывным  нарушениям  и
зонам  повышенной  трещиноватости.  Однако  имеются  и  совер¬
шенно  не  связанные  с  ними.  Например,  коленообразные  изги¬
бы  русел  рек  часто  не  сопоставимы  по  масштабу  с  разрывами.
Последние  не  соответствовали  также  спрямленным  участкам
русел.  Поэтому  возможно  заложение  спрямленных  рек  только
по  разрывным  нарушениям,  активным  в  новейший  тектониче¬
ский  этап.  Разрывы  же,  выявленные  на  поверхности  с  неясной
глубиной  проникновения,  не  могут  служить  убедительным  до¬
 10*
 147

казательством  заложения  по  ним  речной  сети.  Ибо  само  суще¬
ствование  таких  разломов,  направленных  сверху  вниз,  т.  е.
выраженных  на  поверхности  и  отсутствующих  в  фундаменте,
сомнительно.  Можно  присоединиться  к  мнению  А.  Н.  Ласточ¬
кина  (1971,  стр.  49),  который  писал:  «Если  мы  стоим  на  пози¬
циях  вертикальных  перемещений  блоков  фундамента  как  глав¬
ного  механизма  структурообразования  в  осадочном  чехле,  то
нам  надо  признать,  что  эти  разрывы  секут  всю  толщу  чехла,
развиваясь  не  сверху  вниз,  а  наоборот,  снизу  вверх».  К  сожа¬
лению,  такого  признания  мало,  нужны  доказательства,  кото¬
рых  пока  нет.  Именно  такие  несквозные  разрывы  и  составляют
около  половины  от  общего  количества  выявленных  и  нанесен¬
ных  на  карту  (рис.  29).  Выделены  они  на  основе  морфометри¬
ческих  методов,  по  особенностям  рисунка  гидросети  равнины.
 Некоторыми  геологами  выделяется  громадное  количество
разрывных  нарушений,  по  которым,  по  их  мнению,  только  и
могли  развиваться  первичные  ложбины  стока.  Даже  формиро¬
вание  балок  и  оврагов  сторонники  этой  гипотезы  не  мыслят
без  наличия  тектонических  трещин.  Получается,  что  вся  рав¬
нина  буквально  испещрена  разрывами  разной  ориентировки:
нельзя  ступить  на  нее,  не  попав  обязательно  в  трещину.  Все
реки,  в  том  числе  и  мелкие  водотоки,  включены  в  прокрустово
ложе  трещин.  Такум  образом,  возрождается  гипотеза,  пред¬
ложенная  еще  в  начале  XIX  в.  и  суть  которой  наиболее  образно
сформулировал  С.  С.  Куторга  (1858,  стр.  176):  «Вместилища
для  пресных  вод  были  готовы  прежде  явления  воды:  для  рек
глубокие  трещины  земной  коры,  с  крутыми  каменными  стена¬
ми».  Эта  гипотеза  находит  подтверждение  в  районах,  сложен¬
ных  каменными  породами,  или  же  в  районах,  где  они  залегают
неглубоко  от  поверхности  (Средне-Сибирская  и  Русская  плат¬
формы).  Что  же  касается  Западно-Сибирской  равнины,  фун¬
дамент  которой  погружен  на  глубину  нескольких  километров,
такая  повсеместная  приуроченность  долин  к  трещинам  не  вы¬
глядит  вполне  убедительной.  Выделение  разрывов  по  морфо¬
метрическим  данным  не  всегда  однозначно,  несомненна  и  тен¬
денциозность  в  истолковании  наблюдаемых  фактов.  Оно  не
обосновывается  теоретически.
 Некоторые  геоморфологи  в  данж.  случае  повторяют  ста¬
рую  ошибку.  При  структурно-геоморсЬологических  исследова¬
ниях  в  любом  районе  равнины  они  стремились  во  что  бы  то  ни
стало  выявить  локальные  поднятия.  Э^п  лишь  вселило  недове¬
рие  к  подобным  исследованиям  (Н  ров,  1970).  Сейчас  на¬
мечается  новое  увлечение  —  за  кажд  .  изгибом  реки,  за  каж¬
дой  прямой  линией  на  карте  и  снимке  они  видят  дизъюнктив¬
ные  нарушения.  Поэтому  трещинная  гипотеза  заложения
речных  долин  по  линейным  разрывам  и  дизъюнктивным  нару¬
шениям  земной  коры  в  условиях  Западно-Сибирской  равнины
не  поддерживается  автором.  И  вот  поче.  у.
 1. 	Рисунок  гидросети  во  многих  сл;  аях  не  соответствует
 148

Рис.  29.  Карта  дизъюнктивной  тектоники  Западно-Сибирской  плиты  (по  Ф.  Г.  Гурари  и  др.,  1967).
 /  —  разрывные  нарушения  в  фундаменте,  не  проникающие  в  чехол;  2—разрывные  нарушения,  проникновение  которых  в  чехол  не  выяснено;  3—
разрывные  нарушения,  проникающие  в  чехол  и  затухающие  в  различных  его  горизонтах;  4  —  разрывные  нарушения,  проникающие  из  фундамента
и  секущие  всю  толщу  осадочного  чехла  (сквозные);  5  —  разрывные  нарушения  с  неясной  глубиной  проникновения,  выявленные  на  поверхности;  6  —
положительные  структуры  I  и  II  порядков;  7  —  граница  палеозойского  обр  амления

направлению  линейных  разрывных  нарушений,  установленных
геофизикой.  В  бассейне  Васюгана  главная  река  и  ее  притоки
пересекают  не  только  пликативные  структуры,  но  и  дизъюнк¬
тивные  разрывы.  Река  Обь  в  среднем  течении  пересекает
крупный  глубинный  Омский  разлом.  Разломы  пересекают  до¬
лины  Бол.  Югана,  Тром-Югана,  Агана  и  многих  других  рек  и
находят  отражение  в  их  продольных  профилях.
 2. 	Большинство  разрывов  имеет  размеры  от  10  до  40  км,
поэтому  к  ним  может  быть  приурочена  лишь  часть  долины  и
то  небольших  рек.
 3. 	Рисунок  гидросети  на  площади  одной  и  той  же  крупной
тектонической  структуры  различен.  Например,  в  пределах
Ханты-Мансийской  впадины  на  «материках»  хорошо  развита
густая  прямоугольно-древовидная  или  древовидного  типа  реч¬
ная  сеть.  Для  озерно-аллювиальных  и  зандровых  равнин,  на¬
оборот,  характерен  параллельно-древовидный  или  перистый
рисунок  гидросети.  Как  видно,  рисунок  гидросети  в  данном
случае  зависит  от  морфоскульптуры.
 Итак,  заложение  основных  речных  артерий  равнины  имело
место  в  конце  раннего  и  начале  среднего  плейстоцена  по  круп¬
ным  тектоническим  прогибам  и  депрессиям,  а  также  по  регио¬
нальным  разломам  земной  коры,  активизированным  в  новей¬
шее  время.  Приуроченность  мелких  рек  равнины  к  дизъюнк¬
тивным  нарушениям  достоверно  не  установлена.
 Боковая  эрозия  рек
 В  формировании  аллювиально-аккумулятивных  равнин
справедливо  придается  исключительное  влияние  деятельности
речных  вод,  особенно  боковому  перемещению  их  русел.  Эро¬
зия  и  аккумуляция  рек,  смещение  речных  долин  в  плане,  не¬
сомненно,  определили  облик  равнины.
 Не  случайно,  что  многие  натуралисты,  побывавшие  на
просторах  Западной  Сибири,  обращали  внимание  на  разруше¬
ние  берегов  рек  и  смещение  их  русел  (Гмелин,  1751—1752;
Паллас,  1786  и  др.)-  И.  Г.  Гмелин,  описав  разрушение  берега
р.  Иртыша  у  г.  Тобольска,  предложил  меры  борьбы  с  эрозией
реки.  Чтобы  предохранить  берег  у  г.  Тобольска  от  дальнейше¬
го  разрушения,  устье  Тобола  было  перенесено  на  6  км  вверх
по  Иртышу.
 В  исторических  летописях  также  имеются  сведения  о  том,
что  многие  города  в  Западной  Сибири  за  двухсотлетний  пе¬
риод  существования  меняли  свои  места  3—4  раза.  Город  На-
рым  стоял  сначала  в  150  м  от  Оби,  но  потом  все-таки  был  смыт
водою  (Миллер,  1937).  С.  Демьянское,  расположенное  на  пра¬
вом  берегу  р.  Иртыша,  со  дня  своего  основания  в  1637  г.  пере¬
носилось  трижды  из-за  быстрого  подмыва  и  разрушения
 149

берега  рекою.  За  240  лет  разрушена  полоса  берега  шириной
более  1,5  км,  а  за  1  год  —  более  40  м.  Были  перенесены  также
с  берега  р.  Иртыша  на  другие  места  г.  Тара,  сс.  Евгащино,  Ло-
гиново,  Черняево  и  др.  Особенно  интенсивно  происходило  раз¬
рушение  берегов  во  время  наводнений,  которые  на  Иртыше
повторялись  часто.
 Г.  Ф.  Миллер  и  П.  Н.  Небольсин,  осматривая  остатки  горо¬
да-крепости  Искер,  отметили,  что  Иртыш  подмывал  здесь
правый  берег,  который  осыпался  и  обрушивался  в  реку  вместе
с  остатками  города  (Фиалков,  1965).
 Много  интересных  сведений  приводит  А.  Д.  Сиденснер
(1875),  обследовавший  р.  Кеть  во  время  изыскания  трассы
Обь-Енисейского  канала.  Он  сравнил  карту  р.  Кети,  состав¬
ленную  его  экспедицией,  с  картой  той  же  реки  описи  1797
года  и  пришел  к  выводу  о  быстрой  изменчивости  русла  реки,
что  облегчает  работы  по  расчистке  русла.
 В  более  поздних  статьях  имеются  данные  о  боковой  эрозии
отдельных  рек  Западной  Сибири  качественного  характера.
Однако  специально  изучением  боковой  эрозии  рек  с  привлече¬
нием  картографических  и  аэрофотосъемочных  материалов  на¬
чали  заниматься  сравнительно  недавно.  Так,  например,  инте¬
ресные  данные  о  смещении  русла  Иртыша  приводит  Д.  Н.  Фи¬
алков  (1963),  И.  Б.  Петров  (1970).
 Деформация  русла  р.  Оби  в  ее  среднем  течении  и  на  круп¬
ных  притоках,  по  существу,  никем  не  исследовалась.  Имею¬
щиеся  сведения  касаются  верхнего  течения  р.  Оби  до  г.  Кол-
пашева  и  некоторых  притоков  (Попов,  1962;  Трепетцов,  1963,
1969;  Лысенко,  1968;  Маккавеев  и  др.,  1963,  1969;  Кулиш,  Са¬
раев,  1967;  Комлев,  Блукке,  1965).
 Работе  рек  не  уделялось  должного  внимания,  в  чем  прояв¬
лялась  явная  недооценка  столь  важного  фактора  рельефооб-
разования.  Мы  еще  мало  представляем  масштабы  эрозионно¬
аккумулятивной  деятельности  рек  Западной  Сибири  в  настоя¬
щее  время,  поэтому  широкие  долины  современных  рек  нередко
объясняем  тем,  что  они  выработаны  более  крупными  реками
в  прошлом.  Маловодные  же  современные  реки  якобы  не  спо¬
собны  создать  такие  огромные  долины.
 Анализируя  и  сопоставляя  картографические  материалы,
автор  пришел  к  выводу,  что  в  голоцене,  даже  в  историческое
время,  речная,  преимущественно  боковая,  эрозия  и  аккумуля¬
ция  имели  первостепенное  значение  в  формировании  современ¬
ного  рельефа.  Например,  только  за  последние  60  лет  Обь  смес¬
тилась  у  с.  Кривошеина  влево  на  сотни  метров,  разрушив
обширную  площадь  плато,  а  ниже  по  течению  реки  смыто  пол¬
ностью  несколько  поселков.  Еще  более  крупные  разрушения  и
деформации  русел  в  плане  наблюдаются  в  пределах  самих
долин,  когда  реки  блуждают  в  собственных  аллювиальных
отложениях,  не  всегда  достигая  уступа  плато  (Земцов,  Бура¬
ков,  1970).  На  рис.  30  показано  изменение  русла  и  фарватера
 150

Рис.  30.  Положение  русла  реки  Оби  в  районе  пос.  Могочина  в
различные  годы
 Оби  на  одном  из  участков  за  1900,  1929,  1950  и  1960  гг.  Де¬
формации  здесь  весьма  значительны  и  достигают  нескольких
километров.
 Такие  изменения  русел  рек  наиболее  значительны  во  время
весеннего  половодья.  Стационарные  наблюдения  над  размы¬
вом  берегов  у  г.  Колпашева  свидетельствуют  о  продолжаю¬
щемся  отступании  правого  берега  (рис.  31).  Во  время  весен¬
него  половодья  1963  г.  он  отступил  на  10  м,  за  два  года  (1963
и  1964)  —на  15  м  (Земцов  и  Бураков,  1966).  Весною  1968  г.  в
районе  с.  Александровского  разрушен  берег  шириною  10—
 15 	м  (рис.  32).  Менее  интенсивно  разрушаются  берега  летом
при  низком  стоянии  уровня  р.  Оби.
 Исследования,  проведенные  нами  в  среднем  течении  р.  Оби
ст  г.  Колпашева  на  юге  и  до  г.  Нижневартовска  на  севере,  по¬
казали,  что  и  здесь  также  берег  интенсивно  разрушается.  До
производства  наблюдений  в  натуре  были  проанализированы
аэрофотоснимки,  карты  и  лоции  этого  участка  за  1929,  1950,
1959  и  1965  гг.  Для  района  г.  Колпашева  использовались  так¬
же  судоходные  карты  1900  года.  Количественные  данные  о  де¬
формации  русла  определялись  во  многих  случаях  путем  совме¬
щения  карт  за  разные  годы.
 О 	величине  размыва  можно  судить  по  измерению  ширины
перешейка  меандры,  где  возможен  прорыв  или  промыв  нового
русла,  а  также  по  изменению  ширины  пояса  меандрирования.
 161

Ценные  данные  получены  при  сопоставлении  размеров  остро¬
вов  за  разные  годы.  О  величине  удлинения  русла,  вызванного
ростом  излучин,  свидетельствует  увеличение  длины  судового
хода  между  населенными  пунктами,  определяемое  по  лоциям
разных  лет.  По  картографическим  материалам  за  период  в  36
лет,  с  1929  по  1965  гг.,  на  исследованном  участке  р.  Оби  про¬
изошло  удлинение  судового  хода  на  44  км  (табл.  5).
 h(M)
 Расстояние  (м)
 Рис.  31.  Совмещенные  профили  размываемого
берега  р.  Оби  у  г.  Колпашева.
 Положение  берега: 	1 	—  на  10  апреля  1963  г.;
 2—  на  16  апреля  1963  г.; 	3—на  20  августа
 1963  г.;  4  —  на  19  августа  1964  г.;  5  —  на  7  апре¬
ля  1965  г.
 Из  таблицы  видно,  что  наибольшее  увеличение  длины
р.  Оби  произошло  на  учасуке  Колпашево  —  Каргасок  за  счет
постепенного  увеличения  радиуса  кривизны,  а  следовательно,
и  длины  излучин,  формирование  которых  здесь  происходит
сравнительно  равномерно.  На  этом  участке  за  36  лет  не  обра¬
зовалось  ни  одной  старицы,  не  спрямлялось  русло  за  счет  про¬
рыва  шейки  излучины.  На  более  значительном  расстоянии  от
с.  Каргаска  до  Александровского  р.  Обь  удлинилась  всего
лишь  на  12  км.  Но  здесь  произошло  спрямление  двух  крупных
 152

Рис.  32.  Разрушение  берега  у  с.  Александровского

Таблица  5
 Удлинение  судового  хода  р.  Оби
(по  А.  А.  Земцову  и  Д.  А.  Буракову,  1972)
 Участок
 Длина  судового
хода  (в  км)
 Удлинение
 1929  г.
 1965  г.
 в  км
 в  %
 Устье  р.  Томи  —г.  Колпашево
 260
 •2(73
 10
 5
 г.  Колпашево—с.  Каргасок
 229
 252
 23
 10
 с.  Каргасок  —с.  Александровское
 329
 341
 10
 3,6
 с.  Александровское  —  г.  Нижневар¬
 товск
 104
 ИЗ
 9
 8,6
 г  Нижневартовск  —  г.  Сургут
 226
 229
 Э
 1.3
 излучин:  у  с.  Лукашкин  Яр  (18  км)  иуд.  Новоакасомовской,
где  р.  Обь  пересекает  группу  локальных  тектонических  подня¬
тий,  активных  в  настоящее  время.  Они  отчетливо  прослежи¬
ваются  по  кровле  пород  чеганской  свиты  палеогена  и  в  более
молодых  плейстоценовых  отложениях,  а  также  в  современном
рельефе  (рис.  33).  Таким  образом,  находят  объяснение  ано¬
мальный  продольный  уклон  р.  Оби  на  данном  участке  (0,035
вместо  0,034  на  севере  и  юге  от  него),  крайне  незначительный
процент  удлинения  русла  (3,6%),  по  сравнению  с  соседними
участками,  и  сравнительно  интенсивное  врезание  русла,  обус¬
ловившее  спрямление  последнего  за  счет  прорыва  шеек  излу¬
чин.  Этим  в  значительной  степени  определяется  и  левосторон¬
няя  асимметрия  долины  р.  Оби.
 На  Назинском  поднятии  также  быстро  спрямилось  русло.
Здесь  спрямляющий  проток  превратился  в  главное  русло  за
считанные  годы.  У  д.  Назинской  в  1929  г.  была  хорошо  выра¬
жена  меандра,  а  слева  прослеживался  в  межгривном  пониже¬
нии  поймы  короткий  спрямляющий  проток,  на  берегу  которого
находилась  д.  Назинская.  За  1929—1950  гг.  этот  проток  пре¬
вратился  в  главное  русло  и  деревня  была  полностью  смыта.
Сейчас  она  вновь  построена  на  правом  берегу  протока,  образо¬
вавшегося  на  месте  старого  русла  (проток  Назинский).
 На  приведенных  примерах  видна  роль  новейших  тектони¬
ческих  движений  в  деформациях  русла  р.  Оби.  Удлинение  су¬
доходного  хода  преимущественно  за  счет  увеличения  размеров
излучин  свидетельствует  о  достаточно  интенсивной  боковой
эрозии  и  возрастающем  блуждании  реки  в  пределах  своей
долины.  На  участке  Александровское  —  Нижневартовск,  где
р.  Обь  протекает  в  основном  по  Колтогорскому  прогибу,  удли¬
нение  русла  составляет  8,6%,  а  на  участке  Колпашево  —  Кар-
гасок,  расположенном  в  пределах  Тымской  впадины,  оно  равно
10%.  Соответственно  и  продольный  уклон  р.  Оби  здесь  сни¬
жается  до  0,034.
 154

Рис.  33.  Тектонические  поднятия  по  кровле  отложений  чеган-
ской  свиты.  Река  Обь  «сползает»  по  крыльям  поднятий,  остав¬
ляя  на  месте  прежнего  русла  систему  протоков.
 1  —  речная  сеть;  2  —  изогипсы
 Сопоставлением  карт  и  лоций  выявлена  определенная  тен¬
денция  в  перемещении  р.  Оби  за  многие  десятки  лет  на  разных
участках  ее  течения  и  получены  количественные  характеристи¬
ки  площади  и  скорости  размыва  (табл.  6).
 По  данным  инструментальных  съемок  установлено,  что  в
районе  д.  Медведево,  по  линии  нефтепровода  Александров¬
ское—  Анжеро-Судженск,  размыв  берега  р.  Оби  происходит
со  скоростью  8—10  м/год,  а  намыв  на  противоположный  берег
 155

Таблица  6
 Смещение  берегов  р.  Оби  на  участке  г.  Колпашево  —  г.  Нижневартовск
 Населенные  пункты
 Ширина
полосы  размы¬
ва  (м)
 Смешение
берегов  в  м  год
 Период
 Район  с.  Нарым,  правый  берег  про¬
токи  р.  Оби
 500—600
 14—17
 1929—1966
 Там  же
 150—180
 9—11
 1949-1966
 С.  Каргасок,  левый  берег  р.  Оби,
I  надпойменная  терраса,  высота
7—8  м
 860
 24
 1929—1965
 Там  же
 160—1100
 6—30
 1949—1965
 Правый  берег  протоки  р.  Оби  у
с.  Тымского
 540—720
 16—20
 1929—1965
 Левый  высокий  (35  м)  берег  р.  Оби
у  с.  Вертикос
 70—110
 2—3
 »
 Правый  берег  р.  Оби  у  с.  Верхне-
вартовского,  I  надпойменная  тер-
расса,  высота  7—8  м
 900
 25
 >
 Левый  берег  р.  Оби  у  с.  Александ¬
ровского,  I  надпойменная  терраса,
высота  10  м
 22С—300
 6-8
 >
 Правый  берег  р.  Оби  у  г.  Нижне¬
вартовского,  I  надпойменная  тер-
расса,  высота  10  м
 1000
 28
 >
 равен  в  среднем  5—6  м/год.  Здесь  быстро  развивается  проток
Люквар,  который  через  несколько  лет  будет  главным  руслом
р.  Оби.  Ожидаются  значительные  разрушения  берега  р.  Оби
ниже  упомянутого  протока.
 Почти  все  реки  бассейна  Оби  свободно  меандрируют  в  ши¬
роких  долинах.  По  данным  С.  И.  Пиньковского  (Русловой  про¬
цесс,  1959),  свободное  меандрирование  рек  Западной  Сибири
по  интенсивности  и  размерам  развито  значительно  сильнее,
чем  в  пределах  Русской  равнины.  Из  изученных  110  средних  и
малых  рек  бассейна  Оби  все  свободно  меандрируют,  образуя
прекрасно  выраженные  излучины.  Только  р.  Обь  имеет  развет¬
вленное  русло.  Свободно  меандрирует  в  нижнем  течении
р.  Иртыш  на  расстоянии  1600  км.
 Существенные  изменения  конфигурации  русел  в  плане
наблюдаются  на  притоках  р.  Оби.  В  этом  отношении  весьма
показательна  р.  Чулым,  которая  в  своей  устьевой  части  за  не¬
сколько  лет  трижды  прорывалась  к  Оби,  образуя  в  разных
местах  новые  русла  длиною  в  несколько  километров.  Особенно
сильно  меандрируют  и  деформируют  русла  реки  озерно-аллю¬
виальных  и  зандровых  равнин  в  Сургутском  и  Вахском  по¬
лесье.  Например,  р.  Пим  в  своем  среднем  течении  сместилась
к  западу  на  несколько  километров,  оставив  прежнее  русло
длиною  около  25  км.  По  этому  брошенному  руслу  сейчас  про¬
текает  на  расстоянии  10  км,  параллельно  р.  Пиму,  небольшой
левый  приток  последнего  (Земцов,  1959  б).  В  низовьях  русла
 156

pp.  Ватинского  Егана,  Колиг-Егана,  Куль-Егана  и  других  так¬
же  неоднократно  менялись.  Такие  крупные  деформации,  при¬
меры  которых  можно  было  бы  намного  увеличить,  осущест¬
вляются  в  основном  под  влиянием  новейших  движений.  Одна¬
ко  и  в  процессе  меандрирования  происходит  интенсивное
разрушение  берегов  рек,  сопровождающееся  смещением  русел.
 Изучая  характер  деформаций  русел  и  процессы  меандриро-
ьания  рек  таежной  зоны  равнины,  нельзя  забывать  о  тех  суще¬
ственных  изменениях  их  плановых  очертаний,  которые  обра¬
зуются  под  влиянием  лесных  заломов,  особенно  на  малых
реках  (рис.  34).  Загромождая  на  многие  километры  русла  рек,
заломы  нарушают  их  гидрологический  режим  и,  естественно,
изменяют  ход  свободного  меандрирования,  образуя  своеобраз¬
ный  рисунок  «заломленного»  участка  реки  в  плане.  На  реках,
где  боковая  эрозия  интенсивна,  заломы  встречаются  очень
часто.  Расстояние  между  соседними  заломами  невелико,  но
обеспечивает  в  конкретных  условиях  поступление  в  реку  ми¬
нимума  древесины,  необходимого  для  образования  залома.
 По  современным  представлениям,  русло  и  поток  являются
органически  связанным  комплексом,  в  котором  русло  отра¬
жает  форму  потока,  а  поток  —  форму  русла  (Великанов,
1958).  Однажды  возникнув,  залом,  особенно  крупный,  суще*
ственно  преобразует  картину  движения  воды,  стесняя  живое
сечение  и  изменяя  поле  скоростей.  В  результате  и  форма  русла
изменяется  в  том  направлении,  чтобы  обеспечить  потоку  воз¬
можно  более  плавное  движение  с  наименьшим  сопротивле¬
нием.  По  характеру  влияния  на  русловой  процесс  выделяются
заломы  двух  основных  типов:  заломы,  перегораживающие  все
живое  сечение  реки,  и  заломы,  не  полностью  перекрывающие
русло  и  оттесняющие  динамическую  ось  потока  к  противопо¬
ложному  берегу  (Земцов  и  Бураков,  1970).
 Заломы  первого  типа  резко  изменяют  характер  движения
(рис.  35,  а).  В  «верхнем  бьефе  наблюдается  явление  подпора  —
повышение  уровней  и  снижение  скоростей  течения  воды.  В  ре¬
зультате  здесь  осаждаются  наносы.  Уклоны  дна  постепенно
уменьшаются  и  формируется  заметный  перелом  продольного
профиля.  Через  тело  залома  вода  проходит  с  повышенными
скоростями,  разделяясь  на  струи,  расположение  которых  за¬
висит  от  ориентировки  стволов  деревьев,  образующих  залом.
Ниже  залома  поток  на  протяжении  некоторого  пути  сохраняет
стремительный  характер  движения.  В  зоне  повышенных  ско¬
ростей  происходит  существенный  размыв  русла.  Если  такой
залом  находится  на  изгибе  (рис.  35,  б),  это  приводит  к  усилен¬
ному  размыву  и  разрушению  вогнутого  берега.  В  случае  рас¬
положения  залома  на  излучине  (рис.  35,  д)  происходит  быст¬
рое  спрямление  русла.  Итак,  заломы  первого  типа,  располо¬
женные  на  изгибах  русла,  способствуют  ослаблению  эрозии  на
вышележащем  участке  реки  и  усилению  размыва  в  нижнем
бьефе,  оказывая  влияние  на  процесс  меандрирования.
 157

Рис.  34.  Лесной  залом  на  таежной  реке

)*  Ш&э
Ms  (щцб  0a?
 Рис.  35.  Лесные  заломы  (по  А.  А.  Земцову  и
Д.  А.  Буракову,  >1970').
 1  —  намыв;  2  —  гряда;  3—  коса;  4  —  мелко¬
водье;  5  —  залом;  6  —  размыв;  7  —  эрозионный
врез.
 Заломы  второго  типа  огибаются  потоком  (рис.  35,  в,  г)г
который  сужает  свое  сечение,  повышает  скорость  и  начинает
интенсивно  размывать  берега.  Размыв  продолжается  до  тех
пор,  пока  новое,  перемещенное,  русло  не  обеспечит  потоку
своей  формой  и  размерами  плавного  движения  с  наименьшим
сопротивлением.
 159>

Теория  руслового  процесса  отводит  большую  роль  вторич¬
ным  циркуляционным  течениям  в  формировании  русловых
форм.  Поперечная  циркуляция  ярко  сказывается,  например,
на  изгибе  потока,  где  она  поддерживается  действием  центро¬
бежной  силы.  Характер  течений  на  изгибе  обусловливает  раз¬
мыв  вогнутого  берега  и  наращивание  косы  у  выпуклого.  Вся¬
кое  искусственное  нарушение  вторичных  циркуляционных
течений,  в  особенности  изменение  характера  движения  придон¬
ных  струй,  ведет  к  изменению  транспорта  наносов  и  к  форми¬
рованию  новых  русловых  форм.  Поэтому  сплошь  и  рядом  на
таежных  речках  даже  небольшие  заломы,  карчи,  топляки,  воз¬
действующие  на  характер  внутренних  течений,  существенно
влияют  на  переформирование  рельефа  дна,  особенно  если  рус¬
ло  сложено  легко  размываемыми  песками.  Пример  такого  воз¬
действия  дан  на  рис.  35,  г.
 Характерной  особенностью  жизни  «заломных»  рек  является
непрерывная  борьба  потока  с  заломами,  проявляющаяся  в
определенном  характере  эрозионной  работы  потока,  направ¬
ленной  на  обеспечение  более  плавного  движения  в  новых
условиях.  Местами  под  влиянием  очень  больших  заломов,  с
течением  времени  все  сильнее  стесняющих  русло,  река  меняет
свое  прежнее  русло.  На  пойме  образуются  эрозионные  врезы
глубиною  в  несколько  метров.  Регрессивный  рост  таких  эро¬
зионных  углублений  может  привести  к  спрямлению  основного
русла.  Заломы  (рис.  35,  д)  могут  при  этом  оказаться  вне  сфе¬
ры  влияния  реки  и  вследствие  углубления  русла.
 Таким  образом,  наличие  лесных  заломов  оказывает  суще¬
ственное  влияние  .на  характер  руслового  режима  таежных  рек,
сильно  его  усложняя.  Можно  с  полным  основанием  говорить  о
заломном  типе  русел,  развивающихся  согласно  своим  законо¬
мерностям.  Русловые  формы  заломных  рек  резко  отличаются
от  русловых  форм  рек,  свободно  меандрирующих.  Этот  вывод
имеет  и  большое  теоретическое  значение.  Некоторые  гипотезы
объясняют  образование  меандр  отклонением  речного  потока
внешними  механическими  препятствиями,  в  частности,  упав¬
шими  в  реку  деревьями.  По  мнению  Ф.  Хюльстрема  (Hjiil-
■strom,  1942),  против  этих  гипотез,  признающих  внешние  пре¬
пятствия  в  качестве  импульсов,  свидетельствует  то,  что  подоб¬
ные  импульсы  в  реке  всегда  быстро  глушатся  и  исчезают  на
коротком  расстоянии.  Причины  образования  меандр  не  сле¬
дует  искать  в  случайностях,  они  должны  присутствовать  посто¬
янно  и  действовать  активно.
 На  взгляд  автора,  заломы  на  реках  тайги  нельзя  отнести  к
случайным  явлениям,  ибо  они  повсеместны.  Видимо,  дело
здесь  не  в  случайностях  и  не  в  «гашении  импульсов  на  корот¬
ком  расстоянии»,  а  в  том,  что  заломы  отнюдь  не  способствуют
свободному  меандрообразованию,  а  наоборот,  значительно
искажают  его.  Такие  искажения  приводят  нередко  к  образо¬
ванию  ниже  заломов  спрямленных  участков  русел,  которые
 160

ошибочно  принимаются  за  признак  линейных  разрывных  на¬
рушений.
 Подъем  уровня  реки  выше  залома  повышает  уровень  грун¬
товых  вод,  что  сказывается  на  характере  проявления  суффо¬
зии  и  образовании  оползней.  Создается  обстановка,  подобная
половодью  на  реке,  когда  усиливается  боковой  размыв  бере¬
гов,  активизируются  оползневые  процессы  на  склонах.  Это
приводит  к  дополнительному  поступлению  древесины  в  реку.
 Своеобразно  развиваются  русловые  процессы  в  областях
былых  оледенений.  На  Таз-Енисейском  междуречье  даже
крупные  реки  Турухан,  Бол.  Хета  в  верховьях  и  некоторые  ле¬
вые  притоки  Енисея  имеют  узкие  долины  и  прямое  или  лома¬
ное  русло.  В  долинах  нет  ни  озер-стариц,  ни  вееров  блуждания
реки  (рис.  36).  Русла  их  изобилуют  порогами  и  перекатами,
образованными  валунами,  вымытыми  из  ледниковых  и  водно¬
ледниковых  отложений.  В  верховьях  р.  Турухана  долина  не
прослеживается,  а  река  представляет  собой  цепочку  озер  про¬
долговатой  формы,  более  или  менее  глубоких,  соединенных
узкими,  часто  очень  порожистыми,  с  бурным  течением  прото¬
ками.
 Во  время  весеннего  половодья  реки  очень  многоводны  и  на
несколько  метров  повышают  свой  уровень.  В  результате  в  наи¬
более  извилистых  местах  они  спрямляют  свое  русло,  образуя
рытвины.  Однако  последние  не  становятся  руслом,  так  как  ре¬
ка  их  не  может  разрабатывать  вглубь  из-за  обилия  валунов  и
галек  на  дне.  Процесс  меандрообразования  здесь  развивается
 Рис.  36.  Долина  и  прямолинейный  участок  реки  Осетровой  в  среднем
течении
 11  Заказ  2770
 161

очень  слабо.  В  свое  время  автор  объяснял  эту  особенность
молодостью  рельефа,  значительными  уклонами  русел  рек  и
невыработанностью  их  продольного  профиля,  а  также  обилием
в  отложениях  валунно-галечного  материала  (Земцов,  1964  а).
Реки  протекают  в  пределах  холмисто-моренного  и  холмисто¬
озерного  рельефа,  размывая  водно-ледниковые  отложения,  они
образуют  по  берегам  «каменные  мостовые»,  препятствующие
развитию  боковой  эрозии.  Меандры  значительно  чаще  встре¬
чаются  у  рек,  русла  которых  состоят  из  тонких  песков,  чем  у
рек,  размывающих  валунные  суглинки  и  гравелистые  пески  с
обилием  валунов  и  гальки.  Процесс  меандрирования  предпо¬
лагает  эрозию  и  аккумуляцию,  эффективность  которых  зави¬
сит  от  отложений.  Легко  размывается  мелкий  песок,  но  очень
плохо  —  грубый  гравелистый  песок  (в  связи  с  крупностью  час¬
тиц)  и  глина  (в  связи  с  прочным  сцеплением  частиц  между  со¬
бою).  Реки,  протекающие  через  ряд  озер,  бедны  меандрами
(Hjiilstrom,  1942).  Озера  уменьшают  площадь  для  развития
последних,  и  реки  при  выходе  из  озер  на  значительном  рас¬
стоянии  не  меандрируют,  ибо  для  образования  излучин  необ¬
ходим  материал,  который  переносится  и  отлагается  рекою.
При  выходе  же  из  озера  вода  обычно  лишена  этого  материала,
который  осаждается  в  озере,  и  образование  меандров  вблизи
последнего  уже  невозможно.  Поэтому  в  области  оледенения
преобладают  реки  с  немеандрирующими  однорукавными  рус¬
лами.
 В  криолитозоне  Западной  Сибири  эрозионно-аккумулятив¬
ная  деятельность  рек  протекает  несколько  своеобразно.  Неко¬
торые  исследователи  пишут  о  консервирующем  влиянии  мно¬
голетней  мерзлоты  на  рельеф,  другие  отмечают  преобладание
глубинной  эрозии  над  боковой  и  отложения  наносов  над  выно¬
сом  (Горбацкий,  1935),  третьи  доказывают  преобладание  бо¬
ковой  эрозии  над  глубинной.  С.  С.  Коржуев  (1964)  на  примере
рек  Якутии  пришел  к  выводу,  что  на  малых  реках  многолетняя
мерзлота  снижает  эрозионный  эффект,  а  на  крупных,  наобо¬
рот,  усиливает  его.
 На  севере  Западной  Сибири  крупные  и  средние  реки  Пур,
Таз,  Турухан  и  их  притоки  по  особенностям  развития  русловых
процессов  и  деформациям  русел  практически  не  отличаются
от  таковых  на  реках,  протекающих  за  пределами  криолитозо-
ны.  Многолетнемерзлые  породы  не  влияют  ни  на  глубинную,
ки  на  боковую  эрозию.  Реки  развиваются  по  типу  свободного
меандрирования.  Под  их  руслом  мерзлых  пород  нет,  а  если
они  и  есть,  то  находятся  глубоко  и  не  могут  препятствовать
глубинной  эрозии.  Мало  вероятно  представление  о  значитель¬
но  большей  интенсивности  боковой  эрозии  на  реках  криолито-
зоны.  Мерзлые  породы,  соприкасаясь  с  водным  потоком,  быст¬
ро  оттаивают  и  разрушаются.  Но  если  бы  породы  находились
только  в  талом  состоянии,  то  несомненно,  что  размывались  и
разрушались  бы  они  быстрее.  Ведь  часть  энергии  идет  на  от¬
 162

таивание  пород.  Необходимо  сначала  уничтожить  мерзлоту,  а
затем  уже  разрушать  породу.
 Ничтожно  и  боковое  тепловое  воздействие  водного  потока
на  мерзлые  породы.  Так,  по  берегам  Турухана  очень  много
озер,  которые  располагаются  в  нескольких  метрах  от  русла
реки.  Тем  не  менее  уровень  их  на  5—6  м  выше,  чем  в  реке.
Здесь,  несомненно,  рыхлые  породы,  слагающие  берега,  нахо¬
дятся  в  мерзлом  состоянии  несмотря  на  близость  реки.  Сква¬
жины  вскрывали  здесь  мерзлые  породы  на  небольшой  глубине
и  непосредственно  у  русла.  Можно  привести  еще  ряд  приме¬
ров,  подтверждающих  слабое  боковое  тепловое  воздействие
рек  на  мерзлые  берега,  особенно  во  время  наиболее  активной
боковой  эрозии.  В  этот  период  реки  соприкасаются  с  мерзлы¬
ми  берегами.  Наблюдения  на  р.  Полуе  показали,  что  к  момен¬
ту  пика  половодья  глубина  оттаявшего  слоя  составляла  при¬
мерно  10%.  Наиболее  интенсивное  протаивание  берегов  и  пой¬
мы  происходит  в  июле,  т.  е.  значительно  позднее  пика
половодья  (Васильев,  Шмидт,  1970).  В  таких  условиях  трудно
ожидать,  чтобы  боковая  эрозия  развивалась  интенсивнее,  чем
на  реках  вне  области  многолетней  мерзлоты.
 Существенно  влияет  многолетняя  мерзлота  на  малые  реки,
долины  которых  врезаны  неглубоко,  но  сравнительно  широкие.
Больший  интерес  представляют  временные  водотоки,  которые
возникают  быстро,  так  как  плоскостной  смыв  здесь  ничтожен.
Развитию  линейной  эрозии  благоприятствуют  и  морозобоиные
трещины,  концентрирующие  сток.  Весною  и  во  время  обиль¬
ных  дождей  временные  водотоки  образуют  неглубокие  эрози¬
онные  рытвины.  По  берегам  pp.  Турухана,  Русской,  Лодочной
автор  наблюдал  на  дне  такцх  рытвин  скопления  валунно-га¬
лечного  материала,  препятствующего  их  углублению.  Рытви¬
ны  имеют  ступенчатый  профиль  и  являются  висячими,  базис
эрозии  приурочен  к  поверхности  поймы.  После  спада  воды  дно
линейно-вытянутых  рытвин  обычно  устлано  галечником  с  ва¬
лунами.  По  мере  дальнейшего  развития  происходит  расшире¬
ние  рытвин  без  последующего  сколько-нибудь  заметного  их
углубления.
 Итак,  анализ  материалов  подтверждает  исключительную
активность  боковой  эрозии  рек  во  всех  зонах  равнины.  Эрозия
и  аккумуляция  в  значительной  степени  определили  современ¬
ный  облик,  особенно  внеледниковой  части  равнины,  которая
была  ареной  неоднократных  перемещений  речных  долин.  Ши¬
рокие  долины  рек  нельзя  объяснять  тем,  что  они  якобы  выра¬
ботаны  более  крупными  и  более  многоводными  реками  в
прошлом.  Ширина  современных  пойм  рек,  достигающая  не¬
скольких  десятков  километров,  свидетельствует  о  том,  что  и
«нормальные»  реки  могут  формировать  громадные  долины.
Ширина  пойм  в  десятки  раз  превышает  ширину  русел  рек.
 Развитие  боковой  эрозии  и  аккумуляции  происходит  раз¬
лично,  например,  во  внеледниковой  зоне  и  в  области  верхне-
 11*
 163

плейстоценового  зырянского  оледенения,  в  криолитозоне  и  вне
ее.  В  этом  автор  усматривает  влияние  климатической  зональ¬
ности  на  ход  эрозионных  процессов.
 Активизация  склоновых  процессов  боковой  эрозией
 Интенсивный  подмыв  и  разрушение  берегов  р.  Обью  и  ее
притоками  создает  благоприятные  условия  для  возникновения
и  активизации  механической  суффозии,  с  которой  тесно  свя¬
зано  развитие  склоновых  процессов  на  крутых  и  обрывистых
берегах  и  образование  мезоформ  просадочного  рельефа  в  при¬
брежной  полосе  аккумулятивно-озерных  равнин.
 Каковы  же  условия,  которые  способствуют  и  предопреде¬
ляют  развитие  суффозии?  Прежде  всего  в  речных  долинах
имеет  место  тесная  гидравлическая  связь  уровенного  режима
рек  и  грунтовых  вод  водоносных  горизонтов,  вскрываемых
ярами.  В  половодье,  продолжающееся  2—3  месяца,  уровень
р.  Оби  и  ее  притоков  поднимается  от  4—6  м  до  10  м  над  ме¬
женью,  создается  подпор  грунтовых  вод.  Когда  же  уровень
паводковых  вод  к  концу  половодья  резко  падает,  то  уровень
грунтовых  вод  снижается  значительно  медленнее.  Поэтому
возникает  крутая  депрессионная  кривая  грунтовых  вод  и  соз¬
дается  гидравлическое  давление  в  сторону  склона  к  реке,  а
градиент  напора  фильтрационного  потока  достигает  величины,
вполне  достаточной  для  выноса  твердых  частиц  из  водоносно¬
го  горизонта  вместе  с  водой.
 Естественно,  необходимы  и  песчаные  горизонты  в  разрезе
равнин  и  террас,  которые  бы  располагались  на  глинистом  во-
доупоре,  а  коэффициенты  их  фильтрации  были  бы  резко  раз¬
личными.  Водосодержащими  в  Среднем  Приобье  являются
пески  тобольского  и  ширтинского  горизонтов,  террасовые
отложения,  повсеместно  обнажающиеся  по  берегам  Оби,  Ва¬
сюгана,  Парабели,  Ларь-Егана,  Ильяка  и  других  рек.  Летом,
в  межень  в  основании  яров  выходят  грунтовые  воды  в  виде
многочисленных  ключей  и  родников.  Вместе  с  водами  выносит¬
ся  много  твердых  частиц,  образующих  конусы  выноса  из  тон¬
козернистого  илистого  песка.  В  местах  выхода  грунтовых  вод
возникают  суффозные  ниши  циркообразной  формы  и  пустоты.
Размеры  их  достигают  3—5  м  в  диаметре.
 Суффозия  значительно  снижает  устойчивость  склонов,  так
как  уменьшение  объема  водоносных  песчаных  горизонтов  при¬
водит  к  проседанию  и  заметному  наклону  лежащих  на  них
водоупорных  глин  и  суглинков  к  реке  и  оползанию  их  по  скло¬
ну.  Образуются  разной  формы  оползни.  В  прибортовой  же  по¬
лосе  возникают  просадочные  блюдцеобразные  понижения,
которые  местами  располагаются  линейно,  в  цепочку.  В  них
накапливаются,  а  затем  вытекают  талые  снеговые  и  дождевые
воды,  размывая  рыхлый  грунт  и  образуя  рытвины  и  овраги.
 164

Последние  растут  не  только  в  длину,  но  и  углубляются,  дости¬
гая  водоупорного  ложа.  В  результате  в  оврагах  образуются
постоянные  ручьи.  Таким  образом,  суффозия  предопределяет
развитие  оврагов  и  их  ориентировку.
 Механическая  суффозия  развивается  также  в  верхней  час¬
ти  лессовидных  суглинков  и  супесей  ширтинско-тазовского  го¬
ризонта.  Они  значительно  увлажняются  и  набухают  во  время
таяния  снега  и  дождей,  особенно  ливневых,  и  нередко  перехо¬
дят  в  пластическое  состояние.  Верховодка  здесь  залегает  на
глубинах  2—3  м.  Ее  выходы  приурочены  к  верхней  части  обна¬
жений  равнин,  не  образуют  обильных  ключей  и  существенна
не  сказываются  на  формировании  суффозного  рельефа.  Дей¬
ствие  верховодки  способствует  образованию  оползней  и  осо¬
бенно  оплывин,  сползающих  в  виде  грязевых  потоков  и  покры¬
вающих  мощным  чехлом  естественные  обнажения  по  берегам
рек.  Местами  такие  грязевые  потоки  имеют  мощность  до  3  м>
а  их  площадь  составляет  около  200  м2.
 Суффозия  и  связанные  с  нею  склоновые  процессы  значи¬
тельно  слабее  проявляются  на  поверхности  террас,  которые
сложены  преимущественно  песками  и  супесями.  В  ярах  пески
имеют  откос  до  80°,  образуют  почти  вертикальную  стенку*
однако  при  высыхании  они  теряют  свою  вязкость  и  становятся
сыпучими.  В  результате  у  основания  яров  наблюдаются  много¬
численные  осыпи,  размыв  которых  рекой,  особенно  во  время
половодья,  резко  стимулирует  их  дальнейшее  развитие  на
склонах.
 Своеобразно  зарождаются  овраги  на  песчаных  поверхно¬
стях  террас,  покрытых  мощным  слоем  мха.  Размыв  и  вынос
песков  происходит  непосредственно  под  слоем  дернины,  кото¬
рая  прогибается  над  образовавшейся  рытвиной  и  сползает
вниз  по  склону.  Со  временем  овраги  углубляются.  Устья  их  ви¬
сячие,  приурочены  к  поверхности  поймы,  где  и  аккумулируют¬
ся  конусы  выноса.  Чаще  встречаются  овраги  на  поверхностях
террас,  лишенных  растительного  покрова.  На  подмываемых
рекою  уступах  террас  видны  их  устья,  в  межень  они  висячие.
Площадки  террас  расчленяются  сравнительно  глубокими  (до
12—14  м),  но  короткими  (длина  до  50—60  м)  оврагами,  соз¬
данными  временными  водотоками  весною  и  в  периоды  дож¬
дей.  Некоторые  овраги  углублены  до  уровня  грунтовых  вод,
которые  стекают  по  их  тальвегу.
 Более  крупные  овраги  наблюдались  автором  по  уступам
равнины  к  долине  р.  Оби  и  ее  притокам.  Такие  уступы  по  ле¬
вому  берегу  р.  Оби  тянутся  на  многие  десятки  километров  и
рассекаются  широко  развитыми,  сравнительно  глубокими  (до
 30 	м)  оврагами,  логами  с  задернованными  крутыми  (до  30—
40°)  склонами.  Дно  логов  слабо  заболочено  и  дренируется
ручьями.  Лога  местами  разветвляются  и  имеют  в  плане  древо¬
видную  форму.  Река,  приближаясь  к  крутому,  изрезанному
оврагами  берегу  и  размывая  его,  значительно  снижает  мест¬
 '165

ный  базис  эрозии.  Это  приводит  к  резкому  углублению  дна
оврагов  и  балок,  особенно  тех,  по  тальвегу  которых  протекают
постоянные  водотоки.  Причем  сам  факт  приближения  реки  да¬
же  без  колебания  ее  уровня  активизирует  глубинную  эрозию  в
оврагах.  Намного  усиливается  она  при  снижении  уровня  реки
в  межень,  когда  устья  оврагов  возвышаются  на  1—3  м  над
уровнем  реки.
 Разнообразный  состав  отложений  определяет  расположе¬
ние  водоупорных  и  водоносных  горизонтов  в  геологическом
разрезе,  а  следовательно,  и  развитие  определенных  типов
оползней.  На  одном  и  том  же  крутом  склоне  долины  можно
встретить  несколько  оползней,  которые  существенно  отлича¬
ются  по  своему  строению.  Поэтому  в  условиях  равнины  наибо¬
лее  приемлема  классификация  оползней,  учитывающая  геоло¬
гическое  строение,  структуру  оползневого  склона  и  характер
поверхностей  смещения  (Саваренский,  1937).  Выделяются
также  оползни  различных  генетических  типов  по  трем  глав¬
нейшим  признакам  (Золотарев,  1964).  Учитывается  характер
деформации  пород  и  механизм  их  смещения,  строение,  т.  е.
состав,  текстура  и  залегание  пород  оползневого  массива  и,  на¬
конец,  характер  ложа  —  поверхности  оползневого  смещения.
Собранные  автором  материалы  позволили  систематизировать
имеющиеся  данные  и  произвести  типизацию  оползней  в  таеж¬
ной  зоне  равнины  (Земцов,  1970  в).
 Наиболее  часты  небольшие  оползни  консеквентного  типа.
Это  оползни-оплывины,  которые  захватывают  очень  тонкий
слой  переувлажненного  грунта  склона  до  глубины  не  более
 1 	—1,5  м.  К  консеквентному  типу  относятся  также  оползни  на
поверхности  раздела  делювия  и  покровных  суглинков  с  глина¬
ми  и  суглинками  самаровского  горизонта  в  Среднем  Приобье
или  на  границе  этих  покровных  суглинков  с  озерно-ледниковы¬
ми  глинами  в  бассейне  р.  Ваха.  На  севере  Западной  Сибири
поверхности  скольжения  приурочены  к  контакту  деятельного
слоя  с  многолетнемерзлыми  породами.  Такие  оползни  имеют
солифлюкционную  природу  и  развиваются  даже  на  весьма  по¬
логих  (до  2—3°)  склонах.
 Значительно  реже  встречаются  оползни,  поверхности
скольжения  которых  соответствуют  поверхности  напластова¬
ния  песчано-глинистых  пород.  Часто  глины  чередуются  с  пес¬
чаными  водоносными  горизонтами.  При  таком  неоднократном
переслаивании  образуются  многоярусные  оползни,  а  поверх¬
ность  их  скольжения  имеет  ломаный  или  волнистый  профиль.
Например,  по  крутому  склону  плато  к  р.  Оби,  в  районе  пос.
Жукова,  наблюдалось  до  трех  серий  оползней.  Наиболее  круп¬
ный  приурочен  к  верхней  части  склона.  Ниже  расположено
несколько  более  мелких,  образовавшихся  раньше  оползней  и
оплывин.  У  подножья  склона  плато  выходы  грунтовых  вод.
 Геологическое  строение  оползневого  склона  довольно  про¬
стое.  Мощная  толща  суглинков  и  глин  (до  25—30  м)  залегает
 166

на  водоносных  тобольских  песках,  которые,  в  свою  очередь,
перекрывают  плотные  глины  палеогена.  Имеется  два  водонос¬
ных  горизонта:  маломощный  —  в  верхней  части  примерно  на
границе  покровных  суглинков  с  самаровскими  глинами,  другой
связан  с  тобольскими  песками.  Оползает  или  вся  толща  су¬
глинков  и  глин,  или  же  образуются  двухъярусные  оползни
меньших  размеров.
 К  инсеквентному  типу  можно  отнести  оползни,  генезис
которых  в  значительной  мере  связан  с  суффозионной  деятель¬
ностью  подземных  вод.  На  бортах  долины  р.  Оби  и  ее  прито¬
ков  автор  наблюдал  оползни,  образовавшиеся  в  результате
отрыва  и  оползания  наклоненных  в  сторону  реки  водоупорных
глинистых  пластов  вместе  с  лежащими  между  ними  рыхлыми
песчанистыми  породами.  Поверхностью  скольжения  в  данном
случае  была  подошва  нижнего  водоносного  горизонта.  Линия
смещения  оползня  режет  переслаивающиеся  породы  под  раз¬
ными  углами  к  их  напластованию.
 К  инсеквентному  типу  относятся  также  циркообразные
оползни,  развивающиеся  на  стыке  берега  реки  с  подземным
потоком.  Эти  оползни  имеют  округлую  форму  и  местами  глу¬
боко  врезаются  в  сторону  долины.  Наиболее  хорошо  они  раз¬
виты  в  вершинах  крутых  излучин  реки.  Оползни  этого  типа
встречались  на  крутых  обнаженных  склонах  долин  неболь¬
ших  рек.
 Толщи  однородного  литологического  состава  обнажаются
на  склонах  долин  редко,  поэтому  асемвентные  оползни  в  чи¬
стом  виде  единичны.  Они  развиты  на  склонах  невысоких  тер¬
рас  р.  Оби,  сложенных  обычно  однородньши  суглинками.
 Оползни-обвалы  встречаются  повсеместно  на  склонах  та¬
ежных  рек,  где  склоны  сложены  глинами  и  суглинками,  кото¬
рые  перекрывают  песчаные  слои.  Интенсивный  размыв  рекою
залегающих  в  основании  береговых  обрывов  песчаных  пород
способствует  образованию  оползней-обвалов.  Именно  этот  тип
и  наиболее  широко  распространен  по  склонам  долин  рек.
 Таким  образом,  можно  считать  боковую  эрозию,  приводя¬
щую  к  снижению  местных  базисов  эрозии,  основной  причиной
активизации  гравитационных  процессов  на  склонах  речных
долин.
 Возможности  прогноза  боковой  эрозии  р.  Оби
 Хозяйственное  освоение  севера  Западно-Сибирской  равни¬
ны,  одного  из  крупнейших  районов  нефте-  и  газодобывающей
промышленности,  предусматривает  строительство  портов  и
причалов,  производственных  объектов,  городов  и  рабочих  по¬
селков.  Это  строительство  в  силу  местных  природных  условий
ведется,  как  и  прежде,  по  берегам  р.  Оби,  которые  интенсивно
разрушаются.  Ежегодно  приходится  переносить  производст¬
 ■167

венные  и  жилые  здания  дальше  от  берега,  в  связи  с  опас¬
ностью  их  смыва.  Ежегодно  уничтожаются  сотни  гектаров
сельскохозяйственных  угодий.
 Учет  деформаций  крайне  необходим.  Проектировщик  дол¬
жен  знать,  в  каком  направлении  происходит  разрушение  бере¬
га  и  как  быстро,  и  можно  ли  здесь  строить  или  нельзя.  Извест¬
ны  случаи,  когда  в  результате  игнорирования  хода  развития
руслового  процесса  построенные  портовые  и  причальные  со¬
оружения  были  размыты  или  же  оказались  вдали  от  главного
русла  р.  Оби.  Например,  в  1950  г.  русло  р.  Оби  располагалось
у  устья  р.  Сарафановки,  где  был  построен  Обской  лесоперева¬
лочный  пункт.  В  1960  г.  р.  Обь  сместилась  на  3  км  вправо  и
этот  пункт  оказался  на  обмелевшей  несудоходной  протоке.
Необходим  прогноз  хода  процессов  размыва  берегов  и  пере¬
мещения  русла.  Практическое  значение  таких  исследований
очевидно.
 Важнейшим  методом  изучения  динамики  руслового  про¬
цесса  и  сопутствующих  ему  крупных  деформаций  является
картографирование  —  составление  сводной  карты,  на  которую
наносятся  контуры  речного  русла  и  поймы  по  материалам  ря¬
да  лет.  В  результате  выявляются  количественные  размеры
деформаций  русла,  прослеживается  тенденция  в  развитии
эрозии  реки  за  несколько  десятков  лет.  На  основе  анализа
карты,  с  привлечением  материалов  по  геологии  и  геоморфо¬
логии,  устанавливаются  причины,  определяющие  направлен¬
ное  изменение  формы  русла,  составляется  примерная  прогноз¬
ная  карта,  где  показываются  направление  и  интенсивность
переформирования  русла  на  том  или  ином  участке  реки.
 Имеющиеся  карты,  лоции,  фиксирующие  положение  русла
реки  за  многие  десятки  лет,  аэрофотоснимки,  существующие
теоретические  и  методические  разработки  (Маккавеев,  1955,
1969;  Попов,  1965;  Тырин,  1967;  Кондратьев,  1968;  James
F.  Danuel,  1971;  Chih  Ted  Yang,  1972)  позволяют  с  достаточ¬
ной  точностью  дать  прогноз  возможного  направления  и  ско¬
рости  размыва  берега.
 Подобные  исследования  проводились  нами  в  течение  мно¬
гих  лет  в  среднем  течении  р.  Оби.  Была  выяснена  тенденция  в
смещении  долины,  в  развитии  излучин  и  разрушении  берегов
р.  Оби  у  ряда  населенных  пунктов.  Даны  количественные  по¬
казатели  скорости  и  величины  размыва  и  прогноз  на  ближай¬
шие  50  лет  (Земцов  и  Бураков,  1972).  Ниже  приводятся  крат¬
кие  результаты  исследований.
 Долина  р.  Оби  имеет  здесь  левостороннюю  асимметрию.
Левый  берег  долины  представлен  четко  выраженным  уступом
плато,  у  подошвы  которого  расположено  русло  реки.  В  право¬
бережье  развиты  надпойменные  террасы  и  пойма.
 Отложения,  слагающие  плато  и  террасы,  рыхлые  и  легко
размываются  рекой.
 Новейшие  тектонические  движения  существенно  не  влияют
 168

на  процессы  меандрирования.  Следует  четко  различать  меанд¬
ры  (ритмичные  извивы),  отражающие  внутреннее  напряжение
водного  потока,  и  относительно  крупные  речные  дуги,  создан¬
ные  волновыми  и  складчатыми  движениями  земной  коры
(Хайн,  1954).  Связь  некоторых  дуг  Волги,  Дона  и  других  рек  с
новейшей  тектоникой,  несомненно,  доказана  (Рождественский,
1953;  Обедиентова,  1957;  Цыганков,  Алешин,  1967  и  др.)*  Так¬
же  несомненно,  что  и  образование  меандр  есть  неотъемлемое
свойство  реки,  обусловленное  структурой  текущей  воды  (Вели¬
канов,  1958;  Маккавеев,  1955;  Попов,  1965;  Yang,  1972  и  др.)*
Если  в  пределах  активно  поднимающихся  локальных  структур
русло  реки  определенным  образом  реагирует  на  новейшие
движения  земной  коры,  то  в  областях,  приуроченных  к  круп¬
ным  отрицательным  структурам,  эти  движения  практически
равны  нулю.
 Следовательно,  при  достаточной  однородности  пород,  сла¬
гающих  русло,  образование  и  дальнейшее  развитие  меандр
будет  происходить  более  или  менее  равномерно,  подчиняясь  в
основном  гидродинамическим  закономерностям,  свойственным
водному  потоку.  В  таком  случае  можно  уверенно  ставить  воп¬
рос  о  прогнозе  хода  руслового  процесса,  особенно  развития
свободных  меандр.  Такой  является  крупная  излучина  у  г.  Кол¬
пашева.  Подмываемый  правый  вогнутый  берег  р.  Оби  пред¬
ставляет  здесь  II  надпойменную  террасу  высотой  16—20  м,
вертикально  обрывающуюся  к  реке.  Сложена  она  сверху  мел¬
козернистыми  песками,  ниже  пески  переслаиваются  с  суглин¬
ками.  Последние  залегают  на  хорошо  отсортированных  сред¬
незернистых  песках.  Рыхлые  отложения  террасы  легко  размы¬
ваются,  особенно  во  время  весеннего  половодья.
 Количественные  измерители  руслового  процесса  определе¬
ны  с  помощью  лоцманских  карт  за  1900  и  1957  гг.  Скорость
сокращения  перешейка  излучины  по  этим  данным  составляет
 31 	м/год,  что  дает  скорость  размыва  вогнутого  берега  в  райо¬
не  перешейка  в  15,6  м/год.  Близкая  величина  (16  м/год)  полу¬
чена  по  лоцманским  картам  за  1929—1965  гг.  Скорость  размы¬
ва  берега  в  районе  г.  Колпашева  составила:  по  лоциям  за
1900—1959  гг.  —  15,3  м/год;  по  лоциям  за  1949—1965  гг.—
14,0  м/год.
 Количественные  данные  о  скоростях  изменения  углов  вхо¬
да  и  выхода  излучины,  скоростях  размыва  вогнутых  берегов  в
разных  точках  дают  возможность  прогнозировать  положение
русла  р.  Оби  через  50  лет  (рис.  37).
 Величина  размыва  берега  за  рассматриваемый  период  пре¬
высит  6  км2.  В  пределах  этой  площади  сейчас  расположена
значительная  часть  г.  Колпашева.
 Более  интенсивно  размывается  терраса,  на  которой  распо¬
ложено  с.  Каргасок  (табл.  6).  Излучина  р.  Оби  здесь  находит¬
ся  в  начальной  стадии  своего  развития  (рис.  38,  б),  и  спрямле¬
ния  русла  в  будущие  несколько  десятилетий  ожидать  нельзя.
 169

Рис.  37.  Перемещение  русла  Оби  в  районе  г.  Колпаше-
*ва  за  период  1900—11959  гг.  и  ожидаемое  положение
русла  в  2010  г.  (по  А.  А.  Земцову  и  Д.  А.  Буракову,
1972).
 1  —  положение  русла  1900  г.; 	2 	—  положение  русла
 1959  г.;  3  —  прогнозируемое  положение  русла  в  2010  г.
 Поэтому  размыв  берега  с  указанными  скоростями  будет  про¬
должаться.  В  ближайшие  20  лет  следует  ожидать  смыва  поло¬
сы  берега  шириной  в  100—120  м  в  южной  и  500—600  м  в  север¬
ной  части  села.
 В  настоящее  время  создалась  ситуация,  в  наибольшей  сте¬
пени  благоприятная  размыву  берега  в  районе  с.  Александров¬
ского  (рис.  38,  а).  В  последующие  десятилетия  скорость  отсту¬
пания  берега,  вероятно,  будет  более  значительной,  чем  приве¬
денная  выше  (табл.  6).  Возможно  ослабление  размыва  в  тот
период,  когда  расположенный  выше  по  течению  р.  Оби
остров  (3)  и  примыкающие  к  нему  отмели  продвинутся  вниз
по  течению  и  прикроют  яр  у  села.  Скорость  их  перемещения  по
лоциям  за  1929—1965  гг.  составляет  примерно  50—60  м/год.
Исходя  из  этого,  время,  которое  потребуется,  чтобы  яр  у
с.  Александровского  был  прикрыт  побочнями,  составит  80—
100  лет.  За  этот  период  линейный  размыв  берега  у  села  соста¬
вит  800—1000  м.  Более  вероятно,  что  русло  за  50—100  лет
успеет  в  результате  отступания  вогнутого  берега  искривиться
настолько,  что  возникнет  устойчивая  поперечная  циркуляция
на  изгибе.  В  этом  случае  процесс  развития  русла  на  данном
участке  пойдет  в  соответствии  со  схемой  меандрирования  и  в
 170

Рис.  38.  Перемещение  русла  Оби  в  районе  сел:  а  —  Александров¬
ского,  б  —  Каргаска.
 /  —  острова;  2  —  песчаные  косы;  3—подводные  мели;  4  —  русло;
5  —  населенные  пункты;  6  —  зона  размыва
 последующий  период  можно  ожидать  не  замедления,  а  уско¬
рения  размыва  и  формирования  излучины.
 Река  Обь  в  районе  г.  Нижневартовска  образует  крупную
излучину,  спрямленную  меандрирующей  протокой  Чехлонен.
Путем  смещения  лоций  установлено,  что  за  период  с  1929  по
 1965 	гг.  наиболее  интенсивный  размыв  берега  наблюдался  в
северной  части  города,  тогда  как  в  южной  размыв  незначи¬
телен.  В  ближайшие  20  лет  возможен  размыв  полосы  берега  в
вершине  излучины  р.  Оби  шириною  в  200  м.  Новые  постройки
рекомендуется  возводить  в  южной  части  города,  где  берег
почти  не  обрушивается.
 Приведенные  примеры  из  выполненных  нами  исследований
 1.7-1

в  среднем  течении  р.  Оби  (Земцов,  Бураков,  1972)  свидетель¬
ствуют  о  необходимости  привлечения  пристального  внимания
ученых  и  практиков  к  рассматриваемой  проблеме.
 Асимметрия  речных  долин  и  причины,  ее  определяющие
 Характерной  особенностью  речных  долин  Западно-Сибир¬
ской  равнины  является  их  асимметрия,  на  что  обращали  вни¬
мание  еще  участники  первых  академических  экспедиций.
Однако  обобщающей  сводки  по  этой  проблеме  до  сих  пор  нет.
Постановка  ее  оправдывается  следующими  обстоятельствами:
 1. 	Равнина  сложена  мощной  толщей  рыхлых  отложений,  в  ко¬
торых  реки  прокладывают  свои  долины.  Механизм  перемеще¬
ния  русел  рек  происходит  здесь  в  наиболее  «чистом»  виде.
 2. 	К  настоящему  времени  накопилось  много  данных  о  тектони¬
ческом  строении  равнины,  что  позволяет  подойти  более  обос¬
нованно  к  выявлению  зависимости  не  только  рисунка  гидро¬
сети,  но  и  асимметрии  долин  от  характера  структур  и  знака
новейших  тектонических  движений.
 Во  время  многолетних  тематических  работ  и  геологических
съемок  в  различных  районах  Западной  Сибири  автором  собра¬
ны  материалы,  на  основе  которых  составлена  карта  распрост¬
ранения  асимметричных  долин  (рис.  39).  В  Западной  Сибири*
так  же  как  и  на  Русской  равнине,  выделены  долины  симмет¬
ричные,  с  устойчивой  правосторонней,  левосторонней  и  хаоти¬
ческой  асимметрией.  Кроме  того,  по  совпадению  асимметрии
долин  и  междуречий  выделяются  полная  согласованная  и  не¬
согласованная  асимметрии  (Воскресенский,  1947;  Геренчук,
1960;  Философов,  1960  и  др.).
 Анализ  карты  (рис.  39)  показывает,  что  большинство  долин
западносибирских  рек  имеет  устойчивую  правостороннюю
асимметрию  и  значительно  меньше  —  левостороннюю.  Первая
наиболее  характерна  для  внеледниковой  зоны  равнины,  где
почти  все  реки  имеют  не  только  правобережную  асимметрию
долин,  но  и  соответственно  —  водосборных  бассейнов.  Здесь
прекрасно  выражена  полная  согласованная  асимметрия,  осо¬
бенно  в  бассейнах  Васюгана,  Парабели,  Чаи,  Шегарки  и  дру¬
гих  рек.  Долины  их  очень  широкие,  с  высоким,  до  50—60  м,
правым  бортом.  В  левобережной  низкой  части  долин  развит
полный  комплекс  террас,  ширина  которых  достигает  10  км  и
более.  Следовательно,  с  момента  заложения  реки  в  течение
всего  плейстоцена  перемещались  вправо.  Устойчивая  право¬
сторонняя  асимметрия  характерна  для  долин  pp.  Оби  (в  ни¬
зовьях),  Иртыша,  Казыма,  Назыма,  Лямина,  Куль-Егана*
Ларь-Егана,  Ильяка,  Мал.  Югана  и  других  рек.
 Симметричные  долины  наблюдаются  у  рек  Сургутского  и
Вахского  полесий:  Пима,  Тром-Югана  с  притоками,  многочис¬
ленных  правых  притоков  Агана  и  Ваха,  которые  протекают  по
 172

Рис.  39.  Карта-схема  а-симметрии  речных  долин  Западно-
Сибирской  равнины.
 Долины:  /  —  с  правосторонней;  2-—с  левосторонней  асим¬
метрией;  5  —симметричные;  4  —  области  с  хаотической  асим¬
метрией
 обширным  пространствам  зандровых  и  озерно-аллювиальных
равнин.  Симметричные  долины  имеют  также  небольшие  пра¬
вые  притоки  р.  Оби:  Назинс.кая,  Вартовская,  Бол.  и  Мал.  Ме-
гипугольские,  Амбарная,  Пиковский  Еган  и  др.  Полная  согла¬
сованная  левосторонняя  асимметрия  прослеживается  на  сотни
километров  у  долин  pp.  Ваха,  Агана,  менее  отчетлива  она  по
Тыму,  Кети,  Таре  и  некоторым  другим  рекам.  Особенно  приме¬
чательна  левосторонняя  асимметрия-долины  р.  Оби  в  ее  сред¬
нем  течении.
 173

На  севере  равнины  долины  с  правосторонней  асимметрией
встречаются  реже,  и  она  не  так  четко  выражена.  По  правому
склону  крутые  берега  встречаются  лишь  спорадически  (Зем¬
цов,  1973  6).
 Реки  области  зырянского  оледенения  обладают  хаотиче¬
ской  асимметрией  долин:  сравнительно  высокие  берега  имеют
место  справа  и  слева  от  русла.  Таковы  pp.  Турухан,  Бол.  Хета
в  верховьях  и  их  притоки  (рис.  40  а,  б).
 Рис.  40а.  Асимметрическая  долина  реки  Ольнер-Бирии  в  бассейне
 р.  Русской
 Однако  70—75%  рек  равнины  обладают  ярко  выраженной
полной  и  согласованной  правосторонней  асимметрией.  Причи¬
на  образования  последней  универсальна.
 Наличие  долин  другого  типа  в  пределах  равнины  обуслов¬
лено  различными  факторами  формирования  их  асимметрии.
Климатический  фактор,  оказывающий  влияние  на  асимметрию
мелких  рек  и  ручьев,  здесь  не  рассматривается.  Несомненно,
что  асимметрия  ряда  долин  связана  с  тектоническими  особен¬
ностями.  Однако  в  отличие  от  Русской  равнины  проследить
эту  связь  здесь  намного  труднее  и  не  всегда  возможно.
Проведенные  автором  в  бассейне  р.  Васюган  морфометриче¬
ские  работы  (Земцов,  1969  а)  показали,  что  эта  река  пересе¬
кает  положительные  и  отрицательные  тектонические  структу¬
ры.  В  верховьях  р.  Васюган  течет  по  восточному  крылу  Кай-
 174

мысовского  свода,  в  зоне  разлома,  активизированного  в  новей¬
шее  время,  на  границе  с  Нюрольской  впадиной.  В  среднем  и
нижнем  течении  р.  Васюган  вкрест  простирания  пересекает
Васюгано-Александровский  мегавал,  Сенькино-Сильгинский
вал,  Нюрольскую  и  Усть-Чижапскую  впадины.  Резкий,  почти
под  прямым  углом,  поворот  р.  Васюгана  на  восток  связан  со
значительным  расширением  здесь  Каймысовского  свода  к  вос¬
току  и  продолжающейся  активно  подниматься  в  плейстоцене
Черемшанской  локальной  структурой,  находящейся  на  край¬
нем  выступе  свода.  Р.  Нюролька  на  значительном  расстоянии
течет  по  гребню  Средне-Васюганского  мегавала,  в  низовьях
вступает  в  пределы  Усть-Чижапской,  а  в  верховьях  —  Нюроль¬
ской  впадин.  По  западному  склону  Сенькино-Сильгинского
вала,  местами  по  его  гребню,  течет  р.  Чижапка.  Некоторые  из
перечисленных  структур  закончили  свое  формирование  еще  в
конце  мела,  другие  сравнительно  активны  в  плейстоцене  и  вы¬
деляются  по  геоморфологическим  признакам.
 Рис.  406.  Долина  реки  Малой  Каральки
 Средне-Васюганский  мегавал  развивался  унаследованно*
как  крупная  брахиаитиклинальная  структура  с  юры.  На
общем  фоне  поднятия  существенно  изменялись  контуры  мега¬
вала  и  интенсивность  роста  (Шацкий,  Стасов,  1969).  В  палео-
цен-плейстоцене  прирост  его  амплитуды  по  подошве  осадочно¬
го  чехла  составил  40  м.  За  это  время  прирост  амплитуды  Севе-
ро-Васюганского  куполовидного  поднятия,  расположенного  в
левобережье  р.  Васюгана,  достигал  80  м.  Видимо,  это  подня¬
 175-

тие  и  определило  окончательный  поворот  р.  Васюгана  на
восток,  и  его  следует  считать  структурно-обусловленным.  В
русле  на  данном  участке  установлены  наибольшие  коэффи¬
циенты  падения  реки.
 Таким  образом,  реки  бассейна  Васюгана,  располагаясь
различно  по  отношению  к  тектоническим  поднятиям  и  впади¬
нам,  имеют  прекрасно  выраженную  правобережную  асиммет¬
рию,  полную  и  согласованную.  Объяснить  ее  только  тектони¬
ческими  причинами  невозможно.  Получается,  что  Верхний  Ва¬
сюган  «сползает»  с  крыла  антиклинали  в  Нюрольскую  впади¬
ну,  а  р.  Чижапка,  наоборот,  подмывает  крыло  антиклинали.
 Пликативные  новейшие  движения  обусловливают  односто¬
ронние  тектонические  перекосы  поверхности,  способствуют
образованию  в  равной  мере  и  право-  и  левосторонней  асим¬
метрии  долин  и  водосборов  (Качугин,  1950;  Хайн,  1954).  В  та¬
ком  случае  следовало  бы  ожидать  более  или  менее  равномер¬
ного  распространения  и  тех  и  других  долин.  В  действительно¬
сти  этого  нет.  Следовательно,  правосторонняя  асимметрия
долин  и  водосборов  в  бассейне  Васюгана  имеет  универсаль¬
ную  причину  —  вращение  Земли.  Тектонические  перекосы
сказались  в  усилении  или  ослаблении  рельефообразующего
эффекта  силы  Кориолиса.
 Подобные  исследования  проведены  автором  в  Вахском
Приобье.  В  отличие  от  бассейна  р.  Васюгана  здесь  долины
pp.  Оби  и  Ваха  имеют  левостороннюю  асимметрию,  а  их  при¬
токи  Ларь-Еган,  Ильяк,  Соснинский  Еган,  Колик-Еган  —
правостороннюю.
 Тектоника  мезозойско-кайнозойского  чехла  здесь  также
•сложна.  Выделяются  крупные  структуры  I  порядка:  Нижне¬
вартовский  свод,  Александровский  и  Средне-Васюганский
мегавалы,  Колтогорский  мегапрогиб  и  Тымская  впадина,  а
также  положительные  структуры  II  порядка  и  локальные  под¬
нятия  (рис.  41).
 Долины  pp.  Ларь-Егана  и  Колик-Егана,  в  низовьях,  распо¬
ложены  в  пределах  Колтогорского  мегапрогиба.  Река  Обь  на
данном  участке  пересекает  Тымскую  впадину,  располагаясь
примерно  между  Мурасовским  и  Трассовым  валами.  Затем
р.  Обь,  вступая  на  площадь  Александровского  мегавала,  течет
западнее  весьма  активных  в  неоген-четвертичный  этап  Криво-
луцкого  и  Охтеурского  валов.  Прирост  амплитуды  по  подошве
осадочного  чехла  равен  соответственно  40  и  80  м.  Далее,  на
северо-запад,  р.  Обь  вступает  в  Колтогорский  мегапрогиб  и,
наконец,  в  пределы  Нижне-Вартовского  свода,  располагаясь
между  Ларь-Еганским  и  Соснинским  валами,  которые  отли¬
чаются  весьма  слабой  активностью  в  палеоцен-плейстоценовое
время.  Прирост  их  амплитуд  составляет  всего  по  20  м.  Таким
образом,  р.  Обь  здесь  пересекает  отрицательные  и  положи¬
тельные  структуры  с  разной  активностью.  Положительные
структуры  правобережья  р.  Оби  поднимаются  в  4—6  раз  быст-
 176

Рис.  41.  Тектоническая1  схема  Вахского  Приобья.
 Положительные  структуры  I  порядка: 	Алек¬
 сандровский  мегавал  (/),  Нижневартовский  свод
(II)  и  Средне-Васюганский  мегавал  (///).
 Структуры  II  порядка:  Охтеурский  (/),  Криво-
луцкий  (2),  Межозерный  (5),  Соснинский  (4),
Ларь-Еганский  (5),  Мурасовский  (5)  и  Трассо¬
вый  (9)  валы;  Кедровское  (6)  и  Северо-Васюган-
ское  (10)  куполовидные  поднятия
 рее,  чем  в  левобережье.  В  результате  возникает  перекос,  и
р.  Обь  образует  долину  с  четкой  левосторонней  асимметрией,
особенно  на  тектонически  активных  площадях.  Где  активность
незначительна  или  же  равна  нулю,  долина  р.  Оби  теряет  яркие
черты  левосторонней  асимметрии.
 Долина  р.  Вах  имеет  левостороннюю  асимметрию,  полную
и  согласованную,  на  протяжении  сотен  километров  и  связана
она  с  новейшим  интенсивным  (до  250  м  и  более)  поднятием
крупного  Верхне-Тазовского  свода.  Последний  расположен
севернее  бассейна  р.  Ваха  и  ему  соответствуют  прекрасно
выраженные  в  современном  рельефе  возвышенности  восточ¬
ной  части  Сибирских  увалов.  Этот  односторонний  тектониче¬
ский  перекос  поверхности  и  определяет  асимметрию  долины
и  водосбора.  Однако  в  низовьях  р.  Ваха  асимметрия  выраже¬
на  слабее,  что  объясняется  наличием  ряда  локальных  подня¬
 12  Заказ  2770
 177

тий  на  Обско-Вахском  междуречье,  осложняющих  развитие
долины  и  проявление  ее  асимметрии.  Особенно  активным  в
плейстоцене  было  Самотлорское  куполовидное  поднятие,  рас¬
положенное  в  правобережье  р.  Оби,  вблизи  устья  р.  Ваха.  Оно
находит  отражение  в  рельефе  II  террасы  р.  Оби,  оконтури-
ваясь  изогипсой  70  м  и  имея  отметку  76  м.  Амплитуда  подня¬
тия  по  отложениям  верхнего  плейстоцена  достигает  8—10  м
(Полканова,  Шацкий,  1967).  С  этим  поднятием  связан  резкий
поворот  на  юг  р.  Ваха  перед  впадением  ее  в  Обь  и  отклонение
последней  влево.
 Из  приведенных  примеров  видно,  что  интенсивные  новей¬
шие  тектонические  движения  очень  существенно  влияют  на
формирование  долин  и  водосборов,  определяя  их  левосторон¬
нюю  асимметрию.  Последняя  является  несомненным  доказа¬
тельством  и  диагностическим  признаком  активного  проявления
неотектоники,  которая  полностью  уравновешивает  действие
силы  Кориолиса  или  значительно  превышает  ее.
 Сибирские  увалы,  располагаясь  в  зоне  активных  новейших
тектонических  движений,  оказывают  влияние  не  только  на  до¬
лину  и  водосбор  р.  Ваха,  но  и  почти  на  все  правые  притоки
р.  Оби  в  ее  широтном  течении.  Долины  параллельных  увалам
рек  или  протекающих  под  некоторым  углом  к  ним  асиммет¬
ричны:  Вах  и  Аган  с  левосторонней  асимметрией,  Лямин  —  с
правосторонней.  Реки  же,  стекающие  на  юг  с  увалов  и  перпен¬
дикулярные  к  ним,  обладают  симметричными  долинами.  Ха¬
рактерно,  что  реки,  протекающие  севернее  Сибирских  увалов
и  параллельно  им  (Казым,  частично  Таз  в  верховьях)  имеют
также  правостороннюю  асимметрию,  усиленную  односторон¬
ним  тектоническим  перекосом  и  осложненную  местными  ло¬
кальными  структурами.
 Дизъюнктивные  нарушения,  на  взгляд  автора,  не  являются
причиной  асимметрии  речных  долин  Западно-Сибирской  рав¬
нины.  Доказано,  что  некоторые  реки  заложены  по  разломам
земной  коры,  например,  Пур,  Нижняя  Обь  и  др.  Приурочен¬
ность  рек  к  разломам  не  была  препятствием  для  формирова¬
ния  долин  шириною  в  несколько  десятков  и  даже  100—120  км.
Подобная  ширина  долин  не  могла  образоваться  без  бокового
смещения  рек,  в  частности,  и  под  влиянием  силы  Кориолиса,
поэтому  современное  положение  русел  не  фиксирует  разлома.
Ось  последнего  следует  искать,  как  правило,  слева  от  русла.
 Р.  Енисей  протекает  в  пределах  грабена,  тем  не  менее  ясно
прослеживается  правосторонняя  асимметрия  ее  долины.  Дей¬
ствие  силы  Кориолиса  и  здесь  несомненно.  Уместно  заметить,
что  не  всегда  можно  объяснять  асимметрию  и  отклоняющим
влиянием  впадающих  в  реку  крупных  притоков  (Ламакин,
1951).  В  Енисей  справа  впадают  крупные  притоки,  вынося
огромные  массы  воды  и  наносов.  Тем  не  менее  река  «прижи¬
мается»  к  правому  борту  долины,  на  что  в  свое  время  обратил
внимание  А.  Ф.  Миддендорф.  Он  писал:  «Замечательно  при
 178

этом  обстоятельство,  что,  несмотря  на  перевес  впадающей
справа  Тунгуски  над  небольшим  и  вялым  Туруханом,  Енисей
нисколько  не  оттесняется  к  западу»  (1861,  стр.  232).
 Недостаточно  проявляющаяся  преимущественно  правосто¬
ронняя  асимметрия  долин  рек  севера  равнины  связана  с  боль¬
шей  активизацией  здесь  тектонических  движений  в  новейший
этап.  Если  в  Среднем  Приобье  многие  структуры,  например,
Васюганья,  почти  полностью  сформировались  до  новейшего
этапа,  то  на  севере  равнины  они  продолжали  свое  прерывистое
развитие  и  в  неоген-четвертичное  время  (Чочиа  и  др.,  1968).
Поэтому  здесь,  наряду  с  долинами,  имеющими  правобереж¬
ную  асимметрию,  встречаются  долины  симметричные  и  со  сла¬
бо  выраженной  асимметрией.  Кроме  того,  асимметрия  есть
функция  времени.  Следовательно,  на  севере  равнины,  где  фор¬
мирование  долин  происходило  преимущественно  после  мор¬
ской  трансгрессии  в  послеледниковое  время,  асимметричность
долин  выражена  слабее.  Особенно  это  характерно  для  области
зырянского  оледенения,  где  автор  наблюдал  долины  с  невы¬
раженной  или  хаотической  асимметрией.
 Итак,  в  приведенных  примерах  тектонические  движения
вносили  определенные  коррективы  в  картину,  общие  контуры
которой  были  созданы  вращением  Земли.  Эти  контуры  не  оста¬
лись  незамеченными.  Еще  в  1825  году  П.  А.  Словцов  писал:
«Едучи  Иртышом  до  Самарово  и  оттуда  Обью  до  Березова,  я
опять  видел  нагорный  берег  на  стороне  восточной,  как  и  по
прочим  рекам...  Недалеко  было  до  вопроса,  отчего  произошел
такой  порядок  единообразия  при  реках,  текущих  параллельно
меридиану».  И  далее  он  замечает: 	«Нельзя 	ли 	то 	и  другое
 изъяснить  суточным  движением  земли  к  востоку,  если  только
явление  замеченного  единообразия  подтвердится  и  в  других
частях  земного  шара?  От  круговращения  составные  части  бе¬
рега  западного,  омываясь  рекою,  всплескиваются  кверху  на
противном,  вследствие  гюйгенсовой  силы»  (Берг,  1949,  стр.
312).  П.  А.  Словцов  .не  только  обратил  внимание  на  асиммет¬
рию  берегов  сибирских  рек,  но  и  впервые  в  мире  сформулиро¬
вал  в  общих  чертах  закон  асимметрии  берегов  рек,  который
позднее  был  детализирован  К.  М.  Бэром  (1857).  Обычно  при¬
нято  считать  автором  этого  закона  К.  М.  Бэра.  Однако  еще
 А. 	Ф.  Миддендорф  писал,  что  «автор  (т.  е.  Бэр.  —  А.  3.),  ка¬
жется,  не  подозревал,  что  в  этой  новой  мысли  он  воспроизво¬
дит  коренной  сибирский  взгляд,  который  сообщен  был  в  печа¬
ти  Словцовым»  (1861,  стр.  229).  Позднее  приоритет  П.  А.  Слов-
цова  подтвердил  JI.  С.  Берг  (1918).
 Таким  образом,  в  середине  XIX  в.  была  разработана  тео¬
рия  асимметрии  долин,  основанная  на  причинах,  имеющих
глобальный  характер.  Но  универсальность  теории  (закона)
стала  оспариваться  уже  через  несколько  лет  после  ее  опубли¬
кования.  Б.  Котта  (1869),  отметив,  что  влияние  закона  несом¬
ненно  для  западносибирских  рек,  берега  которых  сложены
 12*
 179

рыхлыми  породами,  привел  ряд  примеров,  противоречащих
этому  закону.  А.  А.  Дунин-Горкавич  (1904)  отметил  наряду  с
преобладающей  правосторонней  и  левостороннюю  асимметрию
у  некоторых  речных  долин  севера  Западной  Сибири.
 Примечательно,  что  на  западносибирской  «почве»,  родине
закона,  не  возникло  ни  одной  гипотезы,  которая  бы  объясняла
асимметрию  здешних  рек  иными  факторами,  а  не  силой  Ко¬
риолиса.
 В  начале  XX  в.  при  геологических  исследованиях  в  Запад¬
ной  Сибири  более  пристальное  внимание  ученых  привле¬
кала  -и  асимметрия  ее  речных  долин,  которую  они  связывали
с  силой  Кориолиса.  Интересные  мысли  высказал  Р.  С.  Ильин
(1930)  относительно  происхождения  левобережной  асиммет¬
рии  долины  р.  Оби  в  Нарымском  крае.
 И.  П.  Герасимов  (1940),  придавая  важное  значение  силе
Кориолиса  в  перемещении  речных  долин,  обращает  внимание
и  на  тектонические  движения,  как  важнейший  фактор,  способ¬
ствующий  боковому  смещению  рек.  Правостороннюю  асим¬
метрию  долин  Тобол-Обского  междуречья  на  юге  равнины
Н.  П.  Туаев  (1941)  объясняет  неравномерным  неотектониче-
ским  поднятием  горных  сооружений,  окружающих  равнину:
быстрым  поднятием  Урала  и  Северо-Казахского  массива  и  бо¬
лее  медленным  —  Салаирской  системы.
 В  последнее  время  Б.  Г.  Лакша  и  Г.  И.  Худяков  (1968)
показали  количественный  эффект  влияния  вращения  Земли  на
выработку  асимметрии  речных  стоков  Обь-Иртышского  меж¬
дуречья.  Этот  эффект  оказался  весьма  значительным.
 Однако  главные  возражения  против  закона  Бэра  были
выдвинуты  исследователями  Русской  равнины,  «почва»  кото¬
рой  оказалась  более  плодотворной.  По  мере  накопления  зна¬
ний  о  геологическом  строении  ряда  ее  районов  возникло  не¬
сколько  частных  теорий  (Головкинский,  1868;  Леваковский,
1870;  Павлов,  1898).
 В  заключение  можно  сформулировать  следующие  выводы:
 1. 	Решающей  силой,  определившей  правостороннюю  асим¬
метрию  большинства  речных  долин  Западно-Сибирской  равни¬
ны,  является  сила  Кориолиса,  на  основе  которой  впервые  был
сформулирован  в  общих  чертах  П.  А.  Словцовым  закон,  впос¬
ледствии  усовершенствованный  К.  М.  Бэром.
 2. 	По  мере  накопления  знаний  о  геологическом  строении
равнины  выявлялось  много  исключений  из  этого  закона.  Одна¬
ко  его  достоверность,  основанная  на  реально  существующей  в
природе  силе,  несомненна.  К.  И.  Геренчук  (1960),  изучая  асим¬
метрию  долин  Русской  равнины,  пришел  к  выводу  о  незыбле¬
мости  закона  Бэра,  тем  более,  это  верно  для  Западно-Сибир¬
ской  равнины.
 3. 	Для  проявления  ускорения  Кориолиса  в  пределах  За¬
падно-Сибирской  равнины  имеются  исключительно  благо¬
приятные  условия.  Берега  долин  крупных  и  многоводных  рек  с
 180

длительным  и  высоким  половодьем,повсеместно  сложены  здесь
рыхлыми,  легко  размываемыми  породами.  Долины  слабо  вре¬
заны  и  глубина  их  невелика  по  сравнению  с  размерами  рек.
Развитие  эрозионных  процессов  проiекало  интенсивно  и  доста¬
точно  продолжительное  время  —  почти  в  течение  всего  плей¬
стоцена  и  в  голоцене.
 4. 	Около  70%  площади  Западно-Сибирской  плиты  зани¬
мают  крупные  впадины,  погружение  которых  продолжалось  и
в  плейстоцене,  создавая  идеальные  условия  для  развития  бо¬
ковой  эрозии  и  формирования  долин  с  правосторонней  асим¬
метрией.
 5. 	Некоторые  положительные  тектонические  структуры,
активные  в  мезозое,  прекратили  свое  развитие  в  кайнозое  и  не
препятствовали  формированию  правосторонней  асимметрии
речных  долин.
 6. 	Существенные  коррективы  в  общую  картину  асимметрии
речных  долин  внесли  новейшие  тектонические  движения.  Боль¬
шинство  крупных  структур,  особенно  на  севере  равнины,  про¬
должало  развиваться  унаследованно  и  в  кайнозое.  Более  важ¬
ную  роль  играли  вновь  образованные  тектонические  структу¬
ры.  Именно  они  усложнили  распространение  определенных
типов  асимметричных  долин  в  пределах  равнины.  Судя  же  по
значительному  преобладанию  долин  рек  с  правосторонней
асимметрией,  можно  заключить,  что  и  новейшие  движения  не
внесли  коренного  перелома.  Видимо,  во  многих  районах  актив¬
ность  тектонических  движений  была  такова,  что  она  не  препят¬
ствовала  формированию  асимметричных  долин  под  действием
силы  Кориолиса.
 7. 	Односторонние  тектонические  перекосы  современной  по¬
верхности  играли  второстепенную  роль  в  образовании  асим¬
метрии  долин,  что  подтверждается  сравнительно  редким  рас¬
пространением  долин  с  левосторонней  асимметрией.  Более
значительна  роль  перекосов  в  формировании  асимметрии  во¬
досборных  бассейнов.
 МНОГОЛЕТНЯЯ  МЕРЗЛОТА  И  РЕЛЬЕФ
 В  пределах  Западно-Сибирской  равнины  широко  распрост¬
ранены  многолетнемерзлые  горные  породы,  которые  оказы¬
вают  исключительно  большое  влияние  на  ход  физико-геогра-
фических  процессов,  формирующих  природные  особенности
равнины.  Это  влияние  настолько  велико,  что  многие  исследо¬
ватели  совершенно  справедливо  считают  область  распростра¬
нения  многолетнемерзлых  пород  особой  физико-географиче-
ской  зоной  (Ермилов,  1934;  Лукашев,  1938).
 Формирование  современного  географического  ландшафта,
ход  экзогенных  процессов  и  развитие  рельефа  здесь  происхо¬
дит  иначе,  чем  в  областях  с  талыми  породами.  Образуются
 1в1

микроформы  и  даже  мезоформы  мерзлотного  рельефа,  связан¬
ные  с  солифлюкцией,  пучением  и  морозной  трещиноватостью
пород.
 Глубокое  промерзание  земной  коры  в  криолитозоне  соз¬
дает  особые  условия  циркуляции  подземных  вод  и  весьма  за¬
трудненный  водообмен  их  с  поверхностными  водами.  Поэтому
гидрологический  режим  рек  характеризуется  своеобразными
чертами,  присущими  только  этой  зоне,  что  сказывается  на
формировании  речных  долин  и  их  морфологии.  Широко  рас¬
пространены  термокарстовые  просадки  грунта  и  специфические
озера,  являющиеся  типичным  элементом  географического
ландшафта  криолитозоны.  Иными  словами,  немыслимо  рас¬
сматривать  генезис  многих  форм  рельефа  и  создавших  или
принимавших  участие  в  их  формировании  процессов  без  учета
распространения  и  условий  залегания  многолетнемерзлых  по¬
род,  особенностей  их  развития  в  пространстве  и  времени.
 Границы  распространения  многолетнемерзлых  пород
 А. 	Ф.  Миддендорф  (1860,  1861)  впервые  провел  южную
границу  распространения  «ледяной  почвы»  в  Сибири.  Позднее
Г.  И.  Вильд  (1882)  чисто  механически  показывал  ее  по  годо¬
вой  изотерме  температуры  воздуха  —2°.  JI.  А.  Ячевский  (1889)
уточняет  положение  южной  границы  «вечно  мерзлой  почвы».
Два  варианта  этой  границы  предложил  В.  Б.  Шостакович
(1916,  1927).  М.  И.  Сумгиным  (1933,  1937)  были  учтены  на¬
блюдения  Б.  Н.  Городкова  (1924,  1928,  1932)  над  поверхност¬
ными  мерзлыми  породами  и  проведена  их  граница.
 Позднее  сведения  о  многолетнемерзлых  породах  публи¬
куются  Г.  Е.  Рябухиным  (1939),  В.  Н.  Саксом  (1940),  С.  П.  Ка-
чуриным  (1938),  В.  М.  Пономаревым  (1952),  В.  Н.  Андреевым
(1936),  В.  С.  Говорухиным  (1938),  Н.  В.  Властовой  (1936),
 Н. 	Я.  Кац  и  С.  В.  Кац  (1939,  1946,  1948  и  др.)*  Многолетне¬
мерзлые  породы  были  обнаружены  и  южнее:  у  с.  Самарова
(Повх,  1940)  и  в  бассейне  р.  Тром-Югана  (Михайличенко  и
Иорданский,  1937).  В.  Н.  Сакс  (1948,  1953)  осветил  историю
развития  «вечной  мерзлоты»  на  севере  Западной  Сибири.
 Специальные  мерзлотные  исследования  в  Западной  Сиби¬
ри  выполнялись  в  послевоенное  время  Институтом  мерзлото¬
ведения  АН  СССР.  А.  И.  Попов  (1953)  проводит  границу
распространения  вечной  мерзлоты,  рассматривает  вопросы
происхождения  и  развития  ее  в  плейстоцене,  описывает  свя¬
занные  с  ней  формы  рельефа.  Однако  сведения  о  распростра¬
нении  многолетнемерзлых  пород  на  территории  Западной  Си¬
бири  к  тому  времени  были  также  далеко  не  достаточными,
приходилось  иметь  дело  лишь  с  мерзлыми  породами,  залегаю¬
щими  неглубоко  от  дневной  поверхности  и  являющимися  наи¬
более  чувствительными  к  современным  колебаниям  климата.
 182

ссв
 Ус$яь~
 Лтт  fhnpna  ЯшЛ  Стаи
 ют
 Неят  р.Вах
 EZ3/  ®Из
 т
 Варьши
 УТЛ}  Е§Эг  [Ж!з
 Рис.  42.  Схематические  мерзлотные  профили.
А  —  от  Усть-Порта  до  верховьев  Ваха  (по  А.  И.
Попову,  1953): 	1  —  многолетнемерзлые  породы;
 2  —  талые  горные  породы;  5  —  температура  мно¬
голетнемерзлых  толщ  на  глубине  нулевых  годо¬
вых  температурных  колебаний.  £  —  по  линии  Та-
зовское  —  Янов  Стан  —  Красноселькупск  —  Варь-
еган  по  данным  глубокого  бурения  (по  А.  А.  Зем¬
цову,  1958,  1960):  1  —  многолетнемерзлые  породы;
2  —  талые  горные  породы;  За  —  верхний  слой
многолетнемерзлых  пород,  б  —  нижний  слой  мно¬
голетнемерзлых  пород  (реликтовый).  /  —  зона
сплошного  распространения  многолетнемерзлых
пород;  II  —  зона  с  двумя  слоями  многолетнемерз¬
лых  пород;  III  —  зона  реликтовых  многолетне¬
мерзлых  толщ
 183

Границы  мерзлотных  зон,  проведенные  А.  И.  Поповым,  прием¬
лемы  лишь  для  верхних  слоев  многолетней  мерзлоты.  Совер¬
шенно  не  были  известны  глубокозалегающие  мерзлые  породы.
Первые  сведения  о  них  опубликованы  лишь  в  1957  г.  (Земцов,
1957  б).  Эти  сведения  оказались  настолько  необычными  и  не
укладывались  в  общепризнанные  представления,  что  автору
много  раз  приходилось  доказывать  их  достоверность.
 Автором  (Земцов,  1958  а,  1960,  1961,  1962  в)  опубликованы
сведения  о  глубине  залегания  кровли  и  подошвы,  мощности
реликтовых  пород,  а  также  условия  залегания.  Был  доказан
их  плейстоценовый  возраст.  Южная  граница  реликтовых  мерз¬
лых  пород  проводилась  примерно  по  60°30'  с.  ш.,  т.  е.  на  не¬
сколько  сот  километров  южнее  границы  предполагавшегося
М.  И.  Сумгиным  и  А.  И.  Поповым  распространения  многолет¬
немерзлых  пород  современного  и  исторического  возраста.
Установленный  глубокозалегающий  массив  реликтовых  мерз¬
лых  пород  отделяется  от  верхнего  слоя  мощной  толщей  талых
пород  (рис.  42).  В  Западной  Сибири  многолетняя  мерзлота
имеет  двухслойное  строение.
 Нижний  слой  к  тому  времени  был  вскрыт  глубокими  сква¬
жинами  по  pp.  Тазу,  Пуру,  Турухану,  Агану,  Тром-Югану,
Большому  Югану  и  Елогую  (Земцов,  1958  а).  Несколько  юж¬
нее,  в  бассейне  р.  Сым,  по  данным  А.  Г.  Бедина,  многолетне¬
мерзлые  породы  вскрыты  скважинами  на  глубинах  от  150  до
400  м.  Последние  обнаружены  также  скважинами  по  р.  Ваху
в  верхнем  и  среднем  течении,  а  также  по  его  притокам.
 В  долине  р.  Ваха  скважинами  НТГУ  25-К,  26-К,  27-К,  бу¬
рившимися  до  450  м,  вскрыты  многолетнемерзлые  породы  со¬
ответственно  в  интервалах  глубин  190—333,  135—305  и  75—
295  м.  Характерно,  что  их  мощность  возрастает  с  запада  на
восток.  К  северу  от  бассейнов  pp.  Сыма  и  Елогуя  многолетне¬
мерзлые  породы  констатированы  почти  во  всех  скважинах  по
р.  Турухану  от  устья  до  фактории  Янов  Стан.
 Многолетнемерзлые  породы  установлены  также  в  северо-
западной  части  равнины  по  берегам  Обской  Губы  и  в  низовьях
р.  Оби,  где  ее  мощность  не  превышает  250  м  (пос.  Каменный
мыс).  В  более  южных  районах  низовьев  р.  Оби  многолетне¬
мерзлые  толщи  имеют  двухслойное  строение.  Сведения  о  мно¬
голетнемерзлых  породах  северо-запада  равнины  обобщены  в
работах  В.  В.  Баулина  (1959,  1962),  JI.  Ф.  Куницына  (1958),
Ю.  Ф.  Андреева  (1960).
 Из  приведенных  выше  материалов,  полученных  к  1960  г.,
можно  сделать  следующие  выводы.  1.  Мощность  многолетне¬
мерзлых  толщ  убывает  с  востока  на  запад.  В  низовьях  Енисея
и  в  бассейнах  pp.  Турухана,  Елогуя  и  Сыма  она  достигает
500  м,  а  в  приуральской  части  равнины  —  не  более  300—400  м.
2.  Граница  многолетней  мерзлоты  на  западе  отступает  к  севе¬
ру,  а  на  востоке  она  выдвигается  к  югу.  3.  Новые  материалы
подтвердили  наличие  в  Западной  Сибири  выделенных  автором
 184

двух  типов  многолетнемерзлых  пород:  реликтовых,  возникших,
в  плейстоцене,  и  более  молодых  —  голоценового  возраста.  Они
разделяются  мощной  толщей  талых  пород.
 Открытие  в  Западной  Сибири  на  значительных  глубинах
реликтовых  пород  имеет  не  только  исключительно  важное
практическое  значение,  но  и  вносит  новые,  весьма  существен¬
ные  коррективы  в  решение  ряда  проблем  палеогеографии
плейстоцена.  Поэтому  установление  реликтовой  мерзлоты,  по
мнению  Н.  А.  Граве  (1968,  стр.  53),  «представляет  собою  на¬
учное  открытие,  так  как  до  сих  пор  единственными  надежными
свидетелями  древнего  происхождения  вечной  мерзлоты  были
находки  неразложившихся  мамонтов  и  волосатых  носорогов,
сохранившихся  в  послеледниковых,  то  есть  значительно  более
молодых  отложениях».
 В  связи  с  бурным  развитием  нефте-  и  газопоисковых  работ
на  севере  равнины  пробурены  сотни  скважин,  вскрывших  мно¬
голетнемерзлые  породы.  Детально  изучаются  мерзлотные
условия  севера  с  1960  г.  в  основном  сотрудниками  ПНИИСа,
ВСЕГИНГЕО,  Тюменского  геологического  управления  и  МГУ.
Основные  результаты  этих  исследований  опубликованы
В.  В.  Баулиным,  Е.  Б.  Белопуховой  (1967)  и  др.  Данные  о  мно¬
голетнемерзлых  породах  в  Ханты-Мансийском  национальном
округе  сообщают  И.  С.  Лурье,  С.  С.  Поляков  и  Е.  М.  Сергеев
(1966).
 Многолетнемерзлые  породы  обнаружены  на  всех  без-
исключения  нефтяных  месторождениях  Приобья,  частично  на
газовых  месторождениях  Приуралья,  Васюганского  и  Пара-
бельского  районов  (Острый,  1968).  Многолетняя  мерзлота  в
приобской  части  равнины  —  спорадическая  как  по  простира¬
нию,  так  и  по  разрезу.  На  Сургутской,  Усть-Балыкской,  Ме-
гионской,  Нижне-Вартовской  и  Соснинско-Советской  площа¬
дях,  расположенных  в  долине  р.  Оби  или  вблизи  ее,  многолет¬
немерзлые  породы  скважинами  не  обнаружены.  Однако  отме¬
чены  плюсовые  температуры,  близкие  к  0°С  до  глубин  порядка,
400  м.  В.  П.  Дьяконов  и  Н.  П.  Уточкина  (1969)  считают,  что
толща  с  такими  низкими  температурами,  видимо,  является
реликтовой  мерзлотой.  Лед  растаял,  а  низкие  температуры
еще  сохранились  со  времени  последней  ледниковой  эпохи.
Только  в  скважинах,  пробуренных  с  водораздела  на  Правдин-
ской  площади,  обнаружена  многолетняя  мерзлота.
 Сенсационные  данные  получены  нами  в  результате  бурения
скважин  в  восточной  части  равнины  (Земцов,  Горюхин  и  др.,
1969,  1971).  Здесь  разбурен  профиль  с  юга  на  север  по  мери¬
диану  р.  Орловки,  правого  притока  р.  Кети,  между  58  и
60°  с.  ш.  Длина  профиля  превышает  100  км.  Реликтовые  мно¬
голетнемерзлые  породы  вскрыты  всеми  скважинами,  за
исключением  первой,  бурившейся  у  самого  русла  р.  Орловки
с  поймы  р.  Кети  (рис.  43).  Вторая  и  третья  скважины  бури¬
лись  с  поверхности  II  надпойменной  террасы  и  прошли  релик¬
 185*

товые  породы  на  всю  мощность,  а  водораздельные  скважины
не  достигли  их  подошвы  (табл.  7).  Все  скважины  вскрыли  в
мерзлом  состоянии  каолинизированные  пески  с  маломощными
глинистыми  прослоями  и  растительной  сечкой.  Пески  плотно
сцементированы  льдом,  который  заполняет  поры  между  пес¬
чаниками.  Поднятый  на  поверхность  керн  песчаных  пород  не
рассыпался  и  оставался  некоторое  время  в  мерзлом  состоянии.
В  глинах  лед  наблюдался  в  виде  тонких  прожилок,  которые
разветвлялись  по  различным  направлениям.  Кроме  того,  были
пробурены  две  скважины  (27  и  32)  со  II  террасы  р.  Оби  в  рай¬
оне  г.  Стрежевого.  Скважины  вскрыли  вместо  ожидаемых  во¬
доносных  горизонтов  многолетнемерзлые  породы.
 ESI'  Е2Э2  ППШЗ  Г724  \Zz7\s  ГжП  6
 Рис.  43.  Геологический  разрез  по  меридиану  р.  Орловки  (по  А.  А.  Зем¬
цову  и  Е.  Я.  Горюхину,  19711).
 1  —  песок  с  галькой  и  гравием;  2  —  песок;  3—  глина;  4  —  многолетне¬
мерзлые  породы;  5  —  контур  многолетнемерзлых  пород;  6  —  глубина  сква¬
жин  в  м.  Индексы:  Q  —  нерасчлененные  четвертичные  отложения;  Pg^nm  —
новомихайловская  свита;  Pgzat  —  атлымская  свита;  Cr2sms  —  сымская
свита
 Ценность  этих  материалов  заключается  в  том,  что  1)  буре¬
нием  охвачено  водораздельное  плато,  вложенные  в  него  II  над¬
пойменная  терраса  и  пойма,  что  дало  возможность  сопоставить
положение  реликтовых  толщ  в  разрезе  трех  геоморфологиче¬
ских  элементов;  2)  бурение  проводилось  с  полным  отбором
керна  и,  следовательно,  можно  было  наблюдать  структуру  и
текстуру  мерзлых  пород;  3)  раньше  скважины  бурились  здесь
с  понтонов  и  обычно  не  вскрывали  мерзлых  пород.  Создава¬
лось  ложное  представление  об  отсутствии  последних  в  этих
районах,  а  их  южная  граница  проводилась  на  сотни  километ¬
ров  севернее.
 По  новым  данным  южная  граница  проводится  автором
примерно  по  58°  с.  ш.  (рис.  44).
 186

Рис.  44.  Карта-схема  распространения  многолетнемерзлых
пород  в  Западной  Сибири.  Составлена  автором  по  данным
В.  В.  Баулина,  Е.  Б.  Белопуховой,  Г.  И.  Дубикова,  JI.  М.  Шме¬
лева  (1967);  Г.  Б.  Острого  (1968)  и  материалам  личных  наб¬
людений.
 /.  Северная  зона:  а  —  подзона  полигональных  мерзлых  толщ;
б  —  подзона  эпигенетических  мерзлых  толщ.
 //.  Центральная  зона:  а—  подзона  эпигенетических  мерз¬
лых  минеральных  грунтов  и  торфяников;  б  —  подзона  эпигене¬
тических  мерзлых  торфяников.
 III. 	Южная  зона.
 IV. 	Зона  распространения  реликтовых  просадочных  форм
рельефа  и  псевдоморфоз  по  ледяным  клиньям  в  отложениях
плейстоцена.
 Жильно-полигональный  рельеф:  1  а  —  стадии  роста,  1б~
стадии  консервации,  1  в  —  стадии  разрушения,  1  г  —  стадии
остаточной;  2  —  плоскобугристые  торфяники;  За  —  гидролак¬
колиты,  5  6  —крупнобугристые  торфяники;  4—  современный
термокарст;  5  —  реликтовый  термокарст;  6  —  псевдоморфозы
по  ледяным  клиньям;  7—криотурбации;  5  —область  высоко¬
льдистых  отложений,  где  геоморфологические  уровни  сохрани¬
ли  первоначальную  высоту,  но  при  протаивании  высота  их  мо¬
жет  понизиться  на  5—10  м\  0  —  область,  где  высота  уровней
изменилась  в  результате  протаивания  пород;  10--  область,  в
которой  высота  уровней  не  изменилась

Глубина  залегания  и  мощность  многолетнемерзлых  пород
в  Кеть-Тымском  междуречье
 cf
 в
 •=;
 со
 е-
 8
 Is
 о
 <я  5
s  о
 S  я
 «В*
 <о5
 ниж
-вамэ  9^
 со
 V
 СО
 Он
 <и
 н
 к
 со
 Я
 X
 <и
 ■8
 °  £
со  °
 СО
 ч
с
к
со
 я  2
*  £
<и  Л
S  *  й
 is  s
 о  5 	5>
 с  ф  £
 5  4  2.
 fe  I
 о
 ^  о  CQ
 00
 г^Г
 ю
 н
 Я,
 S;
 -  «м 	2 	-  *М
 Cu^  MS  Он5>
8=  gb
ffl 	ffl 	ffl
 8
 О  ф  О  Ф  О)  Oi
со|  со  —  см  —
 •Я
 3
 я
 •я
 в  s
 1§
я  °
 <1>  .
Я"  О.
||
С  о
 Я
 "А
 Я
 О
 4
о,
 05
 •  н
 5  £
о.  Э
 <и  ч
 °  3
 в  s
 “  5
 со  lO
 Q.Tf
 С  А
 Я
 0
 О
 ч
 си
 °5
 •  Н
t_
 О)  <D
&Э
\о  2S
ш
 •Я  S
 3  £
я
 со  со
 O.LO
 С  Я
 X
 о
 си
 >»
 и  •=;
<и  со
 я  к
-  *0
 2  S
 X
 О
 СО
 Он
 си
 s
 •Я
 о
 Bt  Я
сою
 3=0
 8
 СО  О) 	CD
 in 	csf 	со 	ор 	об- 	LO
 со 	—« 	СМ 	СО 	Г" 	щ
 CM 	CSJ 	CSJ 	—. 	— 	_
 о>
 со
 •5  *
 Л  J3
 я  ь
 СО  и
CU  >»
 а  >*
 ю
 <и
 Он
 m  *
 я
 <и  ю
»=;-
 2
 S
 «
 и:
 Ю
 1/5
 я
 Я
 •я
 •я
 >»
 о
 о
 fc*
 0)
 *
 к
 я
 <и
 £
 я
 <и
 *
 СО
 С
 СО
 а>
 <и
 си
 со
 ¥
 я
 си
 fr-
 и
 >»
 си
 о>
 си
 н
 и
 О
 си
 <и
 X
 я
 я
 3*
 У
 а>
 о
 У
 си
 о
 ей
 с
 ис
 с
 ис
 см
 <м
 со
 1в7

Районирование  криолитозоны
 Многолетнемерзлые  породы  учитывались  в  первых  попыт¬
ках  подразделения  России  в  климатическом  отношении  на
4  полосы:  самую  холодную,  холодную,  умеренную  и  теплую
или  южную  (Зябловский,  1807).  В  первой  полосе  в  Сибири,  к
северу  от  68°  с.  ш.,  «не  только  нет  никаких  деревьев  и  растет
только  ивовый  сланец  и  другой  кустарник,  но  и  лед,  под  мохо¬
выми  тундрами  лежащий,  едва  растаивает  среди  лета  на  пол-
аршина».  П.  А.  Словцов  характеризовал  тундровую  полосу  как
равнину  «из  земляной  иловатой  настилки,  лежащей  на  оледе¬
нелой  подпочве..,  где  прозябают  мхи,  травы,  уродливые  де¬
ревца,  цепенеющие  в  пигмейском  росте  от  тощей  почвы»  (1838,.
1886,  стр.  XIII).  П.  А.  Словцов  особо  подчеркивал,  как  один
из  важнейших  признаков  районирования,  наличие  в  северной
полосе  оледенелой  подпочвы.  Это,  пожалуй,  первые  попытки
выделения  самой  области  вечной  мерзлоты.  Однако  ее  райони¬
рование  дано  М.  И.  Сумгиным  лишь  в  1937  г.  На  севере  Запад¬
ной  Сибири  он  выделяет:  1)  область  сплошной  вечной  мерзлоты;
2)  область  вечной  мерзлоты  с  наличием  таликов  и  3)  область
островов  вечной  мерзлоты  среди  талых  пород.  Это  райониро¬
вание  осуществлено  по  типам  географического  распростране¬
ния  многолетнемерзлых  пород.
 Наиболее  географическим  и  детальным  было  подразделе¬
ние  области  вечной  мерзлоты,  выполненное  А.  И.  Поповым
(1953),  который  выделяет: 	1) 	северную 	мерзлотную 	зону,
 включающую  тундровую  подзону  со  сплошной  вечной  мерзло¬
той,  и  лесотундровую  подзону,  где  мерзлота  почти  сплошная;
2)  южную  мерзлотную  зону,  которая  подразделяется  на  севе¬
ротаежную  подзону  с  островной  вечной  мерзлотой  и  на  бугри-
стоторфяниковую  подзону,  где  она  встречается  только  в  торфя¬
ных  буграх.  Районирование  построено  с  учетом  физико-геогра-
фических  условий,  в  которых  располагаются  многолетнемерз¬
лые  породы.  Однако  оно  приемлемо  только  для  верхних  слоев
многолетнемерзлых  пород.
 Открытие  глубокозалегающих  многолетнемерзлых  пород
позволило  автору  в  Западной  Сибири  выделить  следующие
три  широтные  зоны  (Земцов,  1958  а,  1960,  1961).
 1. 	Севернее  Полярного  круга  имеется  сплошной  массив
многолетнемерзлых  пород  мощностью  более  300—350  м.  Фор¬
мирование  его  охватывало  длительный  промежуток  времени  и
продолжается  сейчас,  ибо  современный  климат  Заполярья
способствует  промерзанию  пород  на  значительную  глубину.
 2. 	Примерно  между  Полярным  кругом  и  62°  с.  ш.  развиты
два  многолетнемерзлых  слоя:  нижний,  залегающий  на  глубине
60—100  м  и  связанный,  по-видимому,  с  похолоданием  в  пос¬
леднюю  или  предпоследнюю  ледниковую  эпоху,  и  верхний,
образовавшийся  в  голоцене  во  время  некоторого  похолодания,
начавшегося  вслед  за  термическим  максимумом.  С  последним
 188

связано  глубокое  протаивание  многолетнемерзлых  пород.
Южная  граница  последних,  показываемая  на  картах,  соответ¬
ствует  только  границе  верхнего  слоя.
 3. 	Южнее  62°  с.  ш.  и  примерно  до  60°30'  с.  ш.  многолетне¬
мерзлые  породы  залегают  на  глубине  100—200  м  и  более.  Эта
толща,  равно  как  и  нижняя  толща  второй  зоны,  реликтовая.
Многолетняя  мерзлота  здесь  деградировала,  оставив  следы  в
отложениях  и  формах  рельефа.  Ее  южная  граница,  на  основе
новых  данных,  проводится  по  58°  с.  ш.
 Сопоставление  выделенных  автором  зон  с  мерзлотными
зонами  А.  И.  Попова  показывает,  что  они  в  общих  чертах  сов¬
падают.  Первая  зона  примерно  совпадает  с  тундровой  подзо¬
ной  северной  мерзлотной  зоны  А.  И.  Попова.  Вторая  зона
двухслойного  распространения  многолетнемерзлых  пород
охватывает  площадь  лесотундровой  подзоны  и  южной  мерз¬
лотной  зоны.  Третья  зона  с  глубокозалегающей  реликтовой
мерзлотой  соответствует  зоне  перелетков  и  редких  мелких
участков  с  поверхностной  мерзлотой.  Итак,  мерзлотные  зоны,
выделенные  по  площади  распространения  и  по  вертикальному
разрезу,  совпадают  и  накладываются  друг  на  друга.
 Для  криолитозоны  Западной  Сибири  характерна  отчетливо
выраженная  широтная  зональность,  которая  связана  с  клима¬
том.  В  плейстоцене  и  голоцене  климат  неоднократно  изменял¬
ся,  обусловливая  смещение  зон  и  их  границ  с  юга  на  север  и
с  севера  на  юг.  Выделенные  автором  мерзлотные  зоны  с  уче¬
том  вертикального  строения  толщи  не  обязательно  должны
совпадать  с  современной  географической  зональностью.  Для
показа  рельефообразующей  роли  многолетней  мерзлоты  необ¬
ходимо  прежде  всего  учитывать  распространение  ее  с  поверх¬
ности  и  выделять  «подзоны»,  которые  лучше  соответствуют
современной  природной  зональности.  Однако  рельефообразую¬
щая  роль  была  присуща  и  более  древней  «реликтовой»  мерз¬
лоте,  которая  сохранилась  на  значительных  глубинах,  а  ее
следы  не  только  запечатлены  в  отложениях,  ранее  находив¬
шихся  в  мерзлом  состоянии,  но  и  в  формах  рельефа.  Правда,
последние  не  отличаются  «свежестью»  и  нередко  трудно  рас¬
познаваемы,  тем  не  менее  их  значения  нельзя  недооценивать.
 В  работах  В.  Н.  Андреева  (1936,  1955),  Ю.  Ф.  Андреева
(1960),  И.  Я.  Баранова  (1965),  В.  В.  Баулина  (1959,  1962),
 В. 	В.  Баулина,  Е.  Б.  Белопуховой  и  Г.  И.  Дубикова  (1967,
1968),  М.  Н.  Бойцова  (1961,  1963),  Б.  Н.  Городкова  (1928,
1932,  1950),  А.  А.  Земцова  (1958  а,  1960, 	1961, 	1972  д,  е),
 Н. 	Я.  Кац  (1939),  С.  П.  Качурина  (1947,  1961),  Л.  Ф.  Куницы¬
на  (1958),  Г.  Б.  Острого  (1962,  1968),  А.  И.  Попова  (1953,
1958,  1959,  1962  и  др.),  Н.  И.  Пьявченко  (1955),  В.  Н.  Сакса
(1940,  1948,  1953),  Л.  С.  Хомичевской  (1970)  и  других  иссле¬
дователей  всесторонне  охарактеризована  многолетняя  мерзло¬
та  севера  Западной  Сибири.  Большое  внимание  уделялось
многолетней  мерзлоте  как  одному  из  важных  рельефообра¬
 189

зующих  факторов.  Однако,  отдавая  должное  мерзлотным  про¬
цессам,  следует  отметить,  что  едва  ли  они  могут  решающе
определять  современный  рельеф,  как  это  полагают  некоторые
мерзлотоведы.  Многолетние  исследования  автора  свидетель¬
ствуют  о  том,  что  криогенные  процессы  и  явления  сказались
лишь  в  моделировке  рельефа,  созданного  другими  более  мощ¬
ными  агентами.
 Устанавливается  очень  тесная  связь  между  характером
распространения  многолетнемерзлых  пород  и  морфологией
поверхности.  Для  каждой  зоны  и  подзоны  свойственны  более
или  менее  определенные  мерзлотные  физико-географические
процессы  или  явления  и  связанные  с  ними  микро-  и  мезофор-
мы  криогенного  рельефа.  К  таким  процессам  относятся:  моро-
зобойное  растрескивание  пород,  развитие  подземных  льдов,
термокарст,  пучение  грунтов  и  солифлюкция.  Эти  процессы
развиваются  на  севере  Западной  Сибири  почти  повсеместно,
однако  для  каждой  зоны  наиболее  характерны  и  преобладают
формы  рельефа,  связанные  с  каким-либо  одним  или  двумя  до¬
минирующими  процессами.  В  распределении  микро-  и  мезо-
форм  криогенного  рельефа  достаточно  отчетливо  намечается
широтная  зональность.  Так,  например,  с  морозобойной  трещи¬
новатостью  грунтов  связано  образование  жильно-полигональ-
ного  рельефа,  в  развитии  которого  выделяется  четыре  стадии:
роста,  консервации,  разрушения  и  остаточная  (Втюрин,  1956).
Приуроченность  жильно-полигонального  рельефа  к  определен¬
ным  зонам  связана  с  этими  стадиями  его  развития.  Рельеф
стадии  роста  исключительно  широко  распространен  в  первой
(северной)  зоне,  рельеф  стадии  консервации  ледяных  жил  —
в  основном  на  севере  второй  (центральной)  зоны,  а  конечной
стадии  развития  ледяных  жил  —  в  центральной  и  третьей
(южной)  зонах.
 Формы  рельефа,  связанные  с  процессами  пучения  грунтов,
также  зональны.  Для  центральной  зоны  очень  характерны
крупнобугристые,  а  для  северной  —  плоскобугристые  торфяни¬
ки.  Термокарст  имеет  место  в  северной  зоне,  но  лишь  южнее,
в  центральной  зоне,  он  получает  наибольшее  развитие,  где  в
результате  просадок  и  провалов  грунта  при  вытаивании  линз
льда  образуются  многочисленные  озера.  В  южной  зоне  сохра¬
нились  в  поверхностных  отложениях  лишь  следы  проявления
криогенных  процессов  в  прошлом  и,  главным  образом,  проса-
дочные  формы  рельефа.
 Ниже  описывается  криогенный  рельеф  каждой  из  зон,  гра¬
ницы  которых  показаны  на  рис.  44.
 Мерзлотные  зоны  и  формы  криогенного  рельефа
 Северная  зона  характеризуется  сплошным  распрост¬
ранением  многолетней  мерзлоты.  Ее  нет  под  руслами  крупных
рек  и  ваннами  озер.  Зона  занимает  тундру  и  лесотундру.
 190

В  зоне  исключительно  разнообразны  микро-  и  мезоформы
рельефа,  связанные  с  морозной  трещиноватостью  грунтов.
Последней  благоприятствуют  низкие  зимние  температуры,,
большая  продолжительность  действия  морозов  на  поверхности
тундр,  незначительная  высота  снежного  покрова  и  сдувание
его  ветром,  сильная  влажность  грунтов  и  отсутствие  расти¬
тельности.  Морозная  трещиноватость  охватывает  50—60%,  а
местами  до  80%  всей  площади  тундр  (Городков,  1950;  Андре¬
ев,  1955).
 Морозобойное  растрескивание  грунтов  с  образованием  по¬
лигонов  сопровождается  ростом  ледяных  жил,  поэтому  рельеф
называется  жильно-полигональным.  По  данным  В.  В.  Баули¬
на,  объемная  льдистость  отложений  аккумулятивных  равнин,
примерно  к  северу  от  68°  с.  ш.,  достигает  60—70%,  а  мощность
горизонта  с  высоким  содержанием  льда  колеблется  от  5  до
15  м.  При  таянии  поверхность  может  понизиться  на  5—10  м.
Отсюда  очевиден  его  возможный  геоморфологический  эффект.
 Типичен  для  зоны  жильно-полигональный  рельеф  стадии
роста  ледяных  жил.  Размеры  полигонов  колеблются  от  1—2  м
до  10  м  и  более,  а  глубина  трещин  достигает  1  м  при  ширине
около  0,3  м.  Полигоны  имеют  правильную  геометрическую
форму.  Трещины  местами  рассекают  метровую  толщу  торфа,
достигая  льдистого  минерального  грунта.  В  бассейне  р.  Бол.
Хеты  в  таких  трещинах  автором  обнаружены  ледяные  клинья.
Полигональные  системы  трещин  образуют  различной  величи¬
ны  и  формы  многоугольники.  На  междуречье  pp.  Таза  и  Туру¬
хана,  севернее  Полярного  круга,  с  самолета  видны  трещины,
которые  расчленяют  тундры  и  лесотундры  на  крупные  полиго¬
ны  до  1  км  в  диаметре.  Они  прослеживаются  на  аэрофотосним¬
ках.  Центральные  части  таких  полигонов  заняты  массивами
торфа,  которые,  в  свою  очередь,  разбиты  трещинами  на  много¬
угольники  меньших  размеров  до  30—40  м  в  диаметре.  Они
именуются  плоскобугристыми  тундрами.  При  наземных  иссле¬
дованиях  видны  на  плоских  и  лишенных  растительности  вер¬
шинах  бугров  трещины,  образующие  очень  мелкие  многоуголь¬
ники.  Их  диаметр  не  превышал  0,5—1  м,  а  стороны  —  20  см.
 Стороны  крупных  полигонов  представляются  в  виде  вытя¬
нутых  заболоченных  понижений  с  «окнами  воды».  Эти  пони¬
жения  обычно  окаймляются  редколесьем  из  лиственницы  или
зарослями  кустарников.  Образование  полигонов  связано  с
морозной  трещиноватостью  грунтов.  Однако  трещины  в  на¬
стоящее  время  сильно  завуалированы.  После  вытаивания
льдов  продолжалось  расширение  трещин  в  связи  с  повторным
замерзанием  воды  в  них.  В  результате  на  месте  бывших  тре¬
щин  видны  вытянутые  коленчатые  понижения,  образующие
крупные  замкнутые  полигоны.  Последние  часто  определяют
рисунок  развивающейся  гидросети.  По  трещинам,  ориентиро¬
ванным  по  склону  к  реке,  происходит  развитие  оврагов.  На
аэрофотоснимках  видна  хорошо  развитая  гидросеть  с  колен¬
 191'.

чатыми  изгибами  речек,  система  которых  образует  сеть  поли¬
гонов  различной  величины  (рис.  45).  Полигоны  приурочены  к
южной  окраине  северной  зоны,  а  местами  наблюдались  и  в
центральной.  Этот  жильно-полигональный  рельеф  скорее  всего
находится  в  стадии  консервации  ледяных  жил  или  стадии  их
вытаивания.
 I
 I
 Рис.  45.  Морозная  трещиноватость  и  речная  сеть  в  тундре
 Крупные  трещинные  полигоны  являются  здесь  реликтовы¬
ми  образованиями,  возникшими  при  более  суровом  климате.
Это  подтверждается  их  морфологией  и  распространением  на
разновозрастных  поверхностях.
 Намечается,  таким  образом,  градация  трещинных  полиго¬
нов.  Наиболее  крупные  из  них  достигают  в  диаметре  несколько
сот  метров,  а  местами  и  до  километра.  Кроме  наблюдаемых
автором,  такие  крупные  полигоны  описаны  А.  И.  Поповым
(1958)  в  бассейне  нижнего  течения  р.  Оби  и  в  Большеземель-
ской  тундре.  В  эти  крупные  полигоны  вписываются  значитель¬
ные  по  размерам  —  порядка  40—50  м  в  диаметре.  Наконец,  на
торфяных  буграх  и  минеральных  грунтах  давно  установлены
трещины,  образующие  мелкие  полигоны.
 На  междуречье  правых  притоков  р.  Таза  и  левых  притоков
Бол.  Хеты  автором  описаны  «пятнистые  тундры»,  представ¬
ляющие  поверхности  с  большим  количеством  голых  глинистых
пятен  округлой  и  продолговатой  формы.  Эти  пятна  диаметром
до  0,5  м  окружены  мохово-лишайниково-кустарничковой  рас¬
тительностью.  Поверхность  их  выпуклая  и  часто  покрыта  мел¬
кой  галькой  и  щебнем  по  периферии.  В  1967  г.  автором  встре¬
чены  подобные  пятна  на  равнине,  расположенной  между  Цент¬
 192

ральным  и  Северным  Советскими  озерами.  В  верховьях
р.  Лодочной,  левого  притока  Бол.  Хеты,  на  пологоволнистой
поверхности  пятна  до  1  м  в  диаметре  располагаются  среди
травянисто-моховой  и  лишайниковой  растительности  и  состоят
из  мелкозернистого  глинистого  песка.  На  этих  пятнах  галек  не
встречено.  Видимо,  генезис  их  отличается  от  описанных  выше
и  тесно  связан  с  эоловым  фактором.  Сдувание  ветром  снега  с
повышений  рельефа  способствовало  уничтожению  раститель¬
ности  и  образованию  морозобойных  трещин.  И  в  том,  и  в  дру¬
гом  случае  последние  определяли  в  какой-то  мере  развитие
пятен.
 Вопрос  о  генезисе  пятнистой  тундры  или  медальонного
микрорельефа  (Драницын,  1914)  до  сих  пор  остается  дискус¬
сионным.  В.  Н.  Сукачев  (1911),  изучавший  пятнистую  тундру
в  низовьях  р.  Оби,  объясняет  ее  образование  в  начале  зимнего
промерзания  деятельного  слоя.  Грунт,  зажатый  между  много¬
летней  мерзлотой  и  слоем  сезонного  промерзания,  испытывает
значительное  давление,  вызывающее  или  пучение  верхнего
мерзлого  грунта,  или  образование  в  нем  трещин,  что  приводит
к  излиянию  разжиженного  грунта  и  созданию  глинистого  пят¬
на.  Подобные  взгляды  высказывались  Д.  А.  Драницыным
(1914),  М.  И.  Сумгиным  (1927)  и  др.
 Собранные  автором  материалы  не  укладываются  в  рамки
только  этой  теории.  Не  всегда  под  разжиженным  глинистым
пятном  погребена  растительность,  что  должно  было  бы  иметь
место.  Излияние  грунта  здесь  если  и  происходило,  то  уже  на
голую  поверхность.  Следовательно,  пятно  существовало  до
излияния  грунта  по  трещинам.  Поэтому  более  обоснован  в
данном  случае  взгляд  Б.  Н.  Городкова,  объяснявшего  генезис
пятен  и  полигональных  почв,  лишенных  растительности,  влия¬
нием  сильных  зимних  ветров,  сдувающих  снег  и  корродирую¬
щих  растительность.  Морозная  же  трещиноватость  лишь  спо¬
собствует  разрушению  растительного  покрова  на  выпуклых
участках  между  трещинами.  Однако  теория  Б.  Н.  Городкова
не  в  состоянии  объяснить  возникновение  глинистых  пятен,
окаймляющихся  каменным  материалом.  Здесь  несомненно  на¬
личие  динамических  напряжений,  которые  вместе  с  тем  и  соз¬
дают  выпуклую  форму  пятна.  Поэтому  ряд  исследователей
объясняют  генезис  пятен  смешанным  путем  (Григорьев,  1925;
Шевелева,  1952;  Попов,  1953).  Ю.  В.  Мудров  (1958)  связывает
первоначальное  зарождение  пятен  с  трещинами  усыхания,
образующими  полигональную  решетку  с  диаметром  ячей  20—
40  см.  В  дальнейшем  развитии  пятен  принимают  участие  меха¬
нические  напряжения,  возникающие  при  замерзании  воды,
ветры,  способствующие  отмиранию  растительности,  и  другие
факторы.
 Мерзлотоведы,  изучавшие  пятна  —  медальоны  по  трассе
Тазовское  —  Норильск,  пришли,  по  мнению  автора,  к  более
правильному  заключению,  что  пятна  —  «проявление  сложного
 13  Заказ  2770
 193

комплекса  природных  процессов,  включающих  морозобоиное
растрескивание,  сезонное  промерзание  и  протаивание  с  сопут¬
ствующими  явлениями  пучения,  дифференциации  вещества,
миграции  влаги,  в  совокупности  обусловливающих  специфи¬
ческие  для  них  условия  почвообразования»  (Втюрин  и  др.,
1969,  стр.  118).
 Глинистые  пятна,  окаймленные  бордюром  из  каменного
материала,  наблюдались  автором  в  1954  и  1967  гг.  на  холми¬
стых  моренных  возвышенностях  в  районе  озер  Советских.  Одни
имеют  отчетливо  выраженный  пояс  камней  вокруг  глинистого
пятна,  в  других  этот  процесс  дифференциации  еще  недостаточ¬
но  проявился:  камни,  правда  в  меньшем  числе,  имеются  и  на
глинистом  пятне.  И.  С.  Щукин  (1964)  связывает  подобные
формы  микрорельефа  с  морозной  сортировкой  грунта.  Раскоп¬
ки  пятен  показали,  что  каменный  материал  расположен  беспо¬
рядочно  в  глинистой  морене  и  лишь  у  самой  поверхности,  на
глубине  0,3—0,4  м,  наблюдается  дифференциация  материала,
т.  е.  камни  и  галька  сосредоточены  по  периферии  пятна,  а  его
центральная  выпуклая  часть  лишена  их.  Очевидно,  что  пятна
с  полной  дифференциацией  материала-образования  более  зре¬
лые,  в  других  —  эта  дифференциация  находится  еще  в  стадии
продолжающегося  развития.  Эти  образования  сходны  с  ка¬
менными  многоугольниками,  изученными  И.  Н.  Гладциным
(1936)  в  тундрах  севера  Русской  равнины.
 Генезис  каменных  многоугольников  до  сих  пор  остается
спорным.  Предложен  не  один  десяток  гипотез,  критический
анализ  которых  дан  И.  Н.  Гладциным  (1928,  1936),  С.  П.  Ка-
чуриным  (1950),  И.  С.  Щукиным  (1964),  А.  Л.  Уошборном
(Washburn,  1956).
 Изученные  автором  в  районе  озер  Советских  глинистые  пят¬
на,  окаймленные  каменными  бордюрами,  связаны  с  неодно¬
родными  валунными  суглинками,  которые  периодически  под¬
вергаются  процессам  промерзания  и  протаивания.  Эти  процес¬
сы  приводят  к  сортировке  неоднородных  суглинков  и  выпира¬
нию  каменного  материала  на  поверхность.  Грунт,  расположен¬
ный  под  камнями  до  глубины  0,5  м,  не  содержит  их.  На  этом
процессе,  известном  из  практики,  основывается  теория  Хегбо-
ма,  дополненная  Хамбергом.  При  условии  многократного  по¬
вторения  процессов  замерзания  и  оттаивания  грунта  сортиру¬
ется  материал  и  возникают  каменные  многоугольники.  Очи¬
щение  поверхности  глинистых  пятен  от  камней  происходит  в
результате  образования  во  время  мороза  на  поверхности  и  пер¬
пендикулярно  к  ней  ледяных  стебельков  и  столбиков.  Посколь¬
ку  пятна  выпуклые,  то  эти  ледяные  образования  могут  припод¬
нимать  камни  и  по  наклону  сдвигать  их  от  центра  к  периферии,
где  они  и  скапливаются  в  виде  бордюра.  Более  сложные  ледя¬
ные  образования,  представленные  несколькими  ярусами  гори¬
зонтальных  пластинок,  приподнятых  над  почвой,  наблюдала
Е.  М.  Карагодина  (1959)  в  Большеземельской  тундре.
 194

В  описываемой  зоне  менее  широко  развиты  формы  рель¬
ефа,  связанные  с  процессами  пучения  грунтов.  Эти  формы  по
условиям  их  возникновения  делятся  на  три  группы:  1)  бугры
пучения,  образовавшиеся  при  промерзании  замкнутых  таликов
без  подтока  воды  извне;  2)  бугры  пучения,  возникшие  на  ме¬
стах  разгрузки  напорных  подземных  вод;  3)  пучинные  образо¬
вания,  сформировавшиеся  в  результате  миграции  воды  из  не¬
глубоко  залегающих  водоносных  горизонтов  к  фронту  промер¬
зания.  Первые  две  группы  по  морфологии  относятся  к  буграм
пучения,  а  третья  —  к  пучинным  образованиям  (Баулин,  Бело¬
пухова  и  др.,  1967).
 Гидролакколиты  или  булгунняхи  встречаются  в  северной
зоне  редко,  но  они  хорошо  выражены  морфологически.  Высота
их  достигает  20—30  м  с  диаметром  в  основании  до  120—150  м.
Они  известны  на  южном  и  среднем  Ямале,  в  Приенисейском
Заполярье  (Андреев,  1936;  Сакс,  1940),  в  бассейне  р.  Бол.  Хе¬
ты  (Рябухин,  1938),  на  Гыдане.  Крупные  бугры  пучения  обра¬
зуются  в  настоящее  время  лишь  в  северной  зоне.  Несколько
крупных  бугров  пучения  наблюдал  автор  юго-западнее  оз.  Со¬
ветского,  в  верховьях  Бол.  Хеты,  на  водоразделе  pp.  Мессо  и
Таза.  Эти  бугры  чаще  всего  реликтовые  и  располагаются  в
осушенных  котловинах  термокарстовых  озер  —  хасыреях.  Буг-
ры  пучения  второй  группы  известны  на  юге  северной  зоны  в
пределах  молодых  тектонических  поднятий.  Таковы  бугры  в
бассейне  р.  Ярудей,  на  Орлинской  структуре  (Минаев,  1963)  г
а  также  сопка  Парны-Седе  (Андреев,  1960).  Они,  видимо,  при¬
урочены  к  выходам  напорных  подземных  вод.  Пучинные  обра¬
зования  в  этой  зоне  представлены  преимущественно  плоско¬
бугристыми  торфяниками.
 Микроформы  рельефа,  связанные  с  солифлюкционными
процессами,  наблюдаются  в  основном  по  берегам  рек  и  озер.
Водораздельные  пространства,  отличающиеся  сравнительной
равнинностью  и  заболоченностью,  не  благоприятны  для  раз¬
вития  солифлюкции  (Попов,  1953).  Несколько  преувеличивает
значение  солифлюкции  Ю.  Н.  Кулаков  (1959),  принимая  ее  за
один  из  важнейших  факторов  денудации  на  Ямале,  Гыдане  и
в  низовьях  Енисея,  где  солифлюкционные  валы,  гряды  и  терра¬
сы  приурочены  обычно  к  склонам  долин  и  холмов.
 На  междуречьях  северо-востока  равнины  не  отмечено  за¬
метного  проявления  солифлюкции.  Лишь  на  склонах  моренных
холмов  в  верховьях  pp.  Бол.  Хеты,  Турухана  и  северных  пра¬
вых  притоков  р.  Таз  в  связи  с  таянием  льдистых  грунтов  и
линз  льда  оползает  разжиженный  грунт.  Образуются  каропо¬
добные  углубления  до  10—15  м  в  диаметре,  открытые  в  сторо¬
ну  понижающегося  склона,  где  еще  в  июне  сохраняется  снег,
который  способствует  их  дальнейшему  росту.  По  берегам
pp.  Лодочной,  Покойницкой,  Осетровой,  а  также  притоков
верхнего  Турухана  часто  встречаются  овраги  кароподобной
формы,  по  склонам  которых  сползает  разжиженная  глина  с
 13*
 195

валунами,  а  местами  —  блоки  глин  и  суглинков  вместе  с  дер¬
ниной  и  деревьями.  На  этих  склонах  можно  наблюдать  «пья¬
ный  лес»,  а  у  основания  обнажений  —  веерообразные  массы
вязкой  глины,  далеко  внедряющиеся  в  реку.  Иногда  на  задер¬
нованных  склонах  параллельно  им  видны  глубокие  и  длинные
трещины  или  солифлюкционные  валы  дугообразной  формы.
 Интересное  явление  автор  наблюдал  в  августе  1948  г.  в
низовьях  р.  Пура  у  фактории  Ивай-Сале.  После  сильного  дож¬
дя,  вызвавшего  интенсивное  таяние  мерзлых  грунтов  и  пере¬
увлажнение  деятельного  слоя,  произошло  сползание  грунта  со
скоростью  20  см/сутки  вместе  с  постройками.  Подобные  явле¬
ния  известны  по  берегам  других  рек  северной  зоны  и  скорее
всего  они  связаны  с  быстрым  солифлюкционным  течением.
 Катастрофическими  могут  быть  последствия,  вызванные  на¬
рушением  дернового  покрова  при  строительстве.  Увеличивает¬
ся  глубина  протаивания  пород,  содержащих  лед.  Породы  пере¬
ходят  в  плывунное  состояние  и  быстро  сползают  по  склону,
например,  у  пос.  Ермакова  на  р.  Енисее  (Толстов  и  Яковлев,
1962).
 Образованные  таким  образом  формы  относятся  к  типу
форм  быстрой  солифлюкции  или  сплавов  (Каплина,  1965).
Сплавы  разжиженных  грунтов  по  склонам  крутизною  от  2  до
7°  установлены  на  Таз-Енисейском  междуречье.  Интенсивность
сплавов  и  здесь  связывается  с  дождями.  Отмечены  потоки
грунта,  имеющие  вытянутую  в  виде  языка  форму  и  достигаю¬
щие  30—50  м  в  длину  при  ширине  до  5—10  м  и  мощности  до
нескольких  десятков  сантиметров  (Втюрин  и  др.,  1969).  Фор¬
мы  рельефа  подобного  типа  описаны  в  низовьях  р.  Оби  (Гера¬
симова,  1960),  на  Ямале  (Кулаков,  1959).
 Термокарст  на  крайнем  севере  зоны  развит  слабо,  хотя
льдистость  пород  у  поверхности  здесь  наибольшая  и  возникают
достаточно  глубокие  трещины.  Причинами  являются  прежде
всего  низкая  температура  мерзлой  толщи  и  большая  глубина
промерзания  пород.  Активнее  развиваются  термокарстовые
процессы  на  юге  зоны  по  буграм  и  площадям  пучения,  образуя
небольшие  озера.
 В  тундре  встречаются  прямоугольные  термокарстовые  впа¬
дины  глубиною  до  0,5—0,7  м  и  размерами  сторон  до  15—20  м.
Это  разрушающиеся  полигоны.  Более  широко  развит  термо¬
карст  в  крупных  депрессиях.  Например,  в  Туруханской  впади¬
не  сосредоточено  обилие  термокарстов.ых  озер.  Они  имеют
округлую  или  фестончатую  форму  и  глубину  до  2—4  м.  По
крутым  и  обрывистым  берегам  часто  вскрываются  льдистые
грунты  или  линзы  льда.  При  дальнейшем  тепловом  и  динами¬
ческом  воздействии  озерной  воды  на  берега  не  только  увеличи¬
вается  площадь  озер,  но  последние  одновременно  принимают  в
конце  концов  округлую  форму.  Озера  приурочены  к  поверх¬
ностям,  сложенным  более  глинистыми  и  суглинистыми  порода¬
ми  со  значительной  льдистостью.  Поэтому  озера  можно  встре¬
 196

тить  на  пологих  склонах  и  плоских  равнинах,  в  понижениях
между  холмами.  Уровни  даже  соседних  озер  имеют  различные
отметки,  а  над  уровнем  рядом  протекающей  реки  они  возвы¬
шаются  на  несколько  метров.  Типичные  термокарстовые  озера
автор  встретил  в  1970  г.  к  западу  от  оз.  Маковского.
 Таким  образом,  на  юге  этой  зоны  термокарстовая  перера¬
ботка  рельефа  охватывает  различные  геоморфологические
уровни.  Но  наиболее  интенсивна  она  в  заболоченных  пониже¬
ниях  рельефа,  где  в  отложениях  много  льда.  Существенно  ска¬
зывается  в  развитии  термокарста  эрозия  речек.
 Центральная  зона  занимаем  площадь,  северная  гра¬
ница  которой  примерно  соответствует/Полярному  кругу,  а  юж¬
ная—  совпадает  с  границей  современной  многолетней  мерзло¬
ты.  Зона  делится  на  две  подзоны:  1)  эпигенетических  мерзлых
минеральных  грунтов  и  торфяников  и  2)  эпигенетических
мерзлых  торфяников  (Баулин,  Белопухова  и  др.,  1967). 	,
 Формы  криогенного  микро-  и  мезорельефа  в  этой  зоне  бо¬
лее  разнообразны.  Но  в  отличие  от  северной  зоны  здесь  наи¬
более  широко  распространены  современные  и  реликтовые  тер¬
мокарстовые  формы  рельефа.  Первые  в  центральной  зоне  рас¬
пространены  широко  и  развиваются  преимущественно  по
сегрегационным  льдам  на  различных  геоморфологических
уровнях,  в  том  числе  и  на  поймах  речных  долин.  Термокарст
развивается  в  озерно-болотных  отложениях,  включающих
мощные  торфяники.  В  центре  полигонов  возникают  мелкие
озерки,  которые  позднее  сливаются  с  соседними,  образуя  более
крупные  озера.  Однако  для  зоны  характерны  реликтовые  тер¬
мокарстовые  формы  рельефа,  которые  не  всегда  можно  отли¬
чить  от  своевременных.  Нередко  они  накладываются  друг  на
друга.  К  реликтовым  автор  относит  многие  озера  и  хасыреи.
Только  в  бассейне  р.  Пура,  который  почти  полностью  входит  в
центральную  зону,  насчитывается  свыше  85  тыс.  озер.  Из  них
83,5  тыс.  (или  98%)  приходится  на  озера,  площадь  зеркала
которых  менее  1  км2.  Значительная  часть  этих  озер  имеет,  не¬
сомненно,  термокарстовый  генезис  и  относится  как  к  реликто¬
вым,  так  и  современным.  Они  приурочены  к  озерно-аллюви¬
альным  и  ледниково-морским  равнинам,  высоким  надпоймен¬
ным  террасам  и  поймам  в  долинах  рек.
 На  озерах,  расположенных  в  междуречье  Надыма  и  Пура,
Пура  и  Таза,  Таза  и  Турухана,  наблюдается  интенсивное  раз¬
рушение  берегов  и  оползание  талых  грунтов  по  склонам.  В
прибрежной  полосе  видны  засохшие  стволы  деревьев,  погру¬
женные  в  воду.  Встречаются  они  и  в  центре  озерных  котловин,
что  объясняется  разрушением  островов  под  влиянием  тепловой
абразии  и  динамического  воздействия  ветровых  волн  на  бере¬
га  озер.  Когда  озера  попадают  в  состав  речной  сети  и  вода  из
них  сбрасывается  речками,  то  возникают  осушенные  заболо¬
ченные  котловины  (хасыреи).  Размер  последних  различен,  и
они  прекрасно  выделяются  на  снимках  (рис.  46).  На  поверх-
 197

Рис.  46.  Термокарстовые  озера  и  хасыреи
 198

ности  озерно-аллювиальной  равнины  размеры  хасыреев  дости¬
гают  до  2—4  км  в  диаметре.  Берега  их  не  превышают  3  м.  Мес¬
тами  на  их  дне  расположены  более  мелкие  озера  серпообраз¬
ной  или  кольцевой  формы.  Возникли  они  как  следствие  про¬
цессов  пучения  и  термокарста.  Освободившееся  дно  озера
промерзает  повторно,  что  приводит  к  пучению  и  созданию  в
центре  хасырея  овальной  формы  бугров,  по  периферии  кото¬
рых  образуются  серповидные  озера.  В  бассейне  р.  Часельки
наблюдаются  особенно  крупные  хасыреи,  на  дне  которых  хо¬
рошо  видны  остаточные  озера,  плоские  торфяники  в  форме
расплывчатых  караваев  и  небольшие  торфяные  бугры  (Зем¬
цов,  1970).  Гидролакколиты  здесь  очень  редки.  У  них  обычно
слабовыпуклая  вершина,  лишенная  всякой  растительности  и
изобилующая  трещинами,  являющимися  несомненным  приз¬
наком  их  интенсивного  разрушения.  Сосредоточены  гидролак¬
колиты  преимущественно  на  крайнем  севере  описываемой  зо¬
ны,  где  были  благоприятные  условия  для  их  развития:  мощный
деятельный  слой,  скопление  межмерзлотных  и  надмерзлотных
вод,  обилие  таликов,  неравномерное  промерзание  при  незна¬
чительной  высоте  снежного  покрова.  Принимая  гидролакколи¬
ты  за  реликтовые  образования,  многие  исследователи  подчер¬
кивают  их  большое  палеогеографическое  значение  (Андреев,
1936;  Сакс,  1945  а;  Попов,  1953  и  др.).
 Характерны  для  центральной  зоны  пучинные  формы  рель¬
ефа,  которые  образуются  путем  миграции  воды  из  неглубоко
залегающих  водоносных  горизонтов.  Многие  бугры  пучения
приурочены,  например,  к  безлесным  участкам  надпойменных
террас  рек  Надыма  и  Пура.  Высота  овальной  формы  бугров
достигает  5—10  м  при  ширине  50—80  м,  длине  100—150  м  и
крутизне  склонов  20°  (Андреев,  1960).  Торфяные  бугры  мень¬
ших  размеров  наблюдались  автором  в  бассейнах  рек  Пура  и
Таз.  Чаще  высота  их  достигала  2—5  м  при  ширине  основания
до  20  м.  Склоны  выражены  отчетливо  и  покрыты  зарослями
мелкой  кустарниковой  ивы  и  карликовой  березы.  На  вершинах
бугров  видна  система  трещин  различной  глубины  (до  1,5  м)  и
ширины.  Автор  выделяет  два  вида  трещин:  одни  —  морозобой-
ные  трещины  —  создают  правильные  многоугольники,  другие
образуют  концентрические  круги  на  буграх.  Последние  обычно
окружены  водою,  которая  способствует  таянию  линз  льда  в
буграх  и  разрушению  их  с  периферии.  Пласты  торфа  оседают
при  вытаивании  льда,  и  на  склонах  бугров  образуются  кон¬
центрические  трещины.  Своеобразны  в  зоне  кольцевые  формы
микрорельефа,  которые  местами  сохранились  на  вершинах
разрушающихся  бугров.  Генезис  их  таков:  на  торфяных  буграх
с  ледяным  ядром  зимою  сильные  ветры  уничтожают  расти¬
тельный  покров  и  сдувают  торф.  Летом  ледяное  ядро  тает  под
маломощным  слоем  оставшегося  торфа.  На  вершине  возникает
мелкое  озеро,  вокруг  которого  образуется  концентрический
вал.
 -199

В  центральной  зоне  описаны  массивы  крупнобугристых
торфяников.  В  данном  случае  выпучиванию  подвергались  зна¬
чительные  площади.  Крупнобугристые  пучинные  образования
приурочены  к  зоне  несплошного  распространения  многолетне-
мерзлых  пород.  Формирование  такого  типа  торфяников  проис¬
ходило  после  термического  максимума  и  все  они  являются  ре¬
ликтовыми.  Генезис  их,  по  А.  И.  Попову  (1953),  связан  с
миграцией  влаги  в  процессе  промерзания  из  окружающих
отложений.  Некоторые  мерзлотоведы  доказывают,  что  образо¬
вание  этих  пучинных  форм  обусловлено  подтягиванием  влаги
из  нижележащего  водоносного  горизонта.  Не  исключена,  по
мнению  автора,  миграция  влаги  и  с  периферии  бугра  и  из  под¬
стилающего  водоносного  горизонта.
 Менее  широко  распространены  в  зоне  формы  рельефа,  свя¬
занные  с  морозобойным  растрескиванием  пород.  На  севере
зоны  развит  полигонально-жильный  рельеф  стадии  консерва¬
ции  и  вытаивания  ледяных  жил,  что  объясняется  потеплением
климата  (Баулин,  Белопухова  и  др.,  1967).  Рельеф  представ¬
лен  здесь  в  основном  сетью  трещин,  образующих  на  торфяни¬
ках  полигональную  решетку.  По  трещинам  после  таяния  ледя¬
ных  жил  возникают  эрозионные  канавки,  по  которым  стекают
воды.  Канавки  видны  по  берегам  рек  и  озер.
 Наиболее  часто  встречается  в  центральной  зоне  остаточно¬
полигональный  рельеф,  возникающий  на  конечной  стадии
развития  ледяных  жил.  Этот  рельеф  наблюдался  автором  да¬
леко  за  пределами  распространения  не  только  современной
поверхностной  мерзлоты,  но  и  южнее  границы  реликтовой
мерзлоты,  в  частности,  в  бассейне  р.  Васюгана.
 Е.  Б.  Белопуховой  описан  крупноблочный  рельеф  на  Пур-
Тазовском,  Ярудейско-Надымском,  а  автором  —  на  Таз-Ени-
сейском  междуречьях.  Здесь.же  обнаружен  древний  западин-
но-бугристый  рельеф:  полигональные  блоки  размерами  до
50  м,  разбитые  сетью  трещин.  Последние  потеряли  свою  фор¬
му,  превратившись  в  ложбины  глубиною  до  1  —1,5  м  и  шири¬
ною  до  4—5  м.  Следует  заметить,  что  этот  бугристый  рельеф,
представленный  системой  блоков,  напоминает  рельеф  пере¬
веянных  боровых  песков,  который  встречается  на  песчаных
террасах  в  долинах  рек  и  связан,  на  взгляд  автора,  с  эоловыми
процессами.
 Определенную  роль  играло  морозобойное  трещинообразо-
вание  в  создании  крупнобугристых  и  плоскобугристых  торфя¬
ников.  Первые  приурочены  к  центральной  зоне  (Городков,
1928;  Кац,  1948;  Куницын,  1958;  Попов,  1953,  1959;  Пьявченко,
1955;  Баулин,  Белопухова  и  др.,  1967;  Втюрин  и  др.,  1969).
Это  крупные  массивы  торфяников,  которые  выпучены  на  вы¬
соту  до  10—15  м  и  понижениями  глубиною  до  10  м  разбиты  на
блоки.  Их  размер  достигает  100—150  м  и  более.  По  мнению
Е.  Б.  Белопуховой,  эти  блоки  являются  останцами  пучения.  В
свою  очередь,  крупные  бугры  разбиты  сетью  более  мелких
 200

полигональных  канавообразных  борозд.  Видимо,  со  временем
происходит  в  процессе  термокарста  расширение  понижений
между  буграми,  размеры  которых  значительно  сокращаются.
 Плоскобугристые  торфяники  выпучены  на  высоту  не  более
 1—3  м  и  ложбинами  шириною  до  4—5  м  разделены  на  отдель¬
ные  бугры,  диаметр  которых  не  превышает  10—20  м.  Харак¬
терна  для  бугров  плоская  вершина  и  пологие  склоны,  а  в  пла¬
не  они  имеют  вид  полигональной  сетки.  И  первые  и  вторые-
генетически  тесно  связаны.  В  их  формировании  принимали  уча¬
стие  учение,  морозобойное  растрескивание,  термокарст.  Одна-
ко  главным  было  пучение!  Лишь  ti.  И.  Пьявченко  (1955)  при¬
дает  большое  значение  растрескиванию  торфяных  массивов  на
сеть  полигонов  во  время  похолодания,  последовавшего  после
термического  максимума.  Система  трещин  была  использована
водотоками,  расчленившими  массивы  на  изолированные  бло¬
ки.  Последние  позднее  превратились  в  бугры  со  сглаженными
контурами.  Возраст  их  верхнеголоценовый.  К  остаточно-поли¬
гональным  формам  рельефа  относятся  и  многочисленные  тер¬
мокарстовые  озера.
 Итак,  неоднократное  смещение  ландшафтных  зон  во  вре¬
мени,  связанное  с  колебаниями  климата  в  голоцене,  определяло
динамичность  рельефообразующих  процессов.  В  результате  в
зонах,  в  центральной  особенно,  представлено  исключительное
многообразие  форм  криогенного  рельефа,  находящихся  в  раз¬
личных  стадиях  развития.  Одни  формы  являются  реликтовы¬
ми,  другие  —  современными  образованиями.  Распознавать  их
не  так  легко.  Поэтому  границы  зон  по  распространенным  в  их
пределах  формам  рельефа  чрезвычайно  расплывчаты  и  не¬
определенны.  Однако  широтная  зональность  в  целом  намеча¬
ется  сравнительно  ясно  при  учете  строения  и  распространения
здесь  многолетнемерзлых  пород  как  по  площади,  так  и  в  вер¬
тикальном  разрезе.
 Южная  зона.  В  последние  годы  автором  проводились
исследования  в  южной  мерзлотной  зоне,  где  установлены  но¬
вые  массивы  реликтовых  многолетнемерзлых  пород  (Земцов,
Горюхин  и  др.,  1971).
 Располагаясь  на  значительной  глубине,  реликтовые  мерз¬
лые  породы  сейчас  не  оказывают  существенного  влияния  на
формирование  современного  рельефа.  Однако  в  прошлом  их
роль  была  велика.  Свидетелями  былой  многолетней  мерзлоты
в  южной  зоне  являются  не  только  вскрытые  скважинами  ре¬
ликтовые  толщи,  но  и  отрицательные  формы  рельефа  мерзлот*
но-просадочного  генезиса,  а  также  многочисленные  следы
криогенных  явлений  в  отложениях  плейстоцена.  Наконец,
здесь  встречаются  мерзлые  породы  в  виде  «перелетков»,  а
возможно,  и  сохранившиеся  при  благоприятных  условиях
островки  многолетней  мерзлоты.  Например,  Ю.  А.  Львов  на¬
блюдал  в  окрестностях  с.  Среднего  Васюгана,  у  Лисьего  озера,
хорошо  сохранившиеся  остатки  крупных  и  высоких  торфяных
 201

-бугров,  внутри  которых  на  глубине  1  м  породы  мерзлые.  Буг¬
ры  сейчас  разрушаются,  покрыты  «пьяным  лесом»  и  продавле¬
ны  термокарстовыми  воронками.  Торфяники  в  мерзлом  состоя¬
нии  были  обнаружены  автором  в  конце  августа  1959  г.  в  бас¬
сейне  р.  Колик-Егана.  Мерзлые  породы  вскрывались  шурфами
в  основании  нескольких  обнажений  плато,  на  поверхности  ко¬
торого  отмечены  провальные  западины  глубиною  до  1  —1,5  м
и  в  диаметре  до  50  м.  В  разрезах  плато  видны  мерзлотные
клинья.  Подобные  образования  наблюдались  летом  1968  г.  в
бассейнах  Ваха,  Ларь-Егана,  Ильяка  и  других  рек.
 Однако  в  южной  зоне  широко  развит  термокарст.  Деграда¬
ция  многолетней  мерзлоты  сопровождалась  образованием  про-
садочных  форм  рельефа  озерных  котловин.  По  периферии
криолитозоны  сохранились  десятки  тысяч  термокарстовых
озер.  Многие  из  них  спущены  реками  и  превратились  в  болота.
 Наличие  на  больших  глубинах  реликтовой  мерзлоты,  доста¬
точно  подробное  изучение  процессов  рельефообразования  в
условиях  современной  криолитозоны,  где  льдистость  пород
достигает  50%,  подтверждают  термокарстовую  природу  мезо-
форм  рельефа  южной  зоны.
 Мерзлотно-просадочный  рельеф  встречается  и  южнее
58°  с.  ш.  Некоторые  исследователи,  описывая  этот  своеобраз¬
ный  рельеф  в  Нарымском  крае,  давали  ему  неверную  генети¬
ческую  трактовку  (Драницын,  1915;  Кузнецов,  1915;  Ильин,
1930).  Об  этих  формах  рельефа  Р.  С.  Ильин  писал:  «В  южных
подзонах  края  они  выражены  в  такой  степени,  что  на  многих
междуречьях  вряд  ли  можно  найти  элемент  рельефа,  не  захва¬
ченный  в  той  или  иной  мере  провалами  заметных  размеров,
вся  поверхность  страны  является  причудливо  измятой  благо¬
даря  тому,  что  каждый  ее  участок  постепенно  опускался  не
один  раз  провалами  различных  масштабов»  (1930,  стр.  53).
Этому  рельефу  он  приписывал  суффозионное  происхождение,
а  более  крупные  отрицательные  формы  считал  экзарационны-
ми,  которые  на  севере  края  имели  ведущее  значение.  Отдавая
должное  Р.  С.  Ильину  за  полноту  и  образность  описания  этих
специфических  форм  рельефа,  нельзя  согласиться  с  его  генети¬
ческим  толкованием  последних.  Изучая  рельеф  и  обнажения
по  берегам  рек  в  бассейне  р.  Парабели,  автор  наблюдал  разно¬
образные  следы  многолетней  мерзлоты  в  рыхлых  отложениях
и  пришел  к  выводу,  что  формы  рельефа  здесь  связаны  с  термо¬
карстом  (Земцов,  1953).  Позднее,  в  1964—1966  гг.  на  дрени¬
рованных  междуречьях  в  бассейнах  Васюгана,  Парабели,  Чаи
и  других  рек  отмечены  западины  овальной  и  тетрагональной
формы,  которые  почти  в  деталях  повторяют  широко  распрост¬
раненные  хасыреи  в  криолитозоне  севера  Западной  Сибири.
 Резкая  континентальность  климата  Западной  Сибири  в
ледниковые  эпохи  плейстоцена  мало  благоприятствовала
образованию  хорошо  выраженных  мерзлотных  форм,  в  част¬
ности,  трещинных  полигонов,  а  исключительная  заболочен*
 502

ность  ее  поверхности  способствовала  их  нивелировке.  Нако¬
нец,  полигоны  были  погребены  под  мощными  торфяниками.
Естественно,  что  на  заболоченной  равнине  полигоны  и  другие
формы  криогенного  рельефа  не  выделяются  так  ярко,  как,  на¬
пример,  на  Русской  равнине  (Величко,  1965).  Тем  не  менее
они  наблюдаются  не  только  на  дренированных  междуречьях,
но  и  на  болотах.  Полигональные  решетки,  аналогичные  поли¬
гонам  тундр  области  современной  мерзлоты,  имеются  на  Ва-
сюганском  болоте.  Полигоны  диаметром  до  50—100  м  здесь
сосредоточены  в  более  обширных  блюдцеобразных  пониже¬
ниях  (Яснопольская,  1965).  На  взгляд  автора,  эти  полигональ¬
ные  решетки  —  типичные  криогенные  образования,  являющие¬
ся  убедительными  документами,  еще  раз  подтверждающими
наличие  здесь  в  прошлом  многолетней  мерзлоты.
 Итак,  крупные  провальные  депрессии,  озерные  котловины
с  резко  очерченными  берегами,  отчетливо  выраженные  бугры
неправильной  формы  создают  весьма  всхолмленный  рельеф,
образование  которого  приписывали  экзарационной  деятельно¬
сти  ледников  и  суффозионным  процессам.  Автором  доказано,
что  ни  местного,  ни  покровного  оледенения  здесь  не  было,  а
суффозия  имеет  ограниченные  размеры  (Земцов,  1953).  Новые
материалы  позволяют  еще  раз  заявить  вполне  определенно,
что  такие  формы  рельефа  —  результат  деятельности  многолет¬
ней  мерзлоты,  отступившей  в  глубину  и  сохранившейся  там  до
сих  пор.  Несомненна  и  термокарстовая  природа  выгорбленно-
го,  испещренного  западинами  рельефа,  который  хорошо  рису¬
ется  на  инструментальных  профилях  и  геологических  разрезах
болотных  массивов  этой  части  равнины.
 Своеобразны  здесь  и  отложения  —  неслоистые  разнородно¬
го  механического  состава  суглинки  с  причудливым  включением
больших  кусков  торфа  и  сапропелевых  глин,  неправильных
линз  изогнуто-слоистых  песков  образуют  толщу,  названную
Р.  С.  Ильиным  местной  безвалунной  мореной.  Выполняя  гео¬
логические  исследования  в  1964—1966  гг.,  автор  установил
широкое  распространение  этой  толщи  в  центральной  части
равнины.  В  свете  новых  данных  «морена»  Р.  С.  Ильина  —  ти¬
пичное  криогенное  образование,  характерное  jxjin  криолито¬
зоны.
 Просадочные  формы  рельефа  и  следы  многолетней  мерзло¬
ты  в  отложениях  известны  и  на  крайнем  юге  равнины.  Они
были  замечены  давно,  однако  рассматривались  вне  связи  с
мерзлотой.  Лишь  Г.  И.  Танфильев  (1923)  высказал  предполо¬
жение,  что  озерные  котловины  образованы  действием  много¬
летней  мерзлоты.  Позднее  А.  С.  Кесь  (1935)  допускала  термо¬
карстовый  генезис  некоторых  котловин.  Наблюдая  рельеф  с
самолета,  С.  П.  Качурин  утверждал,  что  «главной  причиной
впадин  и  западин,  подобно  аласам  Якутии,  и  здесь,  в  ряде  рай¬
онов  Западной  Сибири,  было  таяние  грунтов,  содержащих
грунтовый  лед»  (1947,  стр.  26).
 203

В  Павлодарском  Прииртышье  описаны  погребенные  поли¬
гональные  морозобойные  трещины,  котловинно-западинные
формы  рельефа  мерзлотно-просадочного  генезиса  (Городец¬
кая,  1961;  Федорович,  1962).  Западины  овальной  формы  не
образованы  суффозией,  так  как  мощность  покровных  суглин¬
ков  здесь  не  превышает  1,5  м.  Глубина  же  западин  достигает
3—5  м,  а  вблизи  их  встречены  морозобойные  трещины,  запол¬
ненные  более  молодыми  отложениями. 	^
 В  Центральном  Казахстане,  в  северной  части  пустыни  Бет-
Пак-Дала,  В.  Ю.  Малиновский  (1961)  обнаружил  слеДы  мно^
голетней  мерзлоты  в  аллювии  II  надпойменной  террасы.  В  Се¬
верном  Казахстане  Н.  С.  Касимов  (1971)  описал  мерзлотные
клинья  в  древней  коре  выветривания,  заполненные  вышележа¬
щими  плейстоценовыми  суглинками,  а  также  «языки»  глин
этой  коры,  внедренные  в  суглинки.  К  западинам  здесь  при¬
урочены  следы  криотурбаций.  Северо-западнее  реликтовый
криогенный  рельеф  отмечен  на  поверхности  II  надпойменных
террас  pp.  Туры  и  Пышмы  (Тарноградский,  1966).  Судя  по
распространению  криогенных  явлений,  южную  границу  было-^
го  распространения  многолетней  мерзлоты  в  Западной  Сиби¬
ри  следует  проводить  гораздо  южнее,  чем  это  показано  на
картах  А.  И.  Попова  (1959),  И.  А.  Суетовой  (1961),  С.  П.  Ка-
чурина  (1961),  В.  В.  Баулина  и  др.  (1967).
 Криогенные  явления,  по  мнению  автора,  в  Западной  Сиби¬
ри  более  «уместны»,  чем,  например,  в  пределах  Русской  Рав^
нины  (Москвитин,  1940,  1948;  Величко,  1965  и  др.),  в  Польше
(Dylik,  1952,  1953,  1956,  1964),  Чехословакии  (Sekyra,  1961  )г
Венгрии  (Pecsi,  1964),  Нидерландах,  Шотландии,  а  также  во
Франции  и  Средиземноморье  (Trikart,  1956;  Keiser,  1960;  Мар¬
ков,  1961;  Щукин,  1964;  Костяев,  1965).  В  этих  странах  в  на^
стоящее  время  климат  морской  или  сравнительно  умеренный,
который  не  способствует  образованию  многолетней  мерзлоты.
Маловероятно,  что  климат  был  более  благоприятным  и  во
время  оледенения  (Щукин,  1963;  Костяев,  1965).  Поэтому
отнесение  описанных  криогенных  явлений  в  этих  странах  к
настоящим  многолетнемерзлотным  вызывает  вполне  оправ*
данные  сомнения.  Доказывается  также,  что  многие  криоген¬
ные  явления,  генезис  которых  связывали  с  многолетней  мерз¬
лотой,  могут  быть  образованы  конвективными  гравитационны¬
ми  процессами  в  переувлажненных  грунтах  без  участия  много¬
летней  мерзлоты  (Попов,  1962;  Артюшков,  1964;  Костяев,
1964,  1965).
 Получается,  что  грунтовые  клинья  не  могут  быть  веским
основанием  для  проведения  южной  границы  многолетней
мерзлоты.  Однако  для  условий  Западной  Сибири  наличие  и
палеогеографическое  значение  следов  криогенных  явлений
отрицать  нельзя.  Многие  из  них,  несомненно,  связаны  с  много¬
летней  мерзлотой,  бывшей  здесь  во  время  оледенений.  Их  на¬
личие  подтверждается  и  в  том  случае,  если  границу  мерзлоты
 204

проводить  по  величине  понижения  среднегодовой  температу¬
ры,  определяемой  по  депрессии  климатической  снеговой  гра¬
ницы.  А.  Г.  Костяев  (1965),  допуская  снижение  среднегодовой
температуры  во  время  оледенения  в  плейстоцене  на  6—7°,
проводит  южную  границу  многолетней  мерзлоты  в  Западной
Сибири  и  Северном  Казахстане  по  51—52°  с.  ш.,  а  по  расче¬
там  Ф.  А.  Каплянской  (1970)  эта  граница  во  время  зырянско¬
го  оледенения  проходила  не  севернее  50°  с.  ш.
 Таким  образом,  следы  криогенных  явлений,  наблюдавшие¬
ся  автором  и  другими  исследователями  в  Западной  Сибири,
действительно  связаны  с  многолетней  мерзлотой,  а  граница  их
распространения  должна  проводиться  южнее  показываемой
сейчас  на  картах.
 РОЛЬ  БОЛОТ  В  ПРЕОБРАЗОВАНИИ  РЕЛЬЕФА
 Геоморфологи  не  уделяли  должного  внимания  выяснению
роли  болот  в  формировании  и  преобразовании  современного
рельефа  равнины,  а  на  картах  в  лучшем  случае  показывались
только  контуры  болот.  Лишь  в  последнее  время  дешифрирова¬
ние  материалов  аэрофотосъемки  показало,  что  болота  явля¬
ются  весьма  чуткими  индикаторами  проявления  новейших  и
современных  тектонических  движений  (Кац  и  Покрасс,  1952;
Лунгерсгаузен,  1955;  Зятькова,  1961;  Орлов,  1968;  Полканова,
1968;  Афонская  и  Сергеев,  1971  и  др.).  Имеются  данные  о
мерзлых  торфяниках  севера  равнины  и  связанных  с  ними  фор¬
мах  рельефа  (Городков,  1928,  1932;  Андреев,  1936;  Попов,
1958;  Краснов,  1948;  Кац,  1948;  Боч,  1955;  Куницын,  1958;
Пьявченко,  1955  и  др.).  В.  И.  Орловым  (1963,  1968)  предпри¬
нята  первая  попытка  увязки  болот  с  геоморфологией  равнины.
В  литературе  по  гидрологии  болот  освещаются  вопросы  исто¬
рии  развития  болотных  массивов  и  разнообразные  формы  ме-
го-  и  микрорельефа  этих  массивов  (Романова,  1965,  1967;  Ро¬
манова  и  Усова,  1969;  Иванов,  1969  и  др.).
 Значительно  лучше  были  изучены  болота  европейской  час¬
ти  СССР.  Нельзя  сказать,  что^ельефу  не  уделялось  должного
внимания  при  характеристике  болот,  ибо  отрицательные  фор¬
мы  рельефа'  в  которых  формируются  болотные  массивы,  рас¬
сматривались  как  основной  компонент  в  болотном  комплексе,
наряду  с  торфяником,  водой  и  растительным  покровом.  Ролы
рельефа  как  одного  из  факторов  болотообразования  отмеча-1
лась  учеными  России  и  зарубежных  стран.  Выделялись  гео¬
морфологические  типы  болот  на  основе  их  связи  с  определен¬
ными  формами  рельефа,  например,  болота  сточных  и  бессточ¬
ных  котловин.
 Еще  во  II  половине  XIX  в.  болотоведы  начали  применять
геоморфологические  признаки  для  классификации  болот.  Это
направление  получило  развитие  лишь  в  XX  в.  Наиболее  пол-
 205

ной  является  классификация  С.  Н.  Тюремнова  и  Е.  А.  Вино¬
градовой  (1953).  Позднее  исследователей  привлекает  и  гене¬
зис  котловин  ложа  болот  северо-запада  и  севера  европейской
части  СССР  (Багрова  и  Кирюшкин,  1964;  Тамошайтис,  1967;
Рубцов,  1967,  1971;  Кирюшкин  и  др.,  1967).  Ими  показана  тес¬
ная  связь  развития  болот  с  геолого-геоморфологическими
условиями.  Меньше  внимания  уделялось  роли  болот  в  преоб¬
разовании  рельефа,  болота  как  своеобразного  геоморфологи¬
ческого  фактора.
 Однако  перечисленные  исследования,  писал  М.  Н.  Никонов
(1956),  рассматривались  как  частные  и  самостоятельные
проблемы  и  не  объединялись  единой  геоморфологической  кон¬
цепцией.  Благодатным  полем  для  разработки  такой  общей
концепции  может  быть  Западно-Сибирская  равнина,  где  боло-
тообразование  и  торфонакопление  являются  главными  факто¬
рами  преобразования  рельефа  на  междуречных  пространствах
и  их  нельзя  игнорировать.
 Многие  исследователи  считают  необходимым  признаком
болот  наличие  более  или  менее'развитой  торфяной  залежи,
другие  допускают  существование  болот  без  торфа.  И  в  том  и
в  другом  случае  их  роль  в  преобразовании  рельефа  несомнен¬
на.  Если  бесторфяные  болота  не  принимают  непосредственного
участия  в  этом  процессе,  то  они  изолируют  от  воздействия
других  экзогенных  процессов  громадные  площади  равнины.
Болота  без  торфа  не  создают  собственного  рельефа,  но  предо¬
храняют  рельеф  ложа  от  действия  плоскостного  смыва  и  эро¬
зии,  от  деятельности  ветра  и  суффозии.
 В. 	В.  Кудряшов  наиболее  удачно  в  геоморфологическом
смысле  назвал  болото  растущим  торфяником.  Именно  к  тако¬
му  типу  относится  большинство  болот  равнины.  В  этом  крат¬
ком  определении  четко  отражены  основы  основ  болотообразо-
вательного  процесса  —  торфонакопление  и  его  динамичность.
Торфонакопление  приводит  к  возникновению  торфяника  —
особого  геологического  тела,  способного  коренным  образом
изменять  рельеф  ложа  болот  и  создавать  своеобразный  рельеф
торфяной  залежи  с  элементами  болотной  гидросети.  Причем
торфонакопление  и  связанные  с  ним  преобразования  рельефа
происходят  сравнительно  быстро.
 Какие  площади  занимают  болота  в  пределах  равнины  и  как
интенсивно  они  развиваются?  С  ответа  на  этот  вопрос  начнем
изложение  имеющихся  данных.
 Заболоченность  равнины  и  мощность  торфяников
 М.  И.  Нейштадт  (1971)  называет  заболоченность  Западно-
Сибирской  равнины  мировым  природным  феноменом.  На  зем¬
ном  шаре  нет  такой  территории,  где  бы  болота  занимали  такие
громадные  площади.  В  различных  подзонах  тайги  заболочено
 206

от  41,4%  до  55,6%.  Зона  тайги  занимает  141,9  млн.  га,  из  них
70,4  млн.  га  заболочено.  Болота  в  тундре  составляют
6,82  млн.  га.  Общая  же  площадь  болот  равна  77,22  млн.  га.  Из
них  на  долю  торфяников  приходится  около  40  млн.  га.  Только
одно  Васюганское  болото,  самое  крупное  в  мире,  охватывает
около  5,3  млн.  га.  Торфообразователькый  процесс  в  лесоболот¬
ной  зоне  практически  захватил  все  площади  Обь-Иртышского
междуречья.  Оказались  незаболоченными  лишь  узкие  приреч¬
ные  полосы.  Еще  более  высок  процент  заболоченности  (до
75%)  в  бассейне  широтного  течения  р.  Оби  (рис.  47).
 Десятки  миллионов  гектар  заболоченных  земель  и  торфя¬
ников  не  могут  не  оказывать  весьма  существенного  влияния
на  формирование  и  преобразование  современного  рельефа
равнины.  Всякая  геоморфологическая  характеристика  равни¬
ны  будет  неполной  и  не  отражающей  действительности,  если
не  будет  учтена  роль  болот  в  преобразовании  ее  рельефа.  На
взгляд  автора,  это  равносильно  тому,  если  бы  мы  не  учли  роли
золовых  процессов  в  формировании  рельефа  пустынь  Средней
Азии,  овражной  эрозии  в  степях  Русской  равнины,  термокар¬
ста  в  криолитозоне  Сибири.  По  площади  распространения  и
эффективности  воздействия  на  современный  рельеф  перечис¬
ленные  экзогенные  процессы  практически  равноценны.  Без
преувеличения  можно  сказать,  что  воздействие  болот  на
рельеф  Западно-Сибирской  равнины  сопоставимо  с  крупными
геологическими  событиями  в  истории  плейстоцена.
 Важное  значение  в  преобразовании  рельефа  имеют  не
только  громадные  площади  распространения  болот,  но  и  мощ¬
ность  торфяников,  с  которой  связаны  высотные  изменения  в
рельефе.
 Судя  по  данным  бурения,  личным  наблюдениям  и  литера¬
турным  источникам,  мощность  торфа  в  лесоболотной  зоне
равнины  обычно  не  превышает  10  м.  Она  несколько  сокраща¬
ется  при  движении  на  север,  где  неблагоприятны  климатиче¬
ские  условия  для  роста  торфяников.  Наиболее  мощные  торфя¬
ники  здесь  реликтовые,  образовавшиеся  в  теплое  время  голо¬
цена,  что  подтверждается  находками  пневого  горизонта  в
торфе  по  берегам  pp.  Пура,  Таза  и  их  северных  притоков.  В
частности,  пни  ели  были  найдены  даже  в  обнажениях  по  бере¬
гам  Обской  губы,  где  сейчас  господствует  тундра.
 Таким  образом,  торфом  могут  заполняться  и  нивелировать¬
ся  впадины  глубиной  до  10  м,  чем  и  определяется  эффектив¬
ность  вертикального  воздействия  торфонакопления  на  рельеф.
 Возраст  торфяников  и  скорость  торфонакопления
 Болота  не  только  занимают  громадные  площади,  но  и
исключительно  быстро  развиваются.  Торфяники  растут  непо¬
средственно  на  поверхности,  не  погребены  под  минеральными
 207'

грунтами.  Они  располагаются  на  всех  геоморфологических
уровнях  независимо  от  возраста  последних  —  на  междуречьях
и  в  долинах  рек,  включая  пойму.  Уже  эти  обстоятельства
позволяют  считать  торфяники  образованиями  молодого  возра¬
ста.  Ф.  3.  Глебов  (1969)  взял  образцы  торфа  для  спорово¬
пыльцевого  анализа  из  трех  разрезов  торфяников  приенисей¬
ской  части  равнины:  1)  верхового  с  поверхности  водораздела,
представленного  долинными  зандрами  самаровского  оледене¬
ния;  2)  переходного  на  I  надпойменной  террасе  р.  Енисея  у
с.  Никулина  и  3)  низинного  с  притеррасного  болота  в  долине
р.  Дубчеса.  Мощность  торфяников  в  этих  разрезах  от  5,5  до
6  м.  Спорово-пыльцевые  диаграммы  оказались  сходными,  что
подтверждает  одновременность  возникновения  болот  на  этих
разновозрастных  геоморфологических  элементах.
 Почти  все  исследователи  на  основе  применения  различных
методов  определения  возраста,  особенно  по  характеру  споро-
во-пыльцевых  диаграмм,  начало  образования  торфяников
относили  целиком  к  голоцену.
 Спорово-пыльцевые  диаграммы  многих  торфяников  соглас¬
но  свидетельствуют  о  наличии  относительного  похолодания  на
рубеже  атлантического  и  суббореального  периода  в  пределах
обширных  территорий  севера  Евразии,  включающей  европей¬
скую  часть  СССР,  Урал,  Западную  Сибирь  и  Северо-Восток
СССР  (Виноградов  и  др.,  1970).
 В  последние  годы  для  определения  абсолютного  возраста
торфяников  широко  используется  радиоуглеродный  метод.
Получены  датировки  из  торфяников  различных  районов  За¬
падной  Сибири,  часть  их  приводится  в  табл.  8.
 Датировки  также  согласно  подтверждают  молодой  возраст
торфяников,  которые  начали  развиваться  в  начале  голоцена
почти  одновременно  на  севере  и  юге  равнины.  Торфяники  в
лесоболотной  зоне  и  сейчас  переживают  период  оптимального
роста.  Поражает  грандиозность  и  интенсивность  процессов
торфонакопления  в  голоцене.  В  сравнительно  короткий,  в  гео¬
логическом  смысле,  период  они  охватили  десятки  миллионов
гектаров  суши  и  покрыли  ее  плащом  торфа  мощностью  до  10  м.
Торфонакопление  стало  одним  из  главных  рельефообразую¬
щих  факторов.
 Учитывая  продолжительность  голоцена  в  10  000  лет  и  мощ¬
ность  торфа  до  10  м,  можно  определить  примерную  скорость
торфонакопления  около  1  м  в  1000  лет.  Однако  скорость  была
неодинаковой.  Детальный  анализ  стратиграфии  торфяников
показал,  что  в  голоцене  были  резкие  возрастания  скорости,  а
временами  их  рост  прекращался.
 Насколько  быстро  происходит  заболачивание  суши  и  рост
мощности  торфяников,  можно  судить  по  следующим  данным.
На  одном  из  массивов  Большого  Васюганского  болота  (пло¬
щадь  4,5  млн.  га)  в  течение  500  лет  произошло  объединение
разрозненных  болот  в  единый  болотный  массив,  а  ежегодная
 -208

Таблица  8
 Абсолютный  возраст  торфяников
 Лабора¬
 торный
 Возраст
 (лет)
 Местоположение  образца  торфа
 Источник
 номер
 Село  Б.  Першино,  II  надпойменная  Нейштадт  (1971)
терраса  р.  Иртыша
9280±200  Торфяник  с  глубины  4,8—4,82  м
8370±  180  Торфяник  с  глубины  4,6^-4,62  м
 г.  Колпашево,  II  надпойменная  тер-  Виноградов  и  Д(р.
раса  р.  Оби  —  верховое  болото  Мать-  (1970)
янга.  Торфяник  с  глубины  3,5—
 Мо-469 	5150± 	120 	3,75  м
 Район  с.  Плотниково,  междуречье  Виноградов  и  др.
pp.  Шегарки  и  Бакчара  (восточная  (1970)
часть  Васюганекого  болота)
 М0-4вЗ  4570±170  Осоковый  торф  с  глубины  2,5—2,75  м
Мо-434 	5760±  130 	» 	» 	3,8—4  м
 М0-4в9 	ЗЭ80±120 	Сфагново-тростниковый 	торф 	с 	глу¬
 бины  3,6—3,85  м
 Нижнее  течение  р.  Бол.  Хеты,  II  над-  Кинд  (1966)
пойменная  терраса.
 ГИН-26  8500±250  Нижний  слой  торфа  с  глубины  3  м
ГИН-25  6800±  200  Средний 	» 	» 	1,3  м
 ЛЕ-382 	46Ю± 	120 	Верхний 	» 	»  0,5—0,8  м
 Район  г.  Игарки,  каргинская  терраса
9200±40  Торфяник  с  глубины  1,3  м
9480±120 	> 	1,5  м
 Нижнее  течение  р.  Кас.,  лев.  притока  Бадинова,  Зуба
Енисея.  Пойменный  аллювий 	ков  и  др.  (1970)
 Древесина  из  линзы  торфа  с  глуби¬
ны  1,1  м
 Левковская,  Кинд
и  др.  (1970)
 Л  Г-76 	4660±80
 скорость  прогрессивного  заболачивания  составляла  1800—
5000  га.  Если  аналогичный  расчет  перенести  на  всю  площадь
торфяных  болот  таежной  зоны  равнины,  то  ежегодный  прирост
их  площади  составит  не  менее  45  тыс.  га,  а  рост  мощности
торфа  в  2  см  (Вендров,  Герасимов  и  др.,  1966;  Нейштадт,
1971).
 По  данным  повторных  аэрофотосъемок  за  10  лет,  с  1962  по
1971  гг.,  площадь  некоторых  болот  на  севере  Барабы  увеличи¬
лась  на  20%  (сообщение  Г.  Е.  Коломийца).  По  берегам  р.  Ва¬
сюгана,  где  в  1945  г.  располагались  поселки,  в  1966  г.  образо¬
вались  болота.  Приведенные  цифры  подтверждаются  косвен¬
ным  путем.
 В  Васюганских  торфяниках  не  обнаружен  пограничный
горизонт,  столь  широко  распространенный  в  торфяниках  Се¬
верной  Европы.  Это  дало  основание  Р.  С.  Ильину  предполо¬
жить,  что  еще  в  голоцене  на  месте  Васюганского  болота  была
лесостепь,  где  обитали  от  III  в.  до  начала  нашей  эры  и  по
VI  в.  н.  э.  народы  первобытной  (Кулайской)  культуры.
 14  Заказ  2770
 209

Причины  заболоченности
 Центральная  часть  Западно-Сибирской  равнины  находится
в  пределах  зоны  с  избыточным  увлажнением,  где  выпадает
большое  количество  атмосферных  осадков  (в  среднем  около
500  мм  в  год).  При  малом  испарении  и  затруднещшсхи  стока
создаются  крайне  благоприятные  условия  для  развития  боло-
тообразовательного  процесса.  Зональное  распространение
различных  типов  болот  и  их  залегание  на  всех  геоморфологи¬
ческих  уровнях,  независимо  от  возраста  последних,  несомнен¬
но,  свидетельствуют  об  определяющей  роли  климата  в  образо¬
вании  и  развитии  болот.  Их  границы  совпадают  с  гидротерми¬
ческими  коэффициентами,  определенными  В.  С.  Мезенцевым.
Но  такое  переувлажнение  одними  общеклиматическими  при¬
чинами  объяснить  нельзя.  Метеорологические  наблюдения,
проведенные  В.  М.  Жуковым  в  Бакчарском  районе  на  болоте
и  суходоле,  показали,  что  в  пределах  последнего  летом  при
отсутствии  грунтовой  переувлажненности  могут  возникать  за¬
сухи.  Получается,  что  климат  не  особенно  благоприятен  для
развития  болот.  Если  бы  их  не  было,  то  климат  Васюганья  ле¬
том  отличался  бы  определенным  недостатком  влаги.
 Интенсивному  заболачиванию  равнины  способствует  и
сравнительно  плоский  рельеф  равнины,  обусловленный  ее  тек¬
тоническим  опусканием'в  мезозое  и  кайнозое.  Рельеф  слабо
расчленен  как  по  глубине,  так  и  по  густоте.  Недостаточно
развитая  гидросеть  обусловливает  затрудненность  стока.  Реки
неглубоко  врезаны,  имеют  малые  уклоны,  отличаются  значи¬
тельной  извилистостью  и  крайне  медленным  течением.  Они
недостаточно  дренируют  равнину.  Важное  значение  в  ее  пере¬
увлажнении  имеет  неодновременность  сроков  наступления
весеннего  половодья  на  крупных  реках  и  их  притоках.  Напри¬
мер,  р.  Обь  в  своем  широтном  течении  испытывает  во  время
весеннего  половодья  подпор  со  стороны  Иртыша,  ибо  послед¬
ний  вскрывается  раньше,  чем  Обь.  В  свою  очередь,  высокие
воды  главных  артерий  равнины  —  Оби  и  Иртыша  —  создают
значительный  подпор  и  надолго  задерживают  сброс  паводко¬
вых  вод  из  своих  притоков  Лямина,  Тром-Югана,  Большого
Югана,  Назыма  и  Конды.  Когда  паводочные  воды  из  боковых
притоков  начинают  поступать  в  главные  реки,  уровни  воды  в
последних  значительно  повышены  (Малик,  1969).  В  результате
на  многих  притоках  высокие  уровни  держатся  2—4  месяца.
Весеннее  половодье  на  Большом  Югане  продолжается  около
100  дней,  а  на  Конде  в  отдельные  многоводные  годы  —  до  са¬
мой  зимы.  Затрудненность  стока,  как  видно,  обусловливается
также  и  слабой  дренирующей  ролью  pp.  Оби  и  Иртыша.  Одна¬
ко  подпруживание  паводковых  вод  притоков  этими  реками
сказывается  лишь  в  их  нижнем  течении  в  неширокой  полосе,
где,  несомненно,  стимулирует  развитие  болот  на  террасах  в
долинах  рек.  Поэтому  подпруживание  нельзя  считать  главным

фактором,  способствующим  заболачиванию  водораздельных
пространств  с  их  гигантскими  массивами  верховыд  болот,  уда¬
ленных  на  сотни  километров  от  Оби  и  Иртыша.  Поднятие
уровня  последних  во  время  половодья  на  5—6  м,  а  также  вы¬
званное  им  повышение  зеркала  грунтовых  вод  не  могут  ока¬
зать  сколько-нибудь  существенного  влияния  на  развитие  водо¬
раздельных  болот.
 Определенное  значение  в  развитии  заболоченности  имеет
крайняя  «захламленность»  таежных  речек,  которые  в  своих
верховьях  перегорожены  многочисленными  заломами.  Подпру-
живая  реки  и  препятствуя  свободному  стоку,  они  повышают
уровни  воды  в  реках  и  тем  самым  благоприятствуют  развитию
болот  выше  по  течению.
 В  тундре  заболоченность  связана  с  близким  залеганием  от
поверхности  многолетнемерзлых  пород,  которые  препятствуют
проникновению  вод  в  глубину  и  при  таянии  увлажняют  дея¬
тельный  слой.
 Исключительно  большую  роль  в  заболачивании  равнины
многие  болотоведы  приписывают  саморазвитию  торфяников.
Именно  этот  процесс  является,  видимо,  главной  причиной  все¬
общего  прогрессивного  заболачивания  равнины,  особенно  ее
междуречных  пространств.  С  водоразделов  наступают  на  леса
верховые  олиготрофные  болота,  а  с  речных  долин,  с  поверхно¬
стей  террас  —  гипновые  и  переходные  лесные.  По  данным
Н  Л  Кпрппгтгпон  (1%9JL  изучавшей  процессы  прогрессивного
заболачивания  в  почве  тайги,  влияние  торфяника  на  прилегаю¬
щую  территорию  распространяется  ^на  расстояние  r  4  ряяя
больше  его  собственных  линейных  ^размеров.  В  контактной
зоне  в  результате  взаимодействия  почвенных  растворов  и
грунтовых  вод  возникает  мощный  (до  1  м)  плотно  сцементи¬
рованный  ортштейн,  который  приводит  к  сильному  переувлаж¬
нению  лежащей  над  ним  почвы.  Заболачивание,  кроме  того,
происходит  в  краевой  зоне  торфяника  на  определенной  стадии
его  развития.  Торфяник  заполняет  свою  котловину,  а  избы¬
точная  влага  сбрасывается  с  его  периферии  и  подтопляет
окружающую  сушу.  Дальнейший  путь  развития  возникших
таким  образом  торфяных  болот  заключается  в  заторфовыва-
нии  обводненных  территорий.  Возникший  торфяник  ведет  себя
в  значительной  степени  автономно,  испытывая  лишь  слабое
влияние  окружающей  природной  среды,  составным  компонен¬
том  которой  он  и  является.
 Отрицательные  формы  рельефа  как  очаги  заболачивания
 Что  представляет  собой  рельеф  ложа  Западно-Сибирских
болот?  Этот  вопрос  мало  интересовал  исследователей  и,  есте¬
ственно,  в  имеющейся  литературе  мы  не  найдем  на  него  сколь¬
ко-нибудь  удовлетворительного  ответа.  Между  тем  важность
 14*
 211

проблемы  нет  необходимости  доказывать,  так  как  ложе  болот
считается  одним  из  основных  болотообразовательных  фак¬
торов.
 Раньше  существовало  мнение,  что  болота  на  сравнительно
плоской  поверхности  равнины  возникли  за  счет  зарастания  и
заболачивания  огромных  озер.  Одно  из  таких  гипотетических
озер  показывалось  еще  С.  У.  Ремезовым  на  месте  Васюганско-
го  болота.  И.  П.  Толмачев  (1907,  стр.  19)  писал,  что  «озера,
питающие  речки  бассейнов  Оби  и  Енисея,  не  являются  само¬
стоятельными,  а  представляют  части  одного  общего  озера,
теперь  заболоченного,  т.  е.  могут  быть  названы  громадными
«окнами»  на  поверхности  образовавшегося  на  водной  поверх¬
ности  растительного  слоя».  Позднее  было  установлено,  что  за¬
болачивание  равнины  происходило  не  путем  зарастания
гигантских  гипотетических  озер,  а  в  результате  наступления
болот  на  сушу  под  действием  влажного  климата  и  благоприят¬
ных  орографических  условий.
 Все  исследователи  единодушно  отмечали,  что  ложе  болот
осложнено  провалами  различных  размеров,  «изъедено»  мно¬
жеством  блюдцеобразных  понижений,  «испещрено»  западина¬
ми,  которые  и  являлись  очагами  заболачивания.
 Далеко  не  безразличны  эти  вопросы  и  в  практическом  отно¬
шении.  Как  происходило  заболачивание  равнины  и  каков  ге¬
незис  отрицательных  форм  рельефа?  Или  они  возникли  в
результате  проявления  суффозии,  или  имеют  термокарстовую
природу.  Естественно,  что  их  морфология  будет  различной  и
должна  учитываться  проектировщиками  при  закладке  трасс,
торфоведами  —  при  подсчете  запасов  торфа.
 Д.  А.  Драницын  (1915)  и  Н.  И.  Кузнецов  (1915)  приписы¬
вали  отрицательным  формам  рельефа  ложа  нарымских  болот
эрозионное  или  даже  эоловое  происхождение.  Однако  такому
заключению  противоречит  литология  отложений  и  морфология
форм.  Эти  формы  округлые  и  замкнутые,  а  сложены  суглинка¬
ми.  Р.  С.  Ильин  (1930)  считал  Нарымский  край  классической
страной  суффозионного  рельефа.  По  его  мнению,  суффозион-
ные  формы  рельефа  здесь  настолько  подавляют  эрозионные,
что  дают  право  называть  ландшафт  карстовым.  Многие  иссле¬
дователи  справедливо  считают,  что  Р.  С.  Ильин  слишком  пре¬
увеличил  влияние  суффозии  на  рельеф,  придавая  ей  первенст¬
вующее  значение  в  его  формировании  (Кесь,  1935;  Балабай,
1936  и  др.).  Рельеф  с  западинами  («провальными  депрессия¬
ми»)  наблюдается  в  центральных  частях  водораздельного  пла¬
то:  на  правобережье  р.  Парабели,  где  плато  сложено  исключи¬
тельно  глинистыми  отложениями  и  очень  слабо  дренировано,
и  между  pp.  Кенгой  и  Парбигом.  Автор  считает,  что  в  таких
условиях  —  глинистость  отложений  и  слабость  дренажа  —
если  и  имела  место  суффозия,  то  проявление  ее  в  рельефе  бы¬
ло  сильно  ограниченным  (Земцов,  1953).
 На  поверхности  надпойменных  террас  очагами  заболачива-
 212

ния  были  понижения  между  веерами  блуждения,  старицы  и
протоки.  На  пойме  болота  распространены  обычно  в  пониже-
ни*гхГа~в  разрезе  торфяники  залегают  в  виде  вытянутых  кли¬
новидных  тел.  На  высоких  террасах  pp.  Оби,  Иртыша  и  их
притоков  болота  занимают  громадные  площади,  а  простые  бо¬
лотные  массивы  уже  слились  в  единую  сложную  систему,  где
развиты  олиготрофные  болота  с  грядово-мочажинным  комп¬
лексом  и  вторичными  озерами.  В  Сургутском  и  Вахском  по¬
лесьях  очагами  заболачивания  являются  термокарстовые
западины,  которые  на  границе  современного  распространения
многолетней  мерзлоты  образуются  и  сейчас.  Но  термокарст,
видимо,  не  был  ведущим  фактором  в  связи  с  обилием  здесь
песков,  которые  неоднократно  перевевались  ветром.  Часть
котловин  имеет  эоловый  генезис.  В  области  зырянского  оледе¬
нения  очагами  были  ложбины  стока  талых  ледниковых  вод,
понижения  и  замкнутые  котловины  среди  холмисто-моренного
рельефа  и  зандровых  полей.
 В  зависимости  от  генезиса  микро-  и  мезорельефа  ложа  раз¬
вивались  и  определенные  типы  болот,  отличающиеся  друг  от
друга  по  строению  и  мощности  торфяной  залежи,  размерам  и
конфигурации,  рисункам  болотных  микроландшафтов.  Суще¬
ственно,  например,  различаются  болота  холмисто-моренного
рельефа  от  болот  Сургутского  полесья,  а  последние  —  от  Ва-
сюганских  болот.  В  этом  различии  важное  значение  имеет
геоморфологический  фактор,  учет  которого  крайне  необходим.
В  свою  очередь,  возникшие  болота  на  различных  формах
рельефа  ложа  преобразуют  их  и  создают  своеобразный  рельеф
торфяной  залежи.
 Новейшие  тектонические  движения
и  болотообразовательный  процесс
 Новейшие  и  современные  тектонические  движения  сказы¬
ваются  лишь  в  меньшей  или  большей  заболоченности  охваты¬
ваемых  ими  площадей.  Болота  развиваются  и  в  депрессиях  и
на  поднятиях.  На  примере  Барабы  Н.  Я.  Кац  и  Е.  П.  Покрасс
(1952)  показали,  что,  несмотря  на  новейшие  тектонические
поднятия  и,  следовательно,  усиление  процессов  эрозии,  явно
видна  преобладающая  роль  торфонакопления  над  эрозионным
расчленением  суши.  Скорость  современных  тектонических  дви¬
жений  на  платформах  составляет  несколько  миллиметров  в
год.  Для  Восточно-Европейской  равнины  средние  значения
поднятий  и  опусканий  оцениваются  в  2—4  мм/год,  а  макси¬
мальные  поднятия  составляют  8—10  мм/год  (Мещеряков,
1965).  На  юге  Западно-Сибирской  равнины  повторным  ниве¬
лированием  по  линии  сибирской  железнодорожной  магистрали
установлено,  что  годовые  скорости  современных  движений
 218

земной  коры  обычно  не  превышают  4—5  мм/год  (Филькин,
1961;  Фиал  ков,  1956).
 Сопоставив  карту  новейших  тектонических  движений  рав¬
нины  с  картой  распространения  болот,  можно  видеть,  что  бо¬
лота  развиты  почти  на  всех  тектонических  структурах.  Основ¬
ная  и  наибольшая  система  Васюганского  болота  находится  в
области  Бакчарского  тектонического  поднятия.  Кажется  пара¬
доксальным  наличие  низинных  гипново-осоковых  болот,  очень
обводненных,  в  самой  возвышенной  части  водораздела,  отмет¬
ки  которого  здесь  достигают  166  м  (Яснопольская,  1965).  Воз¬
можно,  что  эти  низинные  болота  возникли  во  впадине,  которая
затем  была  приподнята  современными  движениями  выше
окружающей  периферии,  занятой  сейчас  верховыми  болотами.
Такое  предположение  высказано  С.  Н.  Тюремновым  (1957)
для  некоторых  болот  Кеть-Тымского  междуречья.  В  данном
случае  тектонические  движения  не  привели  к  осушению  боло¬
та,  а  лишь  изменили  его  гипосометрическое  положение.  Не
исключено,  что  эти  болота  образовались  на  уже  существовав¬
шей  возвышенности,  поверхность  которой  изобилует  блюдце¬
образными  понижениями.  Последние  и  явились  очагами  забо¬
лачивания.
 О  недренированном  торфяном  болоте  главного  Обь-Иртыш-
ского  водораздела,  также  расположенном  в  пределах  Бакчар¬
ского  поднятия,  пишет  Г.  В.  Занин  (1969),  принимая  его  за
выпуклый  купол,  возвышающийся  над  окружающей  мест¬
ностью  на  25—26  м.  Болото  на  нем  грядово-мочажинное,  а  в
центре  купола  расположены  озера.
 Итак,  Васюганское  плато,  соответствующее  крупной  струк¬
туре  с  суммарной  амплитудой  новейших  поднятий  до  100—
125  м,  занимает  величайшее  в  мире  Васюганское  болото.  Со¬
временные  тектонические  движения  отнюдь  не  были  препятст¬
вием  для  развития  и  широкого  распространения  болот.  Наобо¬
рот,  Васюганье  является  классическим  примером  активного
заболачивания,  где  все  признаки  этого  процесса  выражены  в
наиболее  отчетливой  форме  (Тюменцев,  1960).  Продолжается
процесс  обводнения  и  деградации  лесов.  Болотные  массивы
окаймляются  полосой  редколесий  из  погибающих  или  уже
погибших  на  корню  деревьев.  В  лесах  господствует  перестой,  и
новой  продукции  они  почти  не  дают.  Спелые  и  переспелые  де¬
ревья  составляют  74%,  а  на  долю  молодняка  приходится  0,7%.
 В  Среднеобской  тектонической  впадине  болота  также  рас¬
пространены  почти  повсеместно.  Однако  здесь  имеются  и  поло¬
жительные  локальные  структуры,  активно  проявляющиеся  в
голоцене.  Например,  озеро  Самотлор  и  окружающие  его
обширные  болота  находятся  на  одноименной  локальной  струк¬
туре,  которая  прекрасно  выражена  в  современном  рельефе
деформацией  поверхности  II  надпойменной  террасы  р.  Оби.
Самотлорское  поднятие  оконтуривается  горизонталью  70  м,
поверхность  же  террасы,  на  которой  оно  расположено,  имеет
 2И4

отметки  порядка  62—68  м.  Возвышается  на  поверхности  тер¬
расы  купол  с  максимальной  отметкой  вершины  в  76  м.  Этот
купол  занят  обширными  грядово-мочажинными  болотами  с
озерами,  среди  которых  наиболее  крупное  Самотлор.  Следова¬
тельно,  тектонические  поднятия,  амплитуда  которых  только
по  верхнечетвертичным  отложениям  достигает  в  среднем  8—
10  м  (Полканова,  Шацкий,  1967),  не  в  состоянии  противо¬
стоять  агрессивности  болотообразовательного  процесса,  при¬
ведшего  к  накоплению  здесь  торфа  мощностью  до  6—7  м.
 Видимо  скорость  тектонических  поднятий  в  голоцене  была
меньше  скорости  торфонакопления.  Если  бы  скорость  подня¬
тий  превосходила  торфонакопление,  то  это  привело  бы  к  пол¬
ному  осушению  площадей  и  деградации  болот.  И,  наоборот,
при  более  быстром,  чем  рост  торфяника,  опускании  тектониче¬
ских  впадин  в  них  могло  произойти  сильное  обводнение  болот
за  счет  стекания  вод  с  окружающих  площадей.  Это  приводит
к  полному  прекращению  торфонакопления.  В  таких  случаях
на  месте  болот  образуются  водоемы  (Никонов,  1956).  Возмож¬
но,  что  обилие  озер  на  болотах  Сургутского  полесья  является
следствием  интенсивного  опускания  этой  части  Среднеобской
впадины.
 Проведенные  автором  структурно-геоморфологические  ис¬
следования  на  севере  Томской  области  показали,  что  и  в  пре¬
делах  положительных  структур,  сравнительно  активных  в
голоцене,  широко  развиты  болотные  системы.  Структуры  отра¬
жаются  в  современном  рельефе,  однако  это  не  мешает  разви¬
тию  на  их  поверхности  болот.
 Л.  Г.  Афонская  и  А.  И.  Сергеев  (1970)  составили  карту
степени  заболоченности  в  изолиниях  для  левобережной  части
Оби  в  пределах  Томской  области  и  сравнили  ее  со  структурной
картой.  В  результате  в  ряде  случаев  была  установлена  лишь
меньшая  степень  заболоченности  на  положительных  струк¬
турах.
 По  аэрофотоснимкам  можно  выделить  те  или  иные  призна¬
ки  поднятий  и  опусканий  структур  и  отдельных  блоков,  можно
наметить  возможные  линии  разломов,  направления  течения
болот  по  перекосу.  Болота,  несомненно,  являются  чуткими
индикаторами  новейших  движений.  Однако  сами  положитель¬
ные  тектонические  движения  не  всегда  препятствуют  распро¬
странению  болот,  а  проявляются  тем  или  иным  образом  в  сте¬
пени  заболоченности,  заозеренности  или  в  других  особенностях
болотных  систем.  Во  время  многочисленных  маршрутов  по
болотам  различных  зон  автор  почти  повсеместно  наблюдал
признаки  прогрессивного  заболачивания,  наступления  болот
на  окружающие  их  леса,  на  месте  которых  сохранились  лишь
засохшие  древесные  стволы.  К  сожалению,  можно  назвать
лишь  несколько  площадей,  расположенных  на  заведомо  актив¬
но  поднимающихся  тектонических  структурах,  с  явными  приз¬
наками  осушения  болот.
 216

Этот  вопрос  имеет  принципиальное  значение.  При  хозяйст¬
венном  освоении  нефтегазоносных  районов  лесоболотной  зоны
необходимо  знать  поведение  и  развитие  болот  в  будущем.  Вся¬
кое  строительство  здесь  должно  проводиться  с  учетом  возмож¬
ного  прогрессирующего  заболачивания  или  осушения  болот¬
ных  массивов.
 Не  совмещаются  общие  контуры  болот  Западно-Сибирской
равнины  и  с  расположением  ее  морфоструктурных  элементов,
отражающих  особенности  геологического  строения  плиты.  По¬
казанные  на  составленной  М.  Е.  Городецкой  и  Ю.  А.  Мещеря¬
ковым  (1968)  карте  крупные  положительные  морфострукту¬
ры—  валы,  гряды,  возвышенности,  плато  и  наклонные  равни¬
ны  лишь  в  немногом  уступают  по  степени  заболоченности
низменностям.  В  пределах  же  Васюганской  наклонной  равни¬
ны  находится  крупнейшее  в  мире  Васюганское  болото.  Морфо¬
структуры  лишь  контролируют  в  общих  чертах  современную
орографию  и  рисунок  речной  сети,  но  они  непосредственно  не
регулируют  степень  переувлажнения  и  заболоченности  равни¬
ны  (Вендров,  Герасимов  и  др.,  1966).
 Климат  определяет  общие  географические  закономерности
распространения  болот.  Это  достаточно  хорошо  подтверждает¬
ся  расположением  различных  типов  болот  по  широтным  гео¬
графическим  зонам  равнины.  Рельеф,  как  проявление  новей¬
ших  движений,  лишь  детализирует,  вносит  определенные
коррективы  в  общую  схему  распространения  болот.
 Развитие  болот  и  этапы  преобразования  рельефа
 Выясняя  роль  болотообразования  в  преобразовании  совре¬
менного  рельефа,  необходимо  отметить,  что  в  Западной  Сиби¬
ри  выделяется  семь  широтных  зон  болот:  1)  арктических  ми¬
неральных  осоковых,  2)  плоскобугристых,  3)  крупнобугристых,
 4) 	выпуклых  грядово-мочажинных,  5)  разнотипных  болот-
эвтрофных  и  выпуклых  сосново-сфагновых  с  участками  пере¬
ходных,  6)  тростниковых  и  крупноосоковых,  7)  тростниковых  и
засоленных  (Кац,  1948;  Кац  и  Нейштадт,  1963  и  др.).  Из  этих
зон  в  трех  первых  в  связи  с  суровостью  климата  торфонакоп¬
ления  сейчас  практически  не  происходит,  а  торфяники  зани¬
мают  1—2%  площади  и  имеют  реликтовую  природу.  Мощность
их  сравнительно  небольшая  (от  1  до  3—5  м).  Поэтому  торфя¬
ники  здесь  непосредственного  влияния  на  преобразование
рельефа  не  оказывают.  Однако  процент  заболоченности  велик,
и  болота  предохраняют  громадные  площади  от  воздействия
эрозии  и  дефляции.  Микроформы  рельефа  болот  имеют  здесь
в  значительной  мере  мерзлотный  генезис.
 В  зоне  грядово-мочажинных  болот  в  настоящее  время
климат  наиболее  благоприятен  для  торфонакопления,  которое
происходит  особенно  интенсивно  как  по  площади,  так  и  по
 216

вертикали.  Географы  справедливо  называют  ее  лесоболотной
зоной,  где  господствуют  верховые  болота.  Влияние  внешней
среды  на  эти  болота  уступает  процессам  саморазвития  торфя¬
ников.
 До  заболачивания  рельеф  суши,  будущее  ложе  болот,  мог
быть  различным  и  по  морфометрии  и  по  генезису.  Во  многих
районах  лесоболотной  зоны,  как  нами  показано  выше,  он  был
сравнительно  плоским  и  изобиловал  многочисленными  неглу¬
бокими  западинами  преимущественно  термокарстовыми.  Запа¬
дины  располагались  близко  друг  к  другу.  Это  хорошо  фикси¬
руется  стратиграфическими  профилями,  построенными  на
основе  инструментальных  ходов  и  зондирования  торфяной  за¬
лежи.  К  настоящему  времени  такие  профили  составлены  для
многих  болотных  систем.
 Анализ  стратиграфических  профилей  торфяных  залежей
для  болотных  систем  Сургутского  и  Вахского  полесий  убеж¬
дает  в  том,  что  и  здесь  в  основном  образование  болот  проис¬
ходило  путем  заболачивания  суши.  Это  характерно  даже  для
бассейнов  Тром-Югана,  Пима,  Конды  и  других  рек,  где  среди
болот  имеется  громадное  количество  озер.  Заболачивание  по¬
следних  должно  было  бы  сопровождаться  отложением  на  дне
озер  сапропелей.  Однако  последние  встречаются  редко.  Чаще
всего  олиготрофные  виды  торфа  непосредственно  залегают  на
минеральном  грунте.  Реже  очагами  заболачивания  здесь  были
достаточно  крупные  впадины  рельефа.
 Рельеф  ложа  болот  в  значительной  степени  определяет  ход
их  развития.  Отсюда  следует,  что  вновь  созданный  болотооб¬
разовательными  процессами  рельеф  торфяной  залежи  являет¬
ся  в  какой-то  степени  предопределенным.  Например,  болота,.
возникающие  в  достаточно  крупных  замкнутых  или  полузамк¬
нутых  котловинах  или  на  месте  озер,  развиваются  по  цент-
рально-олиготрофному  типу,  свойственному  простым  болотным
массивам.  В  вытянутых  эрозионных  понижениях  водоразделов,
на  поверхности  молодых  террас  в  долинах  рек  болотообразо-
вание  идет  по  периферически-олиготрофному  типу.  И  в  первом
и  во  втором  случае  ход  развития  болот  определяется  геомор¬
фологическими  особенностями.
 При  центрально-олиготрофном  типе  развития  болотных
массивов  выделяется  семь  стадий  (Галкина,  1948,  1955;  Ива¬
нов,  1953  и  др.)*  На  первых  стадиях  происходит  заполнение
торфом  котловин  и  выравнивание  поверхности.  Затем  рельеф
поверхности  болота  становится  выпуклым  (III,  IV  и  V  ста¬
дии),  возникает  обращенный  рельеф: 	на 	месте 	центральной,
 наиболее  глубокой  части  котловины  образуется  высокая  вы¬
пуклая  вершина.  На  последних  стадиях  (VI  и  VII)  рельеф
простых  болотных  массивов  в  их  центральной  части  становит¬
ся  плоско-выпуклым,  с  обилием  вторичных  озер  и  мочажин.
Образование  последних  связано  с  уменьшением  уклонов  и
постоянным  застойным  переувлажнением  этой  части  массива^
 21Г

где  создаются  крайне  неблагоприятные  условия  для  развития
растительного  покрова,  который  деградирует.  Торфонакопле¬
ние  почти  прекращается  или  идет  медленнее,  чем  на  перифе¬
рии.  Рельеф  простых  болотных  массивов  на  последних  стадиях
развития  характеризуется  хорошо  выраженными  склонами  с
грядово-мочажинным  комплексом  и  плоской  центральной
частью  с  озерами  и  мочажинами.
 Слияние  простых  болотных  массивов  в  сложные  системы
происходит  на  разных  стадиях  развития.  Сложные  системы
ряда  болот  Васюганья  образовались  преимущественно  на  ран¬
них  стадиях  развития  массивов.  Это  отчетливо  отражено  на
стратиграфических  профилях,  в  частности,  через  болото,  зани¬
мающее  Бакчар-Иксинское  междуречье,  где  мощность  торфа
не  превышает  3  м.  Тем  не  менее  болото  представляет  единую
систему.  В  болотах  Васюганья  с  более  мощными  торфяниками
понижения  в  рельефе  их  дна  заполнены  обычно  осоково-дре¬
весными  и  сфагновопушицевыми  торфами,  мощность  которых
не  превышает  1—2,5  м.  Остальная  толща  (7—8  м)  —однород¬
ный  по  составу  сфагновый  торф,  свидетельствующий  о  том,  что
эта  болотная  система  длительно  развивалась  как  единое  це¬
лое.  По  данным  Н.  Я.  Каца,  торфяники  Васюганья  перешли  в
олиготрофную  стадию  развития  еще  в  бореальном  периоде
голоцена,  раньше  чем  торфяники  болот  европейской  части
СССР.  Этим  отчасти  объясняется  и  широкое  распространение
здесь  болот  и  значительная  мощность  торфяников.
 Возможно,  уже  перед  бореальным  периодом  все  неровности
рельефа  были  заполнены  торфом.  Произошла  нивелировка
контрастов  рельефа  ложа.  Сравнительно  плоская  поверхность
торфяников,  заполнивших  отрицательные  формы  рельефа,  сли¬
вается  с  окружающими  их  участками  суши.  Этот  этап  преоб¬
разования  рельефа  при  торфонакоплении  нашел  отчетливое
отражение  во  внеледниковой  зоне  равнины.  В  области  зырян¬
ского  оледенения  на  северо-востоке  торфонакопление  способ¬
ствовало  лишь  некоторому  снижению  гипсометрических  конт¬
растов  холмистого  рельефа,  болота  здесь  длительное  время
развиваются  самостоятельно.
 После  выравнивания  рельефа  наблюдается  некоторая  диф¬
ференциация  в  развитии  торфяников.  В  центре  болота  проис¬
ходит  более  интенсивный  рост  торфа  вверх,  а  на  периферии
одновременно  идет  его  разрастание  по  площади.  В  результате
такого  неравномерного  и  разнонаправленного  роста  торфяни¬
ка  его  центральная  часть  приобретает  выпуклую  форму.  На
Васюганском  болоте,  например,  центральная  часть  верхового
болота  возвышается  на  7,5—10  м  над  его  краями.
 Крупные  торфяники,  образовавшиеся  при  объединении  не¬
скольких  простых  болотных  массивов  на  ранних  стадиях  раз¬
вития,  имеют  обычно  в  центральной  части  менее  выпуклую
поверхность  и  лишь  к  периферии,  на  склонах,  выпуклость  уве¬
личивается.
 216

Различная  мощность  и  возраст  торфяников  определяют
своеобразные  особенности  рельефа  верхового  болота,  резко
отличающегося  от  рельефа  ложа.  Мутями  пс&никает  обра¬
щенный  рельеф:  над  западинами  в  минеральном  грунте  ложа
болота  "образуют  бугры,  а  над  выступами  —  понижения  в  тор¬
фяной  залежи.  В.  В.  Кудряшов  (1929)  называет  участки  наи¬
более  интенсивного  торфонакопления  «динамическими  центра¬
ми»,  которые  часто  располагаются  над  депрессиями  в  рельефе
ложа  болот.
 По  материалам  инструментальной  съемки  и  зондирования
торфяной  залежи  было  установлено,  что  в  Васюганье  на  неко¬
торых  массивах  сначала  верховые  болота  занимали  межгрив-
ные  понижения,  а  переходные  —  узкие  гривы.  Сейчас  картина
резко  изменилась.  Гривы  фиксируются  понижениями  на  по*
верхности  торфяной  залежи,  а  межгривные  западины  ложа
соответствуют  выпуклым  вершинам.  Обращенный  рельеф
здесь  представлен  наиболее  четко.
 В  олиготрофную  стадию  развития  началось  интенсивное
наступание  болот  на  окружающую  сушу.  Видимо,  этот  период
в  развитии  И.  И.  Краснов  (1943)  назвал  трансгрессией  болот.
Под  торфяниками  оказались  погребенными  формы  рельефа
соседних  суходолов.  Сохранению  этих  форм  в  первозданном
виде-способствовала  их  полная  изоляция  от  действия  внешних
агентов.
 При  интенсивном  торфонакоплении  местами  образуется  но¬
вый  водораздел.  Его  гребень  на  Васюганском  болоте,  в  част¬
ности,  по  линии,  соединяющей  истоки  pp.  Ичи  и  Чузика,  смес¬
тился  к  югу  более,  чем  на  10  км  по  сравнению  с  предыдущим,
существовавшем  здесь  до  образования  болот  (Бронзов,  1930;
Кац  и  Покрасс,  1952).
 Когда  в  рельефе  ложа  имеются  крупные  котловины,  то  раз¬
витие  простых  болотных  массивов  идет  по  центрально-олиго-
трофному  типу,  а  сливаются  они  на  самых  поздних  стадиях.  В
результате  сложная  болотная  система,  образовавшаяся  уже
при  мощных  торфяниках,  характеризуется  наличием  в  рельефе
обособленных  выпуклых  вершин.  Среди  болота  местами  воз¬
вышаются  небольшие  островки,  занятые  лесом.  Постепенно  и
они  заболачиваются.  Обращенный  рельеф  здесь  объясняется
проще.  Выпуклые  вершины  соответствуют  впадинам  ложа
простых  болотных  массивов,  образовавших  сложную  систему.
 На  Таз-Енисейском  междуречье  торфяники  преимуществен¬
но  заполняют  понижения  и  котловины  между  холмами.  Форма
болот  обычно  овальная,  местами  достаточно  сложной  конфи¬
гурации.  Характерно,  что  здесь  не  произошло  слияния  болот,
хотя  они  находятся  на  последних  стадиях  развития.  Это  вы¬
пуклые  олиготрофные  болота  с  прекрасно  выраженным  гря-
дово-мочажинным  комплексом.
 На  последних  стадиях  развития  верховых  болот  образуют¬
ся  плоско-выпуклые  моховики  с  озерно-мочажинным  центром.
 219

Характерно  для  этих  болот  обилие  озер,  которые  являются
главным  элементом  своеобразного  рельефа,  созданного  боло¬
тообразовательными  процессами.
 Видимо,  на  поздних  стадиях  развития  находятся  гигантские
сложные  системы  в  зоне  выпуклых  олиготрофных  (грядово-
мочажинных)  болот.  Наиболее  широко  они  распространены  в
Сургутском  полесье  (междуречье  Агана  и  Лямина),  в  бассей¬
нах  pp.  Васюгана,  Большого  Югана  и  Демьянки.  Е.  А.  Рома¬
нова  здесь  выделяет  четыре  района  (табл.  9).
 Таблица  9
 Соотношение  площадей  (в  %)  болотных  микроландшафтов
олиготрофных  болот  различных  районов  Западно-Сибирской  равнины
 Типы  болотных  микроландшафтов
 |  Районы
 Реки,  к  бассейнам  которых  при¬
надлежат  районы
 моховые
 лесные
и  мохово-’
лесные
 грядово-
 мочажинные
 грядово-
 озерковые
 I
 Лямин,  Аган,  Пим
 —

 14,6
 85,4
 II
 Большой  Юган,  Демьянка
 —
 34,0
 58,0
 8,0
 III  Васюган
 —
 44,0
 33,0
 23,0
 IV  Северная  и  Малая  Сосьва
 55,0
 46,0
 —
 —
 В  бассейне  р.  Конды  болота  более  молодого  возраста  по
сравнению  с  Васюганскими.  Мощность  торфа  здесь  неболь¬
шая.  Судя  по  профилям  (рис.  48),  к  западу  от  оз.  Сырко¬
вого  болотные  массивы  соединились  в  единую  систему  —  в
олиготрофную  стадию.
 Располагаясь  в  зоне  олиготрофных  болот,  в  одинаковых
климатических  условиях,  болота  существенно  отличаются  друг
от  друга.  Это  отличие  определяется  геоморфологией  централь¬
ной  части  равнины.
 Итак,  после  первых  стадий,  характеризующихся  нивелиро¬
ванием  и  сглаживанием  контрастов  рельефа  ложа  болот,  при
продолжающемся  торфонакоплении  верховые  болота  приобре¬
тают  значительную  выпуклость,  местами  возникает  обращен¬
ный  рельеф.  И,  наконец,  на  самых  поздних  стадиях  развития
центральные  части  болот  уплотняются,  где  сосредоточены  пре¬
имущественно  грядово-озерковые  комплексы.  Лишь  склоны
хорошо  прослеживаются  в  рельефе.  На  всех  трех  стадиях  тор¬
фонакопление  является  ведущим  геоморфологическим  факто¬
ром,  а  рельеф  возникшей  торфяной  залежи  существенно  отли¬
чен  от  рельефа  ложа  болот.  Рельеф  торфяной  залежи  настоль¬
ко  преобразуется,  что  приобретает  многие  специфические
черты,  которые  не  встречаются  на  суше.  Создается  характер¬
ная  для  верховых  болот  гидросеть,  представленная  неболь¬
шими  внутриболотными  речками  и  ручьями,  вторичными  озе-
 220

Рис.  47.  Обзорная  карта  болот  Западно-Сибирской  равнины
(по  В.  В.  Куприянову).  Черным  показаны  болота
 рами,  склоновыми  и  контактными  микроозерками,  застойными,
фильтрационными  и  проточными  топями.
 В  пределах  этой  же  лесоболотной  зоны  междуречья  Ваха  и
Тыма,  Агана  и  Колик-Егана,  Ваха  и  Таза  значительно  меньше
заболочены,  а  болота  здесь  развиваются  в  основном  по  пери-
ферически-олиготрофному  типу.  Они  имеют  лентовидную  фор¬
му,  заполняя  лога  достаточно  расчлененного  рельефа  Аганско-
го  и  Вахского  «материков».  Заболоченные  лога,  сливаясь  под
разными  углами,  образуют  местами  болота  древовидной  фор¬
мы.  Последние  нами  встречались  даже  на  Вах-Тазовском  во¬
доразделе,  в  области  крупного  куполовидного  поднятия.  На
более  низких  участках  междуречий  распространены  болота
лапчатой  и  веерообразной  формы  с  грядово-мочажинным
комплексом.  Все  эти  виды  торфяных  болот  заполняют  пониже¬
ния  и  сглаживают  контрасты  рельефа.
 Значительна  роль  болотообразовательных  процессов  и  в
преобразовании  рельефа  речных  долин,  где  на  первых  стадиях
развитие  болот  происходит  по  периферически-олиготрофному
 22>1

типу.  Накапливается  преимущественно  низинный  торф,  кото¬
рый  нередко  полностью  заполняет  понижения  в  рельефе  и  ни¬
велирует  уступы  между  террасами.  На  пойме  заболачиваются
небольшие  озера,  протоки,  эрозионные  рытвины.  Низинный
торф  в  виде  клинообразных  вытянутых  линз  выполняет  пони¬
жения  между  веерами  блуждания,  которые  в  плане  имеют  сер¬
повидную  форму.  В  пойме  р.  Оби  разбурено  несколько  таких
линз,  где  торф  достигает  большой  мощности  (рис.  49).  На  гра¬
нице  поймы  с  надпойменными  террасами  развитие  торфяников
приводит  к  сглаживанию  уступов.  Террасы  образуют  единую
поверхность,  и  различить  их  практически  невозможно.
 В  среднем  течении  р.  Оби  и  ее  притоков  очень  трудно  раз¬
делить  II  и  III  надпойменные  террасы.  Обширные  болота  не
только  выравнивают  отрицательные  формы  рельефа  на  поверх¬
ности  террас,  но  и  затушовывают  уступы  между  ними.  Поэто¬
му  на  многих  картах  террасы  показываются  как  объединен¬
ные.  Развитие  болот  происходит  здесь  по  центрально-олиго-
трофному  типу.  На  II  надпойменной  террасе  р.  Оби,  в  между¬
речье  Ваха  и  Ватинского  Егана  все  неровности  ложа  болот
выполнены  низинным  торфом  мощностью  до  0,5—1  м.  Образо¬
валась  единая  (Самотлорская)  сложная  система.
 После  объединения  массивов  дальнейшее  их  развитие  спо¬
собствовало  возникновению  выпуклых  торфяников.  В  настоя¬
щее  время  эта  сложная  болотная  система  находится  на  пос¬
ледних  стадиях  развития.  Здесь,  как  и  на  верховых  болотах
водоразделов,  сформирована  гидросеть.  На  Самотлорской
болотной  системе  озера  занимают  12%  от  общей  ее  площади
(Романова,  Усова,  1969).  Среди  них  наиболее  крупное  —  Са-
мотлор  (61  км2),  вероятно,  является  первичным.
 На  надпойменных  террасах  р.  Оби  некоторые  долины  пол¬
ностью  заполнены  торфом,  и  речки  текут  по  его  поверхности.
При  разбуривании  профиля  по  линии  нефтепровода  Александ¬
ровское—  Анжеро-Судженск  установлено,  что  левый  приток
р.  Оби  Аленкин-Еган  на  значительном  расстоянии  течет  по
торфяной  залежи.  Долина  р.  Окуневки  шириною  в  0,5  км  так¬
же  заполнена  торфом.
 Итак,  в  процессе  развития  болот  одновременно  преобразу¬
ется  рельеф  равнины.  Во  внеледниковой  зоне,  на  междуречьях,
это  преобразование  имело  три  основных  этапа:
 1. 	Нивелировка  ложа  болот  и  образование  ровной  поверх¬
ности  торфяной  залежи,  которая  сливается  с  окружающей  су¬
шей.  Болота  были  изолированными  друг  от  друга.
 2. 	Второй  этап  —  широкое  распространение  и  образование
выпуклых  болот,  слияние  их  в  громадные  сложные  болотные
системы.  Возникновение  обращенного  рельефа,  смещение  во¬
доразделов.  Наиболее  благоприятными  условиями  для  разви¬
тия  подобных  болотных  систем  с  мощными  торфяниками  были
в  раннем  и,  главным  образом,  среднем  голоцене,  от  8500  до
4500  лет.  В  атлантическом  периоде  имел  место  «взрыв  торфо-

р.  Бол.Тетер
 II  км
 <  EZ3*  ш»
 Рис.  48.  Схема  расположения  болот  в  бассейне  р.  Конды.
 ,Рг/,-,Г1°"пТГЛ“1ОЛИТРОфНЫХ  бТТ  С  гРЯД°во-мочаж„н„ым  комплексом;  2-район  болотно-озерных  комплексов;  3  -  расположение  профи-
леи  и  их  номера,  4  —  озера;  5  —границы  болот;  6  —  границы  между  болотными  районами
 пРяныГм^Тпялкнмр  (пПп°ппЕ'  А-,Романовой’  1967-  Генерализация  автора).  Хорошо  видна  роль  торфяников  в  нивелировании  рельефа:  1  -  торф;  2-ко¬
ренные  минеральные  породы;  о  —  скважины

О  10 	20 	30ц
 j 	I 	I 	I
 -L- 	1,  ■  l 	•
 Г7712  ГГПэ
 Рис.  49.  Заполнение  торфом  неровностей  на  поверхности
поймы  р.  Оби  и  на  террасах  р.  Кулымского  Егана  (нижний
рисунок).
 /  —  торф;  2  —минеральные  породы;  5  —скважины
 223:

накопления»,  интенсивно  образовывался  сфагновый  торф,
который  составляет  подавляющую  часть  залежи  большинства
болотных  систем.  Относительное  похолодание  и  замедление
торфонакопления  отмечено  на  рубеже  атлантического  и  суб-
бореального  периодов,  примерно  4500  лет  назад  для  всего  се¬
вера  Евразии  (Виноградов  и  др.,  1970).
 3. 	Третий  этап  в  преобразовании  рельефа  связан  с  поздним
голоценом  (около  2000—2500  лет  назад),  когда  климат  стал
более  влажным.  Обводнение  сказалось  и  на  развитии  болот¬
ных  систем.  На  поздних  стадиях  шло  образование  грядово-
озерковых  комплексов  в  их  центральных  плоских  или  слабо¬
выпуклых  частях  и  грядово-мочажинных  —  по  периферии  на
хорошо  выраженных  склонах.
 ОЗЕРА  КАК  ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЙ  ФАКТОР
 Западно-Сибирская  равнина  очень  богата  озерами.  Изуче¬
ны  они  слабо  и  в  неодинаковой  степени.  Степные  озера  юга
равнины  с  давних  пор  привлекали  внимание  исследователей.
Северные  же  озера,  даже  крупные,  или  вообще  не  наносились
на  карты,  или  же  их  контуры  показывались  пунктиром.  В  по¬
следнее  время  этот  недостаток  устранен.  На  основе  новых  кар¬
тографических  материалов  получены  достаточно  точные  мор-
<фометрические  данные,  характеризующие  озера  равнины,
намечены  некоторые  закономерности  в  их  распространении.
 Охарактеризованы  генезис  и  морфология  озерных  котловин
как  отдельных  районов,  так  и  всей  равнины  (Кесь,  1935;  Качу-
рин,  1947,  1961;  Рихтер,  1957;  Орлов,  1960;  Земцов,  1961,
1964а;  Вельмина,  1964;  Бойцов,  1965;  Ласточкин,  1969;  Бура¬
ков,  Вышегородцев,  Гундризер,  Земцов,  Минин,  Попков,  1970;
Земцов  и  Фащевский,  1970,  1972  и  др.).  Не  рассматривались
юзера  как  геоморфологический  фактор,  существенно  преобра¬
зующий  рельеф  равнины.  В  таком  плане  проблема  ставится
автором  впервые.  Прежде  чем  решать  ее,  необходимо  кратко
остановиться  на  закономерностях  распространения  озер  и  ге¬
незисе  их  котловин.  Вполне  естественно,  что  эффективность
юзер  по  преобразованию  рельефа  зависит  от  их  количества  и
-занимаемой  площади.
 •
 Озерные  районы
 Озера  в  пределах  равнины  исчисляются  многими  сотнями
тысяч.  В  зоне  тундры,  включающей  Ямал,  Гаданский  и  Тазов¬
ский  полуострова,  насчитывается  96533  озера  с  общей  пло¬
щадью  16810  км2.  Общая  озерность  равна  5—10%.  В  лесотунд¬
ре  и  лесоболотной  зоне,  куда  входят  бассейны  pp.  Средней  и
 224

Нижней  Оби,  Надыма,  Пура  и  Таза,  зарегистрировано  691509
озер  с  общей  площадью  70944  км2.  Общая  озерность  здесь
составляет  3—5%,  что  значительно  выше  таковой  для  многих
районов  СССР.  На  каждые  1000  кв.  км  площади  приходится
300—500  озер.  Однако  эти  озера  небольшие.  Площадь  их  зер¬
кала  не  превышает  1  км2;  крупные  встречаются  редко  (2—5
озер  на  1000  км2).
 Распределены  озера  крайне  неравномерно.  Автором  выде¬
ляется  шесть  крупных  озерных  районов:  1)  Ямало-Гыданский,
2)  Турухан-Хетский,  3)  Пур-Тазовский,  4)  Надым-Казымский,
 5) 	Сургутский  и  6)  Кондинский.
 Первый  район  занимает  Ямал  и  Гыданский  полуостро¬
ва,  где  наиболее  высок  процент  озерности  и  где  особенно  мно¬
го  крупных  озер  (табл.  10).
 Второй  район  расположен  в  лесотундре  Турухан-Хет-
ского  и  Турухан-Тазовского  междуречий,  в  области  зырянско¬
го  оледенения.  Здесь  также  сосредоточено  большое  количество
озер,  среди  которых  много  крупных  и  очень  глубоких
(табл.  11).
 Третий  район  включает  южные  части  Пурской  и  Толь-
кинской  низменностей,  где  они  соединяются  и  образуют
обширное  понижение,  в  котором  находится  озеро  Чертово
(111  км2).
 Таблица  10
 Морфологические  показатели  озер  Гыданского  полуострова
(по  В.  Н.  Полымскому,  1971)
 Ямбу-то
 Хассейн-то
 Хуче-то
 Периптаве-
 Площадь,  га
 16000
 8640
 4140
 9720
 Длина,  км
 2ц
 27
 9
 16,5
 Ширина,  км
 10
 5
 6
 12
 Наибольшая  глубина,  м
 25
 39
 42
 28
 Объем  водной  массы,  млн.  м3
 827,50  508,36
 266,15
 470,70
 Площадь  литорали,  га
 8500
 4750
 2110
 5500
 Таблица  Ш
 Морфологические  показатели  озер  Таз-Енисейского  междуречья
(по  А.  А.  Земцову  и  Б.  В.  Фащевскому,  1970,  1972)
 Маков¬
 ское
 Большое
 Совет¬
 ское
 Южное
 Совет¬
 ское
 Северное
 Советское
 Налимье
 Юрац-
 кое
 Площадь,  га
 16300
 7630
 5700
 612
 4600
 1.260
 Длина,  км
 21
 15
 20,6
 7.4
 9
 12
 Ширина,  км
 18
 7
 12,2
 1,2
 6
 1,5
 Наибольшая  глубина,  м
 65
 120
 54
 20
 Объем  водной  массы,
 млн.  м3
 3340
 2310
 1600
 130
 15  Заказ  2770
 225

Четвертый  район  является  продолжением  на  запад
третьего  и  охватывает  озера,  расположенные  в  верховьях
pp.  Надыма  и  Казыма.  Наиболее  крупное  из  них  озеро  Нум-то
(61,8  км2).
 Пятый  район  расположен  в  Сургутском  и  Вахском  по¬
лесьях.  Здесь  только  в  Сургутском  административном  районе
насчитывается  14389  озер  с  общей  площадью,  равной  8234  км2.
По  бассейнам  рек  они  распространяются  неравномерно
(табл.  12).
 Как  видно  из  таблицы,  в  бассейнах  рек  зандровой  равни¬
ны—  Пимском,  Тром-Юганском  и  Аганском  сосредоточено
12504  озера  из  14389,  а  площадь  их  составляет  7176  кв.  км.  В
Сургутском  полесье  на  верховых  болотах  развиты  преимуще¬
ственно  небольшие  озера,  среди  которых  редко  встречаются
крупные  (табл.  13).
 Весьма  высок  процент  заболоченности  и  озерности  в  Сур¬
гутском  полесье  (табл.  14).  Из  таблицы  видно,  что  эти  пока¬
затели  у  водосборов  упомянутых  рек  в  10—20  раз  выше,  чем
у  других  рек  Северного  Приобья.  Это  поистине  страна  болот
и  тысяч  озер.  Несмотря  на  огромное  количество  озер  и  кажу¬
щееся  их  разнообразие,  они  весьма  однотипны.
 Шестой  район  включает  левобережье  нижнего  Ирты¬
ша,  бассейн  р.  Конды,  где  насчитывается  43805  озер  с  пло*
 Таблица  12
Озера  Сургутского  района  и  их  площадь
 С
 с
 2
 Наименование  бассейнов
 Количество
 озер
 Площадь
зеркала
(в  кв.  км)
 1
 Ляминский
 1013
 661
 12
 Пимский
 3394
 2271
 3
 Трам-Юганский
 5152
 29*12
 4
 Аганекий
 4058
 1993
 5
 Болыие-Юганский
 4*30
 207
 6
 Болыие-Салымский
 34Я
 191
 Всего  		14389 	8234
 Таблица  13
 Морфологические  показатели  озер  Сургутского  Полесья
 Пильтан-
 лор
 Сыхтын-
 лор
 Сорн-лор
 Унтер-лор
 Кульеган-
 лор
 Площадь,  га
 9880
 5180
 1420
 1600
 1700
 Длина,  км
 17,8
 11,8
 12,6
 7,2
 6,75
 Ширина,  км
 10,5
 7,7
 4,6
 3,9
 4,55
 Наибольшая  глубина,  м
Объем  водной  массы,
 3
 3
 2,6
 2,1
 1,6
 тыс.  м3
226
 143260
 8Э916
 23146
 26760
 19550

Т  а  б  л  «  ц  а  14
 Заболоченность  и  озерность  лесоболотной  зоны  Западной  Сибири
 Наименование  реки
 Площадь
 Заболо¬
 водосбора,  км2
 ченность,
в  %
 Озерность,  в  %
 Л  ям  ии  (факт.  Горшков  о)
 Пим  (пос.  Пим)
 Тром-Юган  (пос.  Ермаково)
Аган  (с.  Аган)
 Большой  Юган  (с.  Угут)
Малый  Юган  (Кянямины)
Васюган  (с.  Средний  Васюган)
Чижапка  (с.  Усть-Салат)
Парабель  (с.  Сояюпаево)
 Тым  (пос.  Напас)
 Кеть  (пос.  Максимкин  Яр)
 12800
 56
 18
 11800
 62
 22
 13500
 46
 23
 29700
 43
 14
 22100
 35
 1
 81Э0
 30
 2
 31700
 40
 2
 9520
 25
 1
 26400
 30
 1
 24500
 24
 3
 36400
 10
 1
 щадью  их  зеркала,  равной  4377  км2.  Характерно  для  этого
района  обилие  своеобразных  пойменных  озер  —  «соров»  и  «ту¬
манов».
 Таким  образом,  озера  в  пределах  равнины  являются  одним
из  главных  элементов  географического  ландшафта.  Котлови¬
ны  же  их  —  наиболее  широко  распространенные  отрицатель¬
ные  формы  рельефа.
 Закономерности  распространения  озер  ,
и  генезис  их  котловин
 Обилие  озер  на  севере  равнины  объясняется  не  только
своеобразием  гидроклиматических  условий,  но  и  геологиче¬
ским  строением  и  рельефом  субстрата,  на  котором  они  распо¬
ложены.  Первые  обеспечивают  необходимый  запас  воды  для
заполнения  котловин,  существование  и  морфология  которых
определяются  особенностями  субстрата.
 Все  озерные  котловины  врезаны  в  рыхлые  отложения  плей¬
стоцена  и  голоцена.  История  их  становления  и  формирования
тесно  связана  с  четвертичной  историей  равнины.  Велико  зна¬
чение  новейших  тектонических  движений.  Действительно,  к
новейшим  прогибам  приурочены  долины  ряда  крупных  рек,
где  сосредоточена  основная  масса  озер.  Озера  Сургутского  и
Вахского  полесий,  а  также  бассейна  р.  Конды  занимают  Сред¬
необскую  и  Кондинскую  низменности,  которые  располагаются
в  областях  устойчивых  тектонических  опусканий  с  характер¬
ными  для  них  прямыми  морфоструктурами.  Признавая  несом¬
ненную  связь  ряда  озерных  районов  с  участками  плиты,  испы¬
тывающими  новейшие  погружения,  необходимо  отметить,  что
некоторые  озера  располагаются  и  в  областях  новейших  подня¬
тий.  Например,  на  Ямале  и  Гыдане  озера  расположены  на
 15*

Ямальской,  Щучинской  и  Хетской  возвышенностях,  основа¬
нием  которых  являются  гетерогенные  морфоструктуры,  актив¬
но  поднимавшиеся  в  неогенчетвертичное  время.  Часто  озера
сосредоточены  на  водоразделах,  которые  обычно  приурочены
к  областям  новейших  тектонических  поднятий.  Озера  Нум-то,
Пяку-то,  Тету-Мамонтотяй  находятся  на  Сибирских  увалах,
где  суммарная  амплитуда  поднятий  превышает  100  м.  Даже  в
областях  опусканий  имеются  активно  воздымающиеся  текто¬
нические  структуры,  тем  не  менее  на  их  площади  много  озер.
В  той  же  Среднеобской  низменности,  в  бассейнах  pp.  Пима,
Тром-Югана  и  Агана  очень  много  озер,  а  в  бассейнах  Бол.  и
Мал.  Югана  и  Салыма  их  почти  нет  (табл.  12).
 Видимо,  новейшие  тектонические  движения  не  определяют
всех  закономерностей  в  распределении  озер.  Очевидно,  суще¬
ствуют  и  другие  факторы,  которые  или  препятствуют  или  спо¬
собствуют  образованию  и  развитию  озер.  К  последним  можно
отнести  ледниковые  покровы.  Так,  в  области  зырянского  оле¬
денения  на  северо-востоке  равнины  многочисленные  озера  за¬
полняют  различной  формы  понижения  и  западины  между  хол¬
мами  и  грядами  ледникового  и  водноледникового  рельефа,
древние  ложбины  стока  талых  ледниковых  вод  на  зандровых
полях  и  равнинах.  Озера  имеются  на  побережьях  морей  и  мор¬
ских  террасах.  Особенно  много  их  в  пределах  озерно-аллю¬
виальных  равнин,  на  пойме  и  надпойменных  террасах  в  реч¬
ных  долинах.
 Располагаясь  на  различных  типах  рельефа,  в  формирова¬
нии  которых  принимали  участие  многие  экзогенные  факторы,
озерные  котловины  имеют,  несомненно,  различный  генезис  и
возраст.  Поэтому  не  могут  быть  приняты  гипотезы,  объясняю¬
щие  образование  всех  котловин  под  влиянием  какоготлибо
одного  фактора.  Н.  А.  Вельмина  (1964),  например,  считает,
что,  по  крайней  мере,  подавляющее  большинство  (если  не  все!)
озерных  котловин  равнины  возникло  путем  отчленения  петель
реки.  Как  только  произойдет  отделение  петли,  внутри  ее  посте¬
пенно  разрушается  внутримеандровое  пространство,  и  озеро
приобретает  обычно  овальную  или  округлую  форму.  Гипотеза
заслуживает  внимания.  В  речных  долинах  образование  котло¬
вин  происходит  именно  так.  Однако  универсальность  ее  ни  в
коей  мере  не  может  быть  оправдана.  Нельзя  все  многообразие
озерных  котловин  равнины  приписывать  только  одному  фак¬
тору,  даже  и  весьма  мощному,  каким  является  деятельность
рек.  Н.  А.  Вельмина  совершенно  игнорирует  геологическое
строение  равнины,  которая  не  вся  сложена  речными  отложе¬
ниями.
 Автором  выделяются  на  исследованной  территории  котло¬
вины  различного  генезиса.
 Ледниково-тектонические  озерные  котловины  ши¬
роко  развиты  в  области  зырянского  оледенения  на  северо-вос¬
токе  равнины.  Существенную  роль  в  заложении  крупных  кот-
 228

ловин  здесь  играли  новейшие  тектонические  движения  земной
коры  блокового  характера.  Возможно,  что  наиболее  глубокие
из  котловин  являются  грабенами.  Позднее  они  разработаны
ледниковой  экзарацией  и  отпрепарированы  талыми  водами,
которые  и  придали  котловинам  в  общих  чертах  современный
облик.  Озера  здесь  делятся  на  плотинные  (или  запрудные)  и
котловинные.  Типичным  примером  первых  являются  котлови¬
ны  озер  Маковского,  Налимьего,  Чондыка  и  др.  С  запада  и
юго-запада  их  котловины  окаймляются  моренными  грядами
(Земцов,  1964  а).
 Котловина  оз.  Маковского  четко  делится  на  западную
очень  глубокую  и  восточную  с  глубинами,  не  превышающими
 2—3  м.  Первая  отличается  исключительно  сложным  рельефом
дна,  где  глубокие  впадины  чередуются  с  повышениями.  Сос¬
тавленные  нами  примерные  профили  зафиксировали  резкие
изменения  глубин.  В  пределах  самого  озера,  кроме  крупного
острова,  расположенного  почти  в  его  центре,  имеются  мелкие
островки  из  валунов  и  гальки.
 Котловины  озер  Советских  также  имеют  очень  сложное
строение  (рис.  50,  а).  Определяющими  факторами,  видимо,  и
здесь  были  новейшие  тектонические  движения  по  омоложен¬
ным  разломам  земной  коры  простирания,  близкого  к  широтно¬
му.  Весьма  расчленен  рельеф  котловин  озер  Советских.  Очень
резко  и  на  небольшом  расстоянии  изменяются  глубины  в  Вос¬
точном  заливе  Бол.  Советского  озера  (рис.  50,  б).  Характерно
также  резкое  увеличение  глубин  в  некоторых  местах  озер  и
заливов  от  мелководья  к  середине.  В  озерах  и  заливах  встре¬
чаются  островки,  сложенные  валунно-галечным  материалом.
Много  подводных  каменистых  гряд  и  отмелей,  которые  череду¬
ются  с  достаточно  глубокими  впадинами  (Земцов  и  Фащев-
ский,  1970).  Кроме  того,  озеро  изобилует  далеко  вдающимися
в  окружающую  местность  заливами,  мысами  и  мелкими  остро¬
вами.  Некоторые  заливы  глубокие,  имеют  узкую,  извилистую
форму  и  ступенчатый  продольный  профиль  дна.  Берега  Сев.
и  части  Бол.  Советских  озер,  высокие  и  крутые,  чаще  абрази¬
онные.  Обнажаются  по  склонам  моренных  холмов  пески  и  су¬
глинки  с  валунно-галечным  материалом,  который  намывается
и  рассеивается  вдоль  уреза  воды  и  по  мелководью.  Более  по¬
логий  аккумулятивный  берег  представлен  высокой  террасой.
Чаще  вдоль  берегов  тянется  низкая  терраса,  сложенная  сверху
торфяниками,  залегающими  на  суглинках  или  гравелистых
песках  с  обилием  валунов  и  галек.
 Котловины  ледникового  и  водн  о-л  едниково-
го  генезиса  в  области  зырянского  оледенения  распола¬
гаются  среди  холмисто-моренного  и  камового  рельефа.  Это
различной  формы  и  размеров  понижения  и  замкнутые  впади¬
ны  между  холмами.  Генезис  котловин  тесно  связан  с  аккуму¬
ляцией  ледника.  Такие  озера  можно  отнести  к  котловинному
типу.  Многие  озера  сосредоточены  в  ложбинах  стока  талых

Рис.  50.  Схема  озер  Советских  —  а  и  профиль  по  линии  АБС  —  б
 230

ледниковых  вод,  заполняя  на  их  дне  наиболее  глубокие  рыт¬
вины.  Некоторые  озера  занимают  лишь  часть  обширных  гля-
циодепрессий  и  являются  остаточными.
 Очень  широко  распространены  в  этих  районах  термо¬
карстовые  озера,  образование  котловин  которых  обус¬
ловлено  вытаиванием  пластов  и  линз  льда  в  многолетнемерз¬
лых  грунтах.  Такие  озера  имеют  обрывистые  берёга,  сложен¬
ные  торфом  и  суглинками  со  значительной  льдистостью.  Как
правило,  глубина  термокарстовых  котловин  равна  2—4  м,  а  их
площадь  не  превышает  нескольких  гектаров.  Чаще  котловины
эти  заполнены  водой,  но  бывают  и  сухими  (хасыреи).  Распро¬
странение  термокарстовых  озер  определяется  степенью  льдис-
тости  грунтов,  поэтому  встречаются  они  на  самых  различных
типах  и  формах  рельефа.  Их  можно  видеть  в  понижениях  меж¬
ду  моренными  холмами  и  на  зандровых  полях,  на  плоской  по¬
верхности  озерно-аллювиальных  и  морских  равнин,  а  также  в
речных  долинах.  Пожалуй,  большинство  озерных  котловин  на
севере  ра)внины  —  термокарстовые,  в  распространении  которых
прослеживается  широтная  зональность.
 Ф  лювиальные  озера,  образование  котловин  котооых
связано  с  эрозионно-аккумулятивной  деятельностью  рек,
имеют  исключительно  широкое,  но  отнюдь  не  повсеместное
распространение.  Они  локализируются  на  поверхностях  озер-
но-аллювиальных  равнин  и  речных  террас.  Особенно  много  их
(около  6%  от  всех  озер  равнины)  на  поймах  крупных  рек.
Это  преимущественно  мелкие,  серповидной  формы  озера  сре¬
ди  вееров  блуждения  рек,  озера-протоки,  озера-старицы.  Ме¬
ханизм  их  образования  детально  описан  Е.  В.  Шанцером
(1951),  Н.  И.  Макковеевым  (1955)  и  И.  В.  Поповым  (1969).
Среди  пойменных  наиболее  крупными  являются  озера-соры,
обычно  приуроченные  к  устьям  Лямина,  Казыма,  Конды  и
других  притоков  pp.  Оби  и  Иртыша.  Площадь  их  существенно
изменяется  в  течение  года.  В  долине  р.  Конды  известны  свое¬
образные  озера  —  «туманы»,  занимающие  расширения  речных
долин.  Они  заполнены  водой  до  глубокой  осени  и  значительно
замедляют  спад  вешних  вод,  являясь  естественными  регуля¬
торами  стока  реки.
 Система  Чертовых  озер  имеет  также  флювиальное  проис¬
хождение.  Эти  озера,  соединенные  мелкими  речками,  по  своей
форме  напоминают  плесы  протекавшей  здесь  ранее  мощной
реки.  Контуры  их  котловин  были  позднее  изменены  термокар¬
стовыми  процессами  и  тепловой  абразией,  о  чем  свидетельст¬
вуют  обрывистые  берега,  сложенные  льдистыми  породами.  С
севера  на  юг  вытянутая  более  чем  на  100  км  цепочка  Чертовых
озер  напоминает  брошенное  русло  гигантской  реки.  Последняя
огибала  с  запада  останец  «материка»  с  отметками  129  м  и  сое¬
динялась  с  вытянутой  котловиной  Часельских  озер,  открываю¬
щейся  в  современную  долину  р.  Таза.  В  рельефе  выделяется
крупная  излучина  с  высотами  50—60  м.  Видимо,  река  прорва-

ла  узкий  перешеек,  образовав  огромную  старицу.  В  месте  про¬
рыва  ширина  долины  р.  Таза  равна  10  км  и  представлена
поймой.  Лишь  в  устье  р.  Часельки  долина  расширяется  до
100  км,  где  развиты  I  и  II  надпойменные  террасы.
 Озера,  котловины  которых  имеют  морской  генезис,
занимают  крайний  север  равнины,  вдоль  побережья  морей.
Это  преимущественно  реликтовые  озера,  оставшиеся  после
регрессии  моря.  Их  котловины  —  отрицательные  формы  рель¬
ефа  морского  дна.  Связь  озер  с  морем  в  прошлом  подтверж¬
дается  наличием  в  них  среди  донной  фауны  морских  реликто¬
вых  организмов.  К  этому  типу  на  Гыдане  можно  отнести  озера
Ямбу-то  и  Хассейн-то,  высота  которых  над  уровнем  моря  рав¬
на  соответственно  3—6  м.  Видимо,  такой  генезис  имеют  и  не¬
которые  крупные  озера  Ямала,  например,  Ней-то  (215  км2,
глубина  4  м),  Ямбу-то  (119  км2)  и  др.  Много  небольших  озер
на  побережье  Карского  моря,  затопляемом  во  время  приливов
и  сгонно-нагонных  явлений.
 Эоловые  озера  встречаются  очень  редко  в  дефляцион¬
ных  котловинах  на  поверхности  зандровых  равнин  и  песчаных
террасах  в  долинах  рек.  Это  очень  мелкие  озера  с  блюдцеоб¬
разными  котловинами  и  пологими  берегами.
 Озера  дистрофного  типа  и  органического
происхождения  приурочены  к  крупным  и  сложным  бо¬
лотным  массивам  и  образовались  в  результате  разрушения
торфяников  среди  открытых  сфагновых  болот.  Известно,  что
на  поздней  стадии  развития  болот  образуются  плоско-выпук¬
лые  моховики  с  озерково-мочажинным  центром.  На  плоско-
выпуклой  поверхности  центра  болотного  массива,  окруженно¬
го  грядово-мочажинным  комплексом,  располагаются  много¬
численные  мелкие  озера.  Эти  озера  болотоведы  называют
вторичными  в  отличие  от  первичных  озер,  образовавшихся  за
счет  зарастания  и  заторфовывания  более  крупных  озер  иного
генезиса.  Вторичных  озер  очень  много  в  Сургутском  и  Вах-
ском  полесье,  в  бассейне  р.  Конды.  Размеры  их  площади  неве¬
лики,  а  глубина  не  превышает  2—3  м.  Поэтому  они  распола¬
гаются  обычно  в  торфяниках,  имея  торфяное  дно  и  берега.  В
расположении  таких  озер  не  наблюдается  четкой  ориентации.
 В  распределении  озерных  котловин  устанавливаются  неко¬
торые  закономерности.  Разные  их  генетические  типы  приуро¬
чены  к  определенным  природным  зонам,  типам  и  формам
рельефа.  Поскольку  формирование  последних  происходило  в
разное  время,  можно  примерно  определить  возраст  котловин.
 Озера  являются  прекрасными  дешифрировочными  призна¬
ками:  они  хорошо  видны  на  аэрофотоснимках.  Контуры  же
котловин  достаточно  надежно  указывают  на  генезис,  а  следо¬
вательно,  и  приуроченность  к  определенным  типам  и  формам
рельефа.  Это  позволяет  значительно  облегчить  производство
картографических  и  геологосъемочных  работ.  Раопростране-
 232

ние  термокарстовых  озер  является  надежным  признаком  для
определения  границ  многолетней  мерзлоты  в  прошлом,  а  так¬
же  состояние  и  условия  ее  развития  в  настоящее  время.
 Преобразование  озерных  котловин  и  деградация  озер
 Всякое  озеро  состоит  из  котловины  и  заполняющей  ее  вод¬
ной  массы,  под  влиянием  которой  первоначальная  форма  кот¬
ловины  значительно  ,преобразуется.  Изменяются  размеры  кот¬
ловин,  их  местонахождение,  рельеф  дна  и  распределение
глубин.  Сами  озера  нередко  становятся  мощным  геоморфоло¬
гическим  фактором.  Значительные  преобразования  котловин  и
даже  миграция  озер  особенно  характерны  для  Западно-Сибир-
ской  равнины,  где  повсеместно  развиты  рыхлые  легко  размы¬
ваемые  отложения,  в  которые  врезаны  котловины.
 На  крупных  озерах,  расположенных  среди  открытых  забо¬
лоченных  и  незалесенных  пространств,  под  влиянием  ветрового-’
волнения  происходит  разрушение  наветренных  берегов.
 Важную  роль  в  развитии  береговой  абразии  на  озерах
имеет  амплитуда  колебания  их  уровней.  Поскольку  ни  на
одном  из  озер  севера  равнины  нет  водомерных  постов,  о  коле¬
баниях  их  уровня  можно  судить  по  косвенным  признакам  и  по
данным  кратковременных  экспедиционных  исследований.  Ко¬
лебания  уровней  озер  зависят  не  только  от  климатических
условий  лесоболотной  зоны  равнины,  но  и  от  их  геоморфоло¬
гического  положения.  Представляют  интерес  две  группы  озер:
1.  Озера,  расположенные  на  плоских  и  слабовыпуклых  водо¬
раздельных  пространствах,  обычно  сложенных  с  поверхности
торфом.  Эти  озера,  преимущественно  вторичные,  почти  не
имеют  водосборной  площади.  2.  Озера,  имеющие  существую¬
щую  водосборную  площадь  (Бураков,  Вышегородцев,  Гундри-
зер,  Земцов  и  др.,  1970).
 Первые  характеризуются  малой  амплитудой  колебаний
уровня,  соизмеримой  с  амплитудой  колебания  уровней  грун¬
товых  вод  окружающих  болотных  .массивов.  Д.  А.  Бураковым
по  меткам  высоких  вод  на  берегах  озер  Сургутского  полесья  и
бассейна  р.  Конды  установлено,  что  максимальный  их  уровень
над  летней  меженью  lc  превышает  0У2—0,4  м.  Некоторые  бес¬
сточные  озера  летом  мелеют  и  их  уровень  понижается  в  сред¬
нем  на  0,2—0,5  м.  Многие  озера  соединены  между  собой  мел¬
кими  болотными  речка,ми  и  имеют  -слабую  связь  с  гидросетью.
Включение  же  таких  озер  в  гидросеть  приводит  к  спуску  вод
и  понижению  их  уровня  (рис.  51,  б,  в).
 Вторые  имеют  амплитуду  колебаний  уровня  до  1—1,5  м  и
являются  сточными  или  проточными  (рис.  51,  г).  К  таким  озе¬
рам  относятся,  в  частности,  крупные  реликтовые  водоемы,  кот¬
ловины  которых  образовались  не  позже  верхнего  плейстоцена.
Озера  Менсав-Эмтор,  откуда  берет  начало  р.  Аган  и  куда  впа-
 233.

.ft
 Г'
 1 	213^|  з 	4  |:'-:--'-::.Vy:3  51 	|«fcH5l
 Рис.  51.  Озера  Сургутского  и  Вахского  Полесий  (по  Д.  А.  Бура¬
кову  и  яр.,  '1970).
 а  —озера  различных  стадий  развития  (/,  II,  ///);  б  —  озеро
Пильтан-лор;  в  —  озеро  Томкатым-лор;  г  —  озеро  Кинтус.
 Берега:  /  —  обрывистые  торфяные  берега;  2—  низменные  берега
с  примыкающими  к  ним  сплавинами;  3  —  минеральный  суглинистый
берег;  4  —  песчаное  дно  озера;  5  —  торфянистое  и  илистое  дно;  6  —
изобаты

дает  несколько  мелких  речек,  может  быть  примером  сл.абопро-
точного  озера.  Годовая  амплитуда  колебания  уровня  его  не
превышает  1  м.  Летом  уровень  заметно  снижается.  Водный
баланс  озера,  видимо,  отрицательный.  Понижение  уровня  во¬
ды  приводит  к  постеленному  заилению,  заболачиванию  и  за¬
растанию  котловины.  Образуются  торфяники.  Озерная  котло¬
вина  существенно  преобразуется  и  теряет  свою  первоначаль¬
ную  форму.  Много  осушенных  озерных  котловин  имеется  в
пределах  Красносеверского  тектонического  поднятия.  Эти  кот¬
ловины  сейчас  используются  как  сенокосные  угодья.  Наиболее
крупным  (ширина  около  10  км)  является  усыхающее  озеро
Вес-эмтор,  котловина  которого  на  60%  занята  водой,  а  на
остальной  части  развита  терраса  высотой  до  1,5  м  (Зятькова,
 1961).
 В  Вахскам  полесье  некоторые  проточные  озера  заполняют¬
ся  наносами.  В  устьях  речек,  впадающих  в  озера,  очень  четко
прослеживаются  лопастные  дельты.  Заиление,  заторфовыва-
ние  и  зарастание  этих  озер  происходит  очень  быстро.
 В  стадии  зарастания  находятся  многие  озера  в  Сургутском
полесье.  Например,  на  оз.  Томкатым-лор  (рис.  51,  в)  обшир¬
ные  прибрежные  пространства  сейчас  превратились  в  низин¬
ное  болото.  По  опросным  сведениям  песчаная  грива  в  1917  г.
находилась  у  самого  берега,  а  сейчас  она  удалена  на  150  м.
Заболачивание  котловины  озера  и  образование  низинного  бо¬
лота,  судя  по  приведенным  данным,  идет  со  скоростью  2—3  м
в  год.  Особенно  интенсивно  зарастает  это  озеро  в  месте  впа¬
дения  в  него  речек,  где  повышенная  проточность  и  минераль¬
ное  питание  способствуют  бурному  развитию  низинной  болот¬
ной  растительности.  Необходимо  отметить,  что  донные  илис¬
тые  отложения  имеют  небольшую  мощность  и  выполняют
лишь  неровности  минерального  песчаного  дна.  Малая  мощ¬
ность  илов  свидетельствует  о  молодом  возрасте  озера.
 Эта  тенденция  присуща  многим  озерам  севера  равнины.  На
оз.  Пяку-то  хорошо  выражены  вторые  песчаные  террасы.  Озе¬
ро  окружено  концентрической  полосой  торфяников  на  II  терра¬
се,  а  на  его  бывшем  дне  располагаются  заросшие  сосновым
борам  древние  песчаные  дюны.  Уровень  озера  в  прошлом  был
на  3—4  м  выше  современного.  Озеро  Пяку-то  сократилось  в
отношении  1  :0,05.  На  его  берегах  наблюдается  несколько  тер¬
рас  (Ласточкин,  1969).
 Сопоставляя  съемку,  выполненную  А.  А.  Дуниным-Горка-
вичем  в  1902  г.  со  своей  съемкой  1936  г.,  И.  П.  Лаптев  (1948)
приходит  к  выводу  о  значительном  сокращении  размеров  и
изменении  формы  оз.  Нум-то  в  Надым-Казымском  районе.
Озеро  это  древнее.  Его  береговая  линия  четко  прослеживается
в  рельефе  (местами  на  расстоянии  1  —1,5  км  от  современной.
На  осушенной  полосе  между  этими  двумя  линиями  образова¬
лись  мощные  торфяники  и  береговые  песчаные  валы.  На  севе¬
ро-восточном  берегу  озера  насчитывается  семь  параллельных
 ass

валов.  Наиболее  крупные  из  них  имеют  ширину  до  15—20  м,  а
высоту  —  до  1,5  м.  Чаще  встречаются  более  мелкие  валы.
 Характерно  сокращение  акватории  и  для  многих  крупных
озер  области  зырянского  оледенения  на  северо-востоке  равни¬
ны.  Из  одного  крупного  водоема  возникает  серия  более  мел¬
ких  остаточных  озер,  а  вышедшая  из-<под  воды  часть  котлови¬
ны  заболачивается.  О  понижении  уровня  и  обмелении  озер
свидетельствует  также  наличие  террас  по  их  берегам.
 Изученное  автором  оз.  Советское  не  представляет  сейчас  це¬
лого  водоема.  Оно  состоит  из  ряда  озер,  соединенных  друг  с
другом  лишь  мелкими  протоками  и  речками  (рис.  50,  а).  Се¬
верное  озеро  соединяется  с  Большим  Советским  протокой,  ко¬
торая  расположена  в  долине,  где  хорошо  выделяется  узкая
(до  50  м)  терраса  высотой  2—3  м.  Большое  и  Южное  Совет¬
ские  озера  разделены  заболоченной  террасой,  высота  которой
колеблется  в  пределах  2—5  м  над  уровнем  озера.  Эту  террасу
с  многочисленными  озерами  на  ее  заболоченной  поверхности
пересекает  речка  длиною  до  15  км  при  ширине  10—15  м.
 В  позднеледниковое  время  Советское  озеро  занимало  гля-
циодепрессию  и  было  единым  крупным  водоемом,  который,
возможно,  соединялся  с  морем.  Площадь  водоема  в  2  раза
превышала  современную.  Затем  он  распался,  в  связи  с  пони¬
жением  уровня,  на  ряд  изолированных  озер.  Об  этом  свиде¬
тельствует  широкое  развитие  в  пределах  котловины  2—5  м
озерной  террасы,  которая  хорошо  выделяется  в  рельефе.  Сле¬
ды  более  высокого  стояния  уровня  водоема  зафиксированы  на
некоторых  участках  берега  образованием  террасы  высотой  до-
10—15  м  над  современным  уровнем  озера  (Земцов,  Фащев-
ский,  1970).
 Сократилась  в  послеледниковое  время  площадь  оз.  Маков¬
ского,  по  берегам  которого  также  хорошо  прослеживается  тер¬
раса  высотой  2—3  м.  Изменилась  конфигурация  и  сократи¬
лась  площадь  многих  озер  Таз-Турухан-Хетского  междуречья
в  области  зырянского  оледенения.
 Итак,  крупные  реликтовые  озера  имеют  хорошо  выражен¬
ную  тенденцию  к  сокращению  своих  акваторий,  распаду  на
более  мелкие  водоемы  и  их  постепенному  заболачиванию.  Не¬
редко  реликтовые  озера  занимают  лишь  незначительную  часть
обширных  гляциодепрессий,  вмещавших  ранее  крупные  при-
ледниковые  бассейны.
 Озера,  расположенные  между  моренными  холмами  и  не
отличающиеся  значительными  глубинами  и  площадями,  силь¬
но  осушены.  Бывшие  озерные  котловины  прекрасно  выделяют-
ся  в  рельефе.  Берега  их  окаймляют  совершенно  плоское  дно  с
очень  мелкими  озерами  и  низинными  болотами,  которые  зани¬
мают  часть  днища  котловин.

Миграция  озер  и  переработка  рельефа  равнины
 Наряду  со  значительным  сокращением  площади  озер,  их
осушением  и  заболачиванием  идут  одновременно  на  многих
озе,рах  процессы  интенсивного  разрушения  берегов  и  миграции
озер  по  заболоченной  равнине.  Озера  перемещаются,  блуж¬
дают,  изменяют  свою  конфигурацию  и  местоположение.  Осо¬
бенно  динамичны  озера  Сургутского  и  Вахского  полесий,  бас¬
сейна  р.  Конды,  расположенные  среди  крупных  болотных  мас¬
сивов.
 Разрушение  берегов  крупных  озер  происходит  весной  озер¬
ным  льдам,  который  во  время  сильного  ветра  переносится  к
наветренному  берегу.  Прижатые  к  берегу  льдины  напирают
на  частично  оттаявшие  минеральные  грунты  и  торфяники,
переворачивают  и  опрокидывают  их,  подобно  плугу  на  целин¬
ных  землях.  В  результате  образуются  крупные  валы.  На  юж¬
ном  берегу  Тету-Мамонтотяй  автор  наблюдал  несколько  таких
валов.  Однако  интенсивнее  берега  разрушаются  летом.  Силь¬
ные  ветры,  дующие  более  или  менее  постоянно  в  течение  дли¬
тельного  времени  образуют  на  озерах  высокие  волны,  чему
благоприятствуют  огромные  площади  озер,  сильная  заболо¬
ченность  окружающей  их  плоской  равнины,  лишенной  древес¬
ной  растительности.  Насколько  быстро  развивается  этот  про¬
цесс,  судить  трудно,  ибо  стационарные  наблюдения  не
проводятся,  а  повторные  аэрофотосъемки  еще  не  осуществле¬
ны*  Однако  материалы,  собранные  автором  во  время  много¬
численных  экспедиций,  позволяют  дать  ориентировочные  циф¬
ры  скорости  разрушения  береговой  полосы.  Например,  в  конце
50-х  годов  на  юго-восточном  берегу  оз.  Имн-Лор  в  10  м  от  бе¬
рега  были  построены  три  избы.  Сейчас  одна  из  них  уже
полностью  разрушена  и  смыта,  две  другие  оказались  у  самого
берега.  Подсчитано,  что  здесь  скорость  разрушения  берега
составляет  1—-1,5  м  в  год.  В  акватории  озера  Имн-Лор  в  50  м
от  наветренного  берега  обнаружены  стволы  погибших  деревь¬
ев.  Эти  факты  подтверждают  миграцию  озера.  Последняя  не¬
редко  приводит  к  слиянию  соседних  озер  и  образованию  более
крупного  водоема  со  значительно  изрезанной  береговой  ли¬
нией,  очень  своеобразной  конфигурацией,  с  наличием  заливов
и  островов.  Своеобразие  заключается  в  там,  что  водоем  имеет
форму  ряда  слившихся  друг  с  другом  овальных  озер.  Можно
проследить  несколько  стадий  в  развитии  таких  озер  (рис.  51,  а).
В  результате  прогрессирующей  абразии  значительно  увеличи¬
лась  площадь  одного  из  крупнейших  озер  Сургутского  полесья
Пильтан-лора.  Его  современная  котловина  расположена  преи¬
мущественно  на  месте  разрушенного  торфяника.  В  недалеком
прошлом  его  заливы  представляли  самостоятельные  озера,
которые  в  процессе  миграции  слились  и  образовали  единый
крупный  водоем.  Отдельные  участки  торфяника  не  были  унич¬
 237

тожены  абразией  и  сохранились  до  сих  пор  в  виде  островов
(рис.  51,  б).
 В  Вахском  полесье  оз.  Торм-эмтор  (139  км2)  представляет
сложную  систему  сочлененных  друг  с  другом  более  мелких  ло
размерам  озер,  имевших  округлую  и  овальную  форму.  Соеди¬
нились  они  только  в  процессе  миграции.  Коса-стрелка  длиною
около  5  км,  еще  сохранившаяся  от  размыва,  отделяет  цент¬
ральную  большую  часть  озера  от  южного  озера,  имеющего
почти  круглую  форму.  Сравнительно  недавно  присоединилось
северное  озеро  к  главному,  которое  также  состоит  из  четырех
более  мелких  водоемов  округлой  формы.  Общая  длина  Торм-
эмтора  сейчас  равна  12  км  при  ширине  12  км.  Озеро  мелко¬
водное.  На  сотни  метров  от  берега  тянутся  песчаные  мели.
Глубина  здесь  редко  превышает  1—2  м.  Берега  можно  разде¬
лить  на  три  типа:  1)  абразионные  обрывистые  берега,  сложен¬
ные  в  основном  торфом,  мощность  которого  местами  достигает
10  м;  2)  абразионные  низкие  берега,  сложенные  песчано-гли¬
нистыми  отложениями  и  поросшие  древесной  растительностью;
3)  аккумулятивные  берега  —  пологие,  с  торфяными  или  песча¬
ными  валами,  параллельными  друг  к  друту.  К  первому  типу
относится  восточный  берег  самого  южного  озера  из  системы
Торм-эмтора.  Высокий  (до  5  м)  берег  интенсивно  разрушает¬
ся  ветровым  волнением.  У  уреза  воды,  в  песке,  на  границе  с
вышележащим  торфом  выработаны  глубокие  ниши,  над  кото¬
рыми  обрушиваются  в  воду  огромные  пласты  торфа  вместе  с
с  деревьями.  Медленнее  разрушается  берег  второго  типа.
Однако  и  здесь  заметны  следы  разрушения.  Древесные  стволы
и  пни  на  дне  озера  автором  наблюдались  в  100  м  и  более  от
современной  береговой  линии.  Отступание  берега  под  напором
ветровых  волн  несомненно.  Во  время  сильных  ветров,  дующих
в  одном  направлении,  сгоняемая  вода  местами  выходит  из
низких  берегов  и  затопляет  окружающую  заболоченную  рав¬
нину.  Такой  случай  наблюдался  автором  в  июле  1959  г.  После
этого  разлива  берег  местами  отступил  на  0,5—1  .м.  Было  под¬
мыто  несколько  деревьев,  свалившихся  в  озеро.  Приведенные
цримеры  еще  раз  подтверждают  мнение  автора  о  миграции
озер  в  пределах  полесий  (Земцов,  1966,  а).  Наряду  с  абрази¬
онными  на  других  участках  формируются  аккумулятивные
берега  с  торфяными  или  песчаными  валами,  которые  тянутся
на  сотни  метров  параллельно  озеру  и  друг  другу.  Чем  дальше
от  берега,  тем  эти  валы  лучше  выражены  в  рельефе.  Они  хоро¬
шо  задернованы,  в  то  время  как  валы,  расположенные  непо¬
средственно  у  озера,  находятся  еще  в  стадии  формирования.
Увеличение  высот  валов  с  удалением  от  современной  берего¬
вой  линии  —  признак  тектонического  поднятия  местности.
 Расположенная  к  северо-востоку  от  Торм-эмтора  группа
озер  Сигтын-эмтор  имеет  еще  менее  совершенную  связь  между
составляющими  ее  отдельными  округлыми  озерами.  Послед¬
ние  соединяются  или  достаточно  широкими  проливами,  или
 238

узкими  речками  —  протоками.  На  примере  этих  озер  можно*
проследить  стадии  образования  крупного  водоема  за  счет
слияния  более  мелких.  Автор  неоднократно  наблюдал,  как
ранее  изолированные  мелкие  озера  округлой  формы  во  время
повторного  посещения  через  5—10  лет  оказывались  уже  сое¬
диненными,  образуя  более  крупные  озера.
 Таким  образом,  с  одной  стороны,  происходит  разрушение
берега  и  увеличение  акватории,  ,с  другой  —  формируется  акку¬
мулятивный  б^рег  на  месте  отступающего  озера.  Следователь¬
но,  рост  акваторий  происходит  в  основном  за  счет  слияния  бо¬
лее  мелких  озер  в  процессе  их  миграции.  Поэтому  не  удиви¬
тельно,  что  на  дне  озер  обычно  нет  мощных  салролелей  и  илов.
Они  не  могли  отлагаться  сколько-нибудь  длительное  время
вследствие  блуждания  озер  ,по  равнине.  Происходит  неодно¬
кратная  переработка  и  переотложение  рыхлых  пород  и  торфя¬
ников.  Это  обстоятельство  имеет  и  палеогеографическое  зна¬
чение,  ибо  раскрывает  особенности  формирования  некоторых
типов  озерно-аллювиальных  равнин  в  прошлом.
 Подобные  процессы  миграции  вторичных  озер  описаны  на
озерно^болотных  комплексах  Сургутского  полесья  (Иванов,.
1969).  Как  известно,  на  таких  комплексах  развита  сеть  внут-
риболотных  речек,  соединяющих  озера.  По  этим  речкам  озер¬
но-болотная  вода  сбрасывается  за  пределы  болотных  масси¬
вов  в  реки.  В  руслах  речек  на  границе  массива,  сложенного
торфом,  с  массивом  минерального  грунта  образуется,  как  счи¬
тает  К.  Е.  Иванов,  порог  с  перепадом  воды.  Порог  постепенно
перемещается  вверх  по  речке  и  достигает  озера.  Происходит
катастрофический  спад  воды  в  озере  на  2—2,5  м  и  резко  акти¬
визируются  процессы  разрушения  его  берегов  ветровым  вол¬
нением.  Образуется  также  перепад  статических  уровней  меж¬
ду  озером  и  расположенными  рядом  с  ним  грядово-мочажин-
ными  болотами.  В  результате  разрушения  перемычки  моча¬
жины  соединяются  с  озером,  и  создается  перепад  вод.  Этот
процесс  происходит  быстро.  В  течение  одного  сезона  к  озеру
может  присоединиться  несколько  мочажин.  Скорсть  разруше¬
ния  берега  зависит  от  положения  мочажин  относительно  бере¬
га  озера.  Когда  направление  мочажин  параллельно  береговой
линии  озера  или  составляет  с  ней  некоторый  угол,  происходит
наиболее  интенсивное  разрушение  берега  и  рост  акватории
озера  (рис.  52).  В  результате  такого  роста  озера  расширяют¬
ся,  соединяются  друг  с  другом,  затем  они  мелеют,  зарастают  к
заболачиваются.  На  дне  бывших  озер  снова  образуются  мощ¬
ные  торфяники.  Процесс  может  повторяться  снова.
 Гипотеза  К.  Е.  Иванова,  объясняющая  развитие  эрозион¬
ных  явлений  на  озерно-болотных  комплексах  и  миграцию  вто¬
ричных  озер,  представляет  несомненный  интерес.  Однако  не
ясна  еще  цепь  последовательных  явлений.  В  частности,  далеко
не  все  озера  имеют  сток  в  реки.  К.  Е.  Иванов  не  привел  ни
одного  примера,  где  бы  на  сургутских  речках,  вытекающих  из
 239*

Рис.  52.  Преобразование  контура  озера  ов  про¬
цессе  расширения  его  акватории  (по  К.  Е.  Ивано¬
ву,  1969):
 1  —  начальный  контур;  2  —преобразованный
контур;  3  —  грядово-озерковый  и  грядово-моча-
жинный  микроландшафты;  4  —сфагново-кустар-
яичково-пушицевый,  облесенный  сосной,  микро¬
ландшафт
 ч>зер,  были  перепады.  Автор  посетил  многие  десятки  озер,  под¬
нимаясь  к  ним  на  лодках  вверх  по  течению  речек,  но  нигде  не
наблюдал  перепадав  в  руслах.  Кроме  того,  маловероятен
кратковременный  спуск  громадного  количества  озерной  воды
через  живое  сечение  таких  мелких  речек.  Например,  чтобы  по
вытекающей  речке  спустить  на  2  м  уровень  озера  Самотлор
(пл.  61,1  км2),  необходимо  4—5  лет.  Нередко  крупные  озера
соединяются  речками  с  соседними  озерами.  Более  вероятно
включение  озера  в  гидросеть  и  заметно  усилившийся,  но  не
 840

катастрофический  спуск  его  вод.  Вывод  К.  Е.  Иванова  о  миг¬
рации  озер  в  болотных  комплексных  вполне  соответствует
представлениям  автора.  Эта  миграция  осуществляется  сравни¬
тельно  быстро  и  на  обширных  площадях.  Следовательно,  мно¬
гие  озера  являются  молодыми  по  возрасту,  их  развитие  проис¬
ходит  в  настоящее  время.  При  хозяйственном  освоении
территорий  описанные  процессы  преобразования  и  блуждания
озер  необходимо  учитывать.
 Не  менее  динамичны  термокарстовые  озера  севера  равни¬
ны  в  пределах  современной  границы  распространения  много-
 Рис.  53.  Изменение  ориентации  озера  в  процес¬
се  расширения  его  акватории  в  грядово-озерковых
комплексах  (по  К.  Е.  Иванову,  1969).
 0 	А  —  линия  наибольшей  скорости  разрушения
берега;  ОВ  —  линия  наименьшей  скорости  разру¬
шения  берега
 1 	а—2—3—За—4  —  отдельные  стадии  расшире¬
ния  озера
 16  Заказ  2770

летней  мерзлоты.  Широко  развитые  процессы  термокарста
способствуют  образованию  озер  в  связи  с  вытаиванием  пла¬
стов  и  линз  льда  в  многолетнемерзлых  породах.  Морфологиче¬
ские  особенности  таких  озер  рассмотрены  выше.  Здесь  акцеп¬
тируется  внимание  на  преобразовании  котловин  и  стадиях  их
развития.  Первоначальная  форма  термокарстовых  озер  весь¬
ма  различна,  нередко  с  очень  изрезанной  береговой  линией.
В  дальнейшем  акватория  озер  значительно  увеличивается  за
счет  теплого  влияния  солнечной  радиации  и  воздуха,  теплового
и  механического  воздействия  озерной  воды  на  обрывистые
крутые  берега,  сложенные  льдистыми  породами.  В  результате
котловины  озер  значительно  расширяются,  приобретают
овальную  или  совершенно  круглую  форму.  Некоторые  озера
сливаются  друг  с  другом  и  образуют  крупные  водоемы.  Воз¬
никают  также  и  длинные  или,  как  их  часто  называют,  ориен¬
тированные  озера.  Причиной  их  возникновения  могут  быть
ветры,  направление  которых  совпадает  с  ориентацией  озера,
неравномерное  прогревание  береговых  склонов,  ориентировка
морозобойных  трещин  (Стремяков,  1963).
 На  севере  Западной  Сибири  во  время  климатического
оптимума  голоцена  произошло  протаивание  пород  на  значи¬
тельную  глубину  и  многолетняя  мерзлота  деградировала,  что
привело  к  образованию  большого  количества  термокарстовых
реликтовых  озер.  Однако  и  редукция  озерных  котловин  здесь
проявляется  также  достаточно  широко,  что  следует  связывать
с  общим  .похолоданием  климата  после  термического  максиму¬
ма  (Бойцов,  1965).  Наблюдаются  также  совершенно  молодые
термокарстовые  озера,  возникновению  которых,  видимо,  бла¬
гоприятствуют  и  менее  существенные  изменения  климата.
 Таким  образом,  термокарстовые  котловины  имеют  различ¬
ный  возраст,  существенно  изменяются  в  пространстве  и  вре¬
мени,  этим  объясняется  разнообразие  их  форм.  Происходит
наложение  молодых  котловин  на  более  древние,  в  результате
поверхности  озерно-аллювиальных,  морских  и  флювиогляци¬
альных  равнин  и  речных  террас  «изъедены»  озерными  котло¬
винами.  Образуется  «вырезной»  рельеф,  где  сохраняются
лишь  островки  первоначальной  поверхности.
 Исследования  автора  во  многих  районах  равнины  позво¬
ляют  сделать  вывод  о  значительной  динамичности  озер,  выра¬
жающейся  в  их  блуждании  и  миграции  по  поверхности,  их
сравнительно  молодом  возрасте.
 Необходимо  отметить,  что  Н.  А.  Шило  (1964)  и  особенно
С.  В.  Томирдиаро  (1969)  придают  большое  значение  миграции
термокарстовых  озер  в  формировании  рельефа  субарктиче¬
ских  низменностей  северо-востока  СССР.  Однако  установлен¬
ные  С.  В.  Томирдиаро  скорости  миграции  озер  до  15—20  м  в
год  на  севере  Западной  Сибири  неизвестны.  При  повторном
посещении  некоторых  термокарстовых  озер  в  бассейне  р.  Ту-
 242

рухана  нами  определена  скорость  их  миг.рации  не  более  2—3  м
в  год.  Но  и  в  таком  размере  рельефообразующий  эффект  озер
очевиден.
 Роль  неотектоники  в  миграции  озер
 Каковы  же  причины  миграции  озер?  Некоторые  геологи
приписывают  неотектонике  решающую  роль  в  распределении
и  морфологии  озер  (Ласточкин,  1969).  Автор  не  склонен  при¬
давать  неотектонике  столь  решающую  роль.  Но  частично
оправдав  ее  в  этом,  автор  обвиняет  неотектонику  в  другом.
Именно  новейшие  и  современные  движения  земной  коры  в  ря¬
де  районов  равнины  являются  одной  из  тех  причин,  которые
определяют  миграцию  озер.
 На  первый  взгляд  кажется,  что  направленное  разрушение
берегов  осуществляется  только  гидродинамическими  фактора¬
ми,  в  частности,  ветровым  волнением.  Но  ветры,  кроме  господ¬
ствующего,  имеют  и  другие  румбы.  Следовательно,  можно
ожидать  скорее  всего  расширения  акватории,  а  не  перемеще¬
ния  озера  в  каком-либо  одном  направлении.  Кроме  того,  бе¬
рег  должен  быть  доступен  ветровым  волнам.  Отлогие  берега,
расположенные  у  мелководья,  не  могут  разрушаться,  так  как
энергия  волн  гасится  при  трении  их  о  дно.  Известно,  что  на
пологих  берегах  водохранилищ  с  углом  наклона  до  4°  подмы¬
ва  не  образуется,  а  если  угол  наклона  меньше  2°,  размыв  сме¬
няется  аккумуляцией  и  образованием  береговых  валов  (Бого¬
словский  и  др.,  1955).  Следовательно,  интенсивно  разрушают¬
ся  и  переформируются  крутые  берега,  окаймляющие  более
глубокие  части  озера.  Необходим  перекос  поверхности  озера,,
чтобы  один  берег  поднимался,  а  противоположный  опускался.
Этот  перекос  связан  в  основном  с  проявлением  тектонических
движений.
 Несомненная  связь  сточных  озер  с  современными  тектони¬
ческими  движениями  давно  установлена,  например,  в  области
Балтийского  щита.  Разработана  методика  изучения  движений
земной  коры  по  данным  водомерных  наблюдений  за  уровнем
озер  (Верещагин,  1926).
 К  сожалению,  применение  этой  методики  для  озер  севера
Западной  Сибири  практически  невозможно,  так  как  размеры
их  в  основном  невелики.  Ни  на  одном  из  озер  до  сих  пор  не
ведутся  стационарные  наблюдения  над  колебаниями  уровня.
Поэтому  о  новейших  движениях  приходится  судить  по  харак¬
теру  древних  береговых  линий  и  строению  берегов.
 Выше  указывалось,  что  крупные  озера  севера  равнины
располагаются  как  в  областях  тектонических  погружений,  так
и  на  крупных  положительных  структурах,  активных  в  неоген-
четвертичное  время.  Сопоставление  карты  новейшей  тектони¬
ки  с  гидрографической  картой  показывает,  что  озера,  располо¬
 16*

женные  на  склонах  и  крыльях  тектонических  поднятий,  харак¬
теризуются  не  только  сокращением  площадей,  обмелением  и
зарастанием  своих  акваторий,  наличием  террас  (Пяку-то,
Нум-то,  Менсав-эмтор  и  др.)»  но  и  интенсивным  разрушением
берегов  и  перемещением  по  равнине.  Многие  озера  трансгрес¬
сируют.  Особенно  это  заметно,  когда  крупное  озеро  находится
среди  большого  количества  мелких.  В  процессе  миграции  они
сливаются  вместе,  образуя  обширные  водоемы  (Торм-эмтор,
Пильтан-лор  и  др.).  Даже  в  Сургутском  полесье,  на  фоне
обширной  области  молодого  погружения,  выделяется  положи¬
тельная  структура  —  Сургутский  свод,  в  пределах  которого
расположены  многочисленные  осушенные  или  мигрирующие
озера  как  следствие  его  активного  поднятия  в  новейшее  вре¬
мя.  При  анализе  хода  развития  (динамики)  природы  полесья
эти  озера  явились  признаками  участков  с  активно  прогресси¬
рующими  процессами  денудации  (Орлов,  1968).
 Полностью  или  частично  осушенные  котловины  озер  в  пре¬
делах  равнины  считаются  явным  признаком  новейших  подня¬
тий.  Материалы  дешифрирования  аэрофотоснимков  позво¬
ляют  еще  раз  акцентировать  внимание,  что  такие  котловины,
как  правило,  приурочены  к  крыльям  антиклиналей.  Если  же
озерная  система  или  отдельные  крупные  озера  находятся  в
пределах  центральной  части  огромного  свода,  то  существенно¬
го  осушения  и  преобразования  котловин  может  и  не  быть.  Эта
часть  поднимается  равномерно,  захватывая  всю  систему  озер.
Поэтому  даже  на  Сибирских  увалах  некоторые  озера  сущест¬
венно  не  изменяются.
 В  заключение  необходимо  отметить,  что  даже  направление
миграции  вторичных  озер  в  болотных  массивах,  на  взгляд
автора,  зависит  от  современных  движений  земной  коры.  Вто¬
ричные  озера  в  болотных  микроландшафтах  расширяются  и
перемещаются  за  счет  присоединения  вытянутых  мочажин  с
озерками,  которые  или  параллельны,  или  расположены  под
острым  углом  к  береговой  линии  озер  (Иванов,  1969).  Вытя¬
нутые  дугообразные  гряды  и  чередующиеся  с  ними  мочажины
н  озерки  ориентированы  перпендикулярно  уклону  топографи¬
ческой  поверхности,  нередко  определяемому  неравномерным
тектоническим  поднятием.  По  расстоянию  между  соседними
грядами  и  мочажинами  можно  судить  о  величине  уклона  по¬
верхности.  Чем  круче  уклон,  тем  такое  расстояние  меньше.
 Присоединяя  соседние  параллельные  береговой  линии  мо¬
чажины,  озеро  значительно  расширяется  и  приобретает  снача¬
ла  округлую,  а  затем  вытянутую  форму,  длинная  ось  которого
ориентирована  по  линии  основного  фильтрационного  потока
болотных  вод.  Последний  соответствует  уклону  поверхности
(рис.  53).  Расширение  озер  и  их  миграция  происходят  очень
быстро.  Они  весьма  динамичны,  в  чем  велика  роль  и  современ¬
ных  тектонических  движений.
 Э44

ЭОЛОВЫЕ  ПРОЦЕССЫ  И  СВЯЗАННЫЕ
С  НИМИ  ФОРМЫ  РЕЛЬЕФА
 На  севере  Западной  Сибири  широко  распространены  пес¬
чаные  отложения  различного  генезиса.  Песками  сложены
озерно-аллювиальные  и  зандровые  равнины.  Аллювиальными,
в  основном  песчаными  наносами,  выполнены  широкие  долины
рек  с  комплексом  террас  верхнеплейстоценового  и  голоценово¬
го  возраста.  Особенно  обширные  площади  занимают  пески  в
правобережье  р.  Оби,  в  бассейнах  ее  правых  притоков  —  Ага¬
на,  Пима,  Тром-Югана  и  Ваха.  Здесь  пески  тянутся  на  сотни
километров  с  запада  на  восток  и  с  севера  на  юг.
 Эоловые  пески  формируются  в  результате  перевевания
песков  различных  генетических  типов  и  сохраняют  некоторые
сходные  черты  с  теми,  путем  перевевания  которых  они  про¬
изошли.  Эоловые  пески,  как  показали  исследования  автора  во
многих  районах  равнины,  отличаются  сравнительно  хорошей
сортировкой,  окатанностью  и  округленностью  зерен.  В  песках
почти  нет  пылеватых  частиц,  которые  удалялись  ветром  при
неоднократном  перевевании.  В  составе  этих  песков,  как  прави¬
ло,  крайне  невысок  процент  неустойчивых  минералов,  легко
разрушавшихся  при  переносе  и  переработке  ветром.  Однако
очень  много  в  составе  песчаных  фракций  устойчивых  минера¬
лов.  Наконец,  в  обнажениях  эоловые  пески  отличаются  слож¬
ной,  крайне  беспорядочной  слоистостью.  Реже  она  пере¬
крестная.
 Среди  обилия  песчаных  отложений  на  долю  эоловых  пес¬
ков  приходится  небольшой  процент.  Однако  они  слагают  эоло¬
вые  формы  рельефа,  среди  которых  имеются  реликтовые  плей¬
стоценовые  и  современные,  образование  их  происходит  в
настоящее  время.  Деятельность  ветра,  несомненно,  проявля¬
лась  неодинаково  в  различные  этапы  истории  плейстоцена  и
голоцена.
 Плейстоценовые  эоловые  формы
 На  сравнительно  плоских  и  полого-волнистых  песчаных
равнинах,  наряду  с  обилием  озер  и  болот,  имеются  эоловые
формы  рельефа:  дюнообразные  всхолмления,  среди  которых
встречаются  древние  материковые  дюны,  мелкобугристые  по¬
верхности  перевеянных  (боровых)  песков.  Эти  формы  рельефа
законсервированы,  закреплены  древесной  растительностью.
Однако  их  наличие  подтверждает  мнение  об  имеющих  место  в
плейстоцене  условиях,  способствовавших  интенсивному  разду¬
ванию  песков  и  образованию  упомянутых  выше  форм  рельефа.
 Характерно,  что  древние  эоловые  формы  рельефа  приуро¬
чены  к  приледниковым  зонам,  чаще  к  зандровым  полям,
окаймляющим  холмисто-моренные  краевые  образования,  к
 24&

побережьям  крупных  озер  или  к  долинам  современных  рек,
протекающих  по  зандровым  и  озерно-аллювиальным  равнинам,
к  древним  ложбинам  стока.
 Прекрасно  выражены  эоловые  формы  рельефа  в  правобе¬
режье  р.  Агана.  Так,  Б.  Н.  Городков  (1924,  стр.  И),  писал:
«Слабохолмистые  пески  с  разреженными  лишайниковыми  бо¬
рами  тянулись  почти  непрерывно  с  севера  на  юг.  Наш  караван
очень  редко  пересекал  небольшие  участки  торфяников.  Между
тем  по  сторонам  часто  проходили  массивы  болот  со  многими
озерами.  По-видимому,  повышенные  полосы  песков  на  водо¬
разделе  располагаются  в  меридиональном  направлении  парал¬
лельно  правым  притокам  Агана».  Во  время  тематических
исследований  автор  повторил  маршрут  Б.  Н.  Городкова  и
детальнее  ознакомился  с  эоловыми  формами  рельефа,  а  позд¬
нее  проводил  в  бассейнах  Агана,  Ваха  и  других  правых  прито¬
ков  р.  Оби  геологосъемочные  работы.  На  составленной  карте-
схеме  (рис.  22)  видно  меридиональное  расположение  песчаных
отложений  вдоль  речных  долин  притоков  р.  Агана.  Как  прави¬
ло,  пески  слагают  пологоволнистую  поверхность  с  эоловыми
формами  рельефа,  поросшими  редким  сосновым  бором  с  пыш¬
ным  ковром  из  белого  лишайника.  На  аэрофотоснимках  они
прекрасно  отличаются  от  заболоченных  пространств  с  обилием
озер.  Бугристые  песчаные  формы  рельефа  разнообразны  как
по  форме,  так  и  по  величине,  достигая  часто  высоты  7—10  м
при  диаметре  основания  10—15  м.  Нередко  эоловые  формы
представлены  древними  материковыми  дюнами  (рис.  54).  По¬
следние  имеют  форму  узкого  и  длинного  (до  1—2  км)  песчано¬
го  дугообразно  изогнутого  вала,  высотой  в  среднем  до  10  м.
Выпуклая  сторона  дюн  с  более  крутым  (35—45°)  склоном
обычно  обращена  на  восток,  в  то  время  как  на  вогнутой  сторо¬
не  склон  пологий  (10—15°)  и  незаметно  сливается  с  окружаю¬
щей  местностью.  Некоторые  дюны  на  правобережье  р.  Ваха
обращены  выпуклой  стороной  на  северо-восток.  В  верховьях
р.  Пура  дюны  ориентированы  выпуклой  стороной  на  восток.
Однако  следует  заметить,  что  какой-либо  строго  выдержан¬
ной  ориентировки  дюн  установить  не  удалось.  По  терминоло¬
гии  К.  К.  Маркова  (1928),  здесь  встречаются  «неправильные
накопления  древнедюнного  песка,  не  носящие  каких-либо  за¬
кономерных  форм».
 По  правобережным  притокам  Ваха  и  Агана  боровые  пески
слагают  в  основном  расположенные  в  шахматном  порядке
бугры  или  холмы  с  пологими  склонами.  Высота  бугров  обычно
колеблется  в  пределах  1—5  м,  а  склоны  полого  сливаются  с
разделяющими  их  понижениями.  В  верховьях  Агана  описаны
бугры  с  прекрасно  выраженным  симметричным  строением  и
правильным  шахматным  расположением  в  пространстве
(Земцов,  1951,  19596).  Все  эти  оригинальные  формы  рельефа
законсервированы  и  поросли  сосновым  бором  (рис.  55).
 Редко  эоловые  формы  вскрываются  речной  сетью:  на  левом
 246

WiS’nW1
 ;.?#-*•,
 р  •’„«  •
«ала.
 берегу  р.  Агана,  в  5  км
выше  устья  р.  Ампуты,
обнажены  хорошо  сохра¬
нившиеся  древнедюнные
образования.  Они  возвы¬
шаются  на  10  м  над  низ¬
кой  боровой  поверх¬
ностью  и  тянутся  в  виде
гряды,  состоящей  из  ряда
различной  формы  дюн  и
холмов.  Общая  ориенти¬
ровка  гряды  с  ЮВ  на  СЗ.
 Крыло  одной  из  дюн  под¬
мывает  р.  Аган  и  вскры¬
вает  геологический  раз¬
рез,  несомненно  доказы¬
вающий  эоловую  природу
этих  образований.  В  ниж¬
ней  половине  разреза  за¬
легают  горизонтально¬
слоистые  аллювиально¬
озерные  пески,  которые
перекрыты  эоловыми  пес¬
ками  дюны.  У  обнажения,
в  слабо  закрепленных  ле¬
сом  местах,  и  в  настоя¬
щее  время  пески  интен¬
сивно  раздуваются  вет¬
ром,  и  образуются  обшир¬
ные  дефляционные  котло¬
вины.  В  защищенных  от
ветра  местах,  у  деревьев
накапливаются  пески
(рис.  56).
 Эоловые  формы  релье¬
фа  встречаются  и  на  Пур-
Т  азовском  междуречье.
 Гигантские  дюны  у  Ча-
•сельского  озера  тянутся  в
четыре  ряда  на  расстоя¬
нии  0,5—0,8  км  от  берега.
 Некоторые  из  них  и  сейчас
перемещаются  на  северо-
восток  по  песчаному  побе¬
режью.  Закреплены  кед¬
ровым  лесом  самые  за¬
падные  дюны,  восточные
 же  лишены  древесной  растительности  и  движутся  на  восток
вслед  за  отступающим  в  этом  направлении  озером.  Выпуклая
 (F^l  1 	D**j2
 Рис.  54.  Древнедюнные  накопления
песков  на  южных  склонах  Сибирских
увалов:  1  —  дюны;  2—  озера
 247

Рис.  55.  Перевеянные  боровые  пески  ib  бассейне  р.  Агана
 сторона  дюн  обращена  на  восток.  Местами  они  смыкаются
своими  крыльями  и  образуют  целую  цепь  дюн,  ориентирован¬
ных  с  СЗ  на  ЮВ.  Наветренная  сторона  дюн  пологая,  а  подвет¬
ренная  более  крутая  (до  30°).  По  данным  С.  Г.  Максименко,
полоса  гигантских  дюн,  высотой  до  8  м  и  длиною  до  0,3—
 0,5  км,  с  крыльями,  обращенными  на  запад,  наблюдается  у
речки,  которая  впадает  в  Часельское  озеро.
 Кроме  аккумулятивных  эоловых  форм  на  севере  равнины,
имеются  и  дефляционные  образования.  Таковы,  например,
замкнутые  котловины,  по  бортам  которых  располагаются  не¬
большие  холмы  и  дугообразные  валы,  поросшие  лесом,  чем
они  отличаются  от  термокарстовых.  Котловины  достигают
местами  до  0,5  км  в  поперечнике  при  глубине  3—5  м.  О  их
эоловом  генезисе  можно  судить  также  по  аналогии  с  формами,
которые  образуются  под  действием  ветра  в  современных  усло¬
виях.  Такие  котловины  нередко  заполняются  водою,  в  резуль¬
тате  образуются  небольшие  озера.  Однако  отрицательные
формы  встречаются  очень  редко.  Многие  озерные  котловины
эолового  генезиса  утратили  свою  первоначальную  форму  под
действием  волновых  процессов,  разрушающих  берега  и  спо¬
собствующих  миграции  озер.  Многие  озера  были  заболочены
и  заторфованы.
 Древние  эоловые  формы  рельефа  описаны  Г.  Ф.  Лунгерсга-
 Ш-

249
 Рис.  56.  Современное  развевание  песков.  Образование  дюнь*

узеном  (1955)  в  бассейне  р.  Конды,  Л.  Н.  Ивановским  (1939)
в  бассейнах  Казыма  и  Надыма,  а  также  в  районе  г.  Сургута
(Максимов,  1930).
 Несколько  иной  облик  имеют  эоловые  формы  рельефа  в
древних  ложбинах  стока.  В  бассейне  р.  Бол.  Югаца  ширина
такой  ложбины  достигает  20—35  км.  В  ее  пределах  развиты
вытянутые,  как  и  сама  ложбина,  с  СВ  на  ЮЗ  песчаные  гривы,
поросшие  сосновым  бором.  Длина  грив  колеблется  от  0,6  до
 6 	км,  при  ширине  от  180  м  до  2,5  км.  Высота  их  обычно  не
превышает  5—6  м.  Сложены  эти  гривы  преимущественно
мелкозернистыми  горизонтально-слоистыми  песками  —  типич¬
ными  аллювиальными  отложениями  и,  несомненно,  являются
эрозионно-аккумулятивными  образованиями.  Однако  позднее
гривы  подверглись  действию  ветра,  и  на  их  поверхности  воз¬
никло  много  мелких  холмов  и  валов  эолового  генезиса.  Подоб¬
ные  гривы  описаны  в  бассейне  р.  Салыма  С.  В.  Яковлевой,
которая  считает  их  результатом  эоловой  переработки  песков,
отлагавшихся  перед  фронтом  ледника.  Зандровые  отложения
были  размыты  плоскостными  потоками  в  период  отступания
ледника.
 Очень  четко  прослеживаются  гривы  в  рельефе  Тымской
ложбины  стока,  борта  которой  возвышаются  над  дном  на  20—
30  м.  На  дне  ложбины  развиты  линейно-вытянутые  параллель¬
но  ее  бортам  гривы.  Высота  их  колеблется  от  5  до  15  м.  Редко
встречаются  крупные  гривы  высотою  до  12—15  м  при  ширине
 1,5 	км  и  длине  в  несколько  километров.  Склоны  их  очень  по¬
логие  (до  15°).  Повсеместно  на  поверхности  грив,  сложенных
флювиогляциальными  часто  гравелистыми  песками,  выделя¬
ются  мелкие  холмы  и  бугры  эолового  генезиса  высотой  от  2  до
 7 	м.  Крупные  гривы  эрозионно-аккумулятивные.  Лишь  самая
верхняя  толща  слагающих  эти  гривы  песков  отпрепарирована
эоловыми  процессами.  Развевание  ветром  песков  на  поверх¬
ности  грив  наблюдается  и  в  настоящее  время,  если  выгорает
или  уничтожается  лес.  Например,  в  Компасском  бору  на  пра¬
вом  берегу  р.  Тыма  пески  занимают  около  50  км2.  Во  многих
местах  пески  выходят  непосредственно  на  поверхность  и
интенсивно  раздуваются  ветром.
 Таким  образом,  в  описанных  ложбинах  стока  эоловые
•формы  наложены  на  более  крупные  формы  рельефа  иного
генезиса.
 Эоловые  формы  рельефа  имеют  место  и  на  надпойменных
•боровых  террасах  в  долинах  рек.  Например,  в  долинах  рек
Ильяка,  Ларь-Егана  и  Кулымского  Егана  на  II  и  III  надпой¬
менных  террасах  автор  наблюдал  мелкохолмистые  ландшаф¬
ты  перевеянных  боровых  песков.  Небольшие,  до  3—4  м  высо¬
ты,  песчаные  холмы  напоминают  по  своей  форме  дюны,  отли¬
чаясь  лишь  определенной  беспорядочностью  в  расположении
и  по  конфигурации.  Часто  наблюдаются  мелкие  холмы.  Места¬
ми  их  так  много,  что  они  образуют  ландшафт  перевеянных
 250

«песков,  напоминающий  застывшие  волны  на  поверхности  не¬
спокойного  моря.  На  холмах,  лишенных  древесной  раститель¬
ности,  образуются  мелкие  дефляционные  котловины.
 Как  видно  из  изложенного,  реликтовые  формы  достаточно
широко  распространены  на  различных  типах  рельефа.  Эоло¬
вый  генезис  их  не  вызывает  сомнений.  Облик  форм,  особенно¬
сти  слагающих  их  песков  и,  наконец,  активизация  в  опреде¬
ленных  условиях  деятельности  ветра  при  современном  клима¬
те  лишний  раз  говорят  об  этом.  Описанные  формы  рельефа
нельзя  отнести  к  образованиям  современным.  Приведем  не¬
сколько  фактов.  Дюны  на  зандровых  полях  и  равнинах  распо¬
лагаются  обычно  изолированно  друг  от  друга,  в  виде  остров¬
ков  среди  болотных  массивов  с  озерами.  Мощные  торфяники
покрывают  подошву  и  склоны  дюн,  но  не  наблюдается  засы¬
панных  песком  пластов  торфа.  Следовательно,  дюны  сформи¬
ровались  намного  раньше  времени  накопления  торфа  и  не
могут  быть  голоценовыми  образованиями.  Они  поросли  сос¬
новыми  борами,  которые  неоднократно  сменялись  во  времени.
Обращает  внимание  также  более  слабая  современная  деятель¬
ность  ветра  на  севере  равнины,  при  которой  не  образуются
столь  крупные  эоловые  формы  и  на  таких  обширных  прост¬
ранствах.
 Ранее  автором  было  высказано  предположение,  что  в  пос¬
леледниковое  время  существовала  эпоха,  когда  эоловые  про¬
цессы  достигали  более  значительного  развития,  чем  в  настоя¬
щее  время,  и  что  описанные  эоловые  формы  на  песчаных
равнинах  являются  следами  отражения  этой  эпохи  прошлого
(Земцов,  19596,  1962а).  Последняя  синхронизировалась  со
временем  распада  тазовского  ледника,  когда  образовавшиеся
на  его  периферии  обширные  зандровые  поля  могли  раздувать¬
ся  ветром.  В  то  время  талые  воды  нашли  выход  на  север,  а
древесной  растительности  еще  не  было.  Эпоха  характеризова¬
лась  сухим  и  холодным  климатом,  что  подтверждается  и  мно¬
гочисленными  следами  многолетней  мерзлоты  в  отложениях
зандровых  полей.  Кроме  того,  активность  эоловых  процессов
доказывается  наличием  в  песках  многочисленных  ветрови-
ков,  т.  е.  обломков  пород  с  заметными  следами  эоловой  пере¬
работки  на  их  поверхности.  Из  доставленных  автором  с  бас¬
сейнов  pp.  Агана,  Пура  и  Пур-Аганского  междуречья  коллек¬
ций  валунно-галечного  материала  Н.  А.  Нагинским  (1953а)
были  отобраны  ветровики,  наибольший  процент  которых  при¬
урочен  к  полосам  размыва  (80%)  и  приледниковым  зонам
(55%).  Такие  особенности  распределения  ветровиков  не  слу¬
чайны,  а  связаны  с  интенсивным  развеванием  ветром  песков  в
приледниковых  зонах  после  распада  ледника  и  спуска  во¬
доемов.
 Эоловые  формы  рельефа,  в  частности,  дюны,  на  северо-
западе  равнины  образовались  в  короткую  ксеротермическую
фазу,  последовавшую  после  «века  обилия  вод»,  когда  осупш-
 2SI

лись  громадные  песчаные  пространства,  которые  затем  были:
подвержены  действию  ветра  (Лунгерсгаузен,  1955).
 Исследователи  материковых  дюн  Европы  считают,  что  дю¬
ны  внутри  границ  последнего  (вюрмского)  оледенения  на
северо-западе  Русской  равнины  образовались  в  позднеледни¬
ковое  и  в  самом  начале  ледникового  времени  (Марков,  1928).
К  аналогичному  выводу  о  возрасте  и  условиях  формирования
дюн  Северогерманской  низменности  пришел  Г.  Позер  (1955,
стр.  55):  «Эоловые  процессы,  приведшие  к  образованию  дюн  и
перевеваемых  песков,  начались  еще  в  эпоху  максимального
оледенения,  но  лишь  в  послеледниковое  время  они  стали  до¬
минирующими  морфогенетическими  факторами».  Г.  Позер
составил  схему  расположения  древних  материковых  дюн  в
Северогерманской  низменности  —  почти  все  они  оказались  в
долинах  стока  вод.  Находит,  таким  образом,  объяснение  при¬
уроченность  эоловых  форм  рельефа  к  речным  долинам,  дрени¬
рующим  зандровые  поля  Западно-Сибирской  равнины.  Этог
как  было  показано  выше,  характерно  также  для  Тымской  и
Юганской  ложбин  стока.
 Эоловые  формы  рельефа  на  боровых  террасах  в  речных
долинах  формировались  в  верхнем  плейстоцене.  Благоприят¬
ным  был  холодный  и  сухой  климат  эпохи  зырянского  оледе¬
нения,  что  подтверждается  спорово-пыльцевыми  спектрами,
свидетельствующими  о  наличии  в  это  время  перегляциальной
растительности  в  северной  и  центральной  частях  равнины.  Не*
сомненно,  что  активизация  эоловых  процессов  в  зырянское
время  сказалась  и  на  «оживлении»  более  древних  реликтовых
форм  рельефа  эолового  генезиса.
 Современные  эоловые  процессы  и  формы  рельефа
 Со  времени  зырянского  оледенения  активизация  эоловых
процессов  имела  место,  ибо  эоловые  формы  рельефа  наблю¬
даются  и  на  более  низких  надпойменных  террасах.  Проявля¬
лись  же  эти  процессы  значительно  слабее.  Современная
дефляция  —  лишь  слабый  отголосок  более  древней.  Однако  с
ней  нельзя  не  считаться.  Следы  современной  деятельности
ветра  и  связанные  с  ней  «свежие»  эоловые  формы  рельефа
автору  приходилось  наблюдать  во  многих  районах  равнины.
Отмечались  они  и  другими  исследователями.  На  Ямале
Б.  М.  Житков  (1913,  стр.  154)  видел  .«целые  пространства  сы¬
пучих  песков  со  столами  и  мелкими  холмами  эолового  проис¬
хождения  и  грядами,  подобными  мелким  барханам».
Б.  М.  Житков  полагал,  что  не  менее  5%  площади  Ямала  за¬
нимают  эоловые  «пустынные  ландшафты»  с  самыми  разно¬
образными  следами  деятельности  ветра.  Кажется  парадок¬
 252

сальным  видеть  пустынные  ландшафты  с  барханами  на  фоне
полярных  пейзажей  арктической  тундры.  Ю.  Н.  Кулаков
(1959)  также  сообщает,  что  на  значительных  площадях  Яма¬
ла  интенсивно  развиваются  эоловые  процессы  и  образуются
«свежие»  формы  эолового  рельефа,  преимущественно  дефля¬
ционные  котловины.  Широко  развиты  современные  эоловые
процессы  на  Тазовском  полуострове,  в  низовьях  Пура,  где
описаны  бугры,  дюны,  песчаные  валы  и  котловины  выдувания,
песчаные  раздувы  на  бровках  террас  (Говорухин,  1938,  Андре¬
ев  и  Сталь,  1960).
 На  северо-востоке  равнины,  в  пределах  междуречий  и  по
долинам  рек,  автором  неоднократно  наблюдались  проявления
эоловых  процессов,  в  результате  которых  образуются  обшир¬
ные  котловины  выдувания.  Так,  на  зандровых  полях  правобе¬
режья  р.  Русской  (приток  р.  Таза)  описана  дефляционная
котловина  диаметром  около  1  км,  а  глубиной  до  3—4  м.  Цент¬
ральную  часть  котловины  занимает  небольшое  озеро.  Возник¬
ло  оно  следующим  образом: 	развевание 	достигло 	влажных
 песков  и  прекратилось,  последовавший  затем  подъем  уровня
грунтовых  вод  привел  к  заполнению  водой  наиболее  глубокой
части  котловины.  Вокруг  озера  на  влажных  песках  выросли
деревья.  По  периферии  котловина  и  сейчас  продолжает  рас¬
ширяться.  Вокруг  нее  образуется  концентрический  песчаный
вал,  под  которым  погребено  несколько  молодых  лиственниц.
Вал  имеет  неодинаковую  высоту  и  местами  прерывается
(Земцов,  1962а).  Однако  такие  крупные  дефляционные  кот¬
ловины  встречаются  редко.  Обычны  мелкие  котловинки  выду¬
вания  (диаметр  5—20  м),  которые  располагаются  на  оголен¬
ных  вершинах  песчаных  холмов  и  возвышенностей.  Вокруг
котловинок  аккумулируются  пески  в  виде  концентрического
прерывистого  вала  высотой  до  0,5—1  м.  Более  мелкий  пылева¬
тый  материал  осаждается  равномерно  по  площади  и  не  обра¬
зует  сколько-нибудь  заметных  микроформ.  В  центре  дефля¬
ционных  котловин  местами  сохраняются  останцы,  сложенные
или  плотными,  или  скрепленными  корнями  растений  порода¬
ми,  которые  не  разрушаются  ветром.  Глубина  котловин  выду¬
вания  лимитируется  в  основном  двумя  причинами:  а)  близким
залеганием  в  деятельном  слое  верховодки  на  многолетнемерз¬
лых  породах  и  б)  наличием  на  небольшой  глубине  плотных
сцементированных  окислами  железа  песков  (ортштейна).
Особенно  заметно  раздувание  песков  у  обнажений  и  на  бров¬
ках  террас,  зандровых  и  аллювиально-озерных  равнин.  В  не¬
которых  речных  долинах  обнажения  тянутся  вдоль  реки  на
многие  сотни  метров.  На  вертикальных  стенках  этих  обнаже¬
ний  ветер  полирует  лежащие  сверху  плотные  ожелезненные
пески,  образуя  причудливые  формы  выветривания,  напоми¬
нающие  скалы,  испещренные  углублениями.  Рыхлые  же  пес¬
ки  выдуваются  на  поверхность  обнажающейся  террасы  или
равнины,  где  и  аккумулируются  в  небольшие  холмики  у  кус¬
 253

тарников  и  деревьев.  В  наиболее  благоприятных  условиях
формируются  сравнительно  крупные  дюны.  Если  ортштейно-
вый  горизонт  лежит  на  глубине  0,5—1  м  от  поверхности,  то
ветер  «срезает»  с  него  рыхлые  пески  и  образует  ровную  пло¬
щадку,  на  которой  видны  лишь  останцы  песков  вокруг  кус¬
тарников.  Вертикальная  стенка  яра  приобретает  ребристук>
форму,  возникшую  вследствие  четко  выраженной  слоистости
песков  (рис.  57).
 Рис.  57.  Современное  развевание  песков.  Видна  ребристая  поверх¬
ность  песков  на  бровке
 Пожалуй  наиболее  парадоксальным  является  наличие
обширных  песчаных  эоловых  ландшафтов  в  лесоболотной  зо¬
не  равнины.  Раздувание  песков  и  образование  котловин  вы¬
дувания  на  холмах  отмечалось  еще  Б.  Н.  Городковым  (1924)
по  маршруту  pp.  Аган  —  Пур  и  затем  автором  (Земцов,  1961).
Л.  П.  Шубаев  (1948)  видел  на  высоком  берегу  р.  Надыма  за¬
сыпанные  песком  сосновые  боры.  Из  песка  торчали  только
верхушки  сосен.  Позднее  автором  в  Сургутском  полесье  во
время  многочисленных  полетов  и  пеших  маршрутов  наблюда¬
лись  развеваемые  пески  на  площади  многих  десятков  гекта¬
ров  (рис.  58).  Движущиеся  пески  засыпают  на  своем  пути
деревья.  Лишь  по  засохшим  вершинам  засыпанных  песком
сосен  можно  судить  о  бывших  здесь  ранее  сосновых  борах.  На
перевеянных  песках  встречаются  всхолмления,  мелкие  бугры
с  четко  выраженной  ветровой  рябью.  Как  и  на  севере  равни-

Рис.  58.  Развеваемые  движущиеся  пески  в  Сургутском  полесье
 ны,  в  лесоболотной  зоне,  по  берегам  рек,  у  обнаженных  участ¬
ков,  песок  раздувается,  а  на  прилежащих  залесенных  площа¬
дях  образуются  дюны  и  холмы,  под  которыми  часто  погребены,
мощные  торфяники.  Например,  на  левом  берегу  р.  Агана,  а
10  км  выше  пос.  Вар-Еган,  раздувается  высокий  яр,  сложен¬
ный  хорошо  отсортированными  песками,  которые  выдуваются
ветром  на  поверхность  террасы,  где  и  образуется  крупная
дюна.  Особенно  активны  эоловые  процессы  вокруг  населен¬
ных  пунктов,  где  уничтожена  растительность.
 В  разрезах  многих  яров,  сложенных  песками,  выделяется  в
верхней  части  разреза  несколько  слоев  погребенных  почвен¬
ных  горизонтов.  Это  своеобразная  «многоэтажная  почва»
(Земцов,  1962а).  В  некоторых  ярах  по  Агану,  Кулын-Иголу
(приток  Ваха),  Пуру  и  другим  рекам  насчитывается  до  5—6
таких  погребенных  почв,  разделенных  эоловым  песком,  мощ¬
ностью  от  0,2  до  1,5  м.  Этот  факт  свидетельствует  о  прерыви¬
стом  развитии  эоловых  процессов,  когда  периоды  «затишья»
сменялись  их  бурным  проявлением.  Образование  «многоэтаж¬
ной  почвы»  можно  представить  следующим  образом.  Почва
засыпается  песком  толщиною  до  0,2—1,6  м.  На  надутом  вет¬
ром  песке  снова  формируется  почва,  на  что  требуется  опреде¬
ленное  время,  необходимое  для  развития  хотя  бы  очень  сла¬
бо  выраженных  почвенных  горизонтов.  Затем  и  эта  почва  ока¬
зывается  погребенной  под  эоловыми  песками.  И  так  процесс
повторяется  несколько  раз.  В  периоды  бурь  ветер  определен¬
ного  направления  выносит  большое  количество  песков.  Повто¬
ряется  же  он  затем  через  длительные  промежутки  времени»
 265-

-судя  по  тому,  что  на  ранее  отложенном  песке  уже  образова¬
лась  примитивная  почва.
 Современные  эоловые  процессы  проявляются  и  на  поймах
крупных  рек.  Как  только  песчаная  пойма  выходит  из-под
уровня  воды  и  осушается,  ее  поверхность  подвергается  дейст¬
вию  ветра.  В  низовьях  pp.  Пура,  Таза,  Агана  и  Ваха  на  песча¬
ных  мелях  и  косах  при  сильном  ветре  пески  раздуваются  и
частично  аккумулируются  на  пойме  у  кустарников.  Формиру¬
ются  дюнообразные  накопления  песка  и  холмики,  высота  ко¬
торых  достигает  4  м.  Они  не  заливаются  в  последующие  весен¬
ние  половодья  и  местами  сохраняются  длительное  время.
Обычно  холмики  разрушаются,  а  после  спада  воды  возникают
вновь.
 Интересные  процессы  происходят  и  на  самих  мелях  и  ко¬
сах.  Как  только  они  выйдут  из-под  воды  и  осушатся,  сильный
ветер  уничтожает  на  их  поверхности  прекрасно  выраженные
песчаные  волны  и  знаки  ряби,  отражавшие  ритм  течения  реки.
Образуется  на  мелях  и  косах  сравнительно  ровная  поверх¬
ность,  на  которой  с  понижением  силы  ветра  возникает  ветро¬
вая  рябь.  Такое  преобразование  не  может  не  сказаться  на  типе
речной  слоистости  песков,  их  сортировке,  ибо  работа  воды  и
ветра  по  их  переносу  неравнозначна.  Все  это  вместе  взяток
затрудняет  определение  генетического  типа  песка,  так  как
важнейший  его  признак  —  слоистость  —  нарушается.  Формы
рельефа,  сложенные  такими  песками,  например  «гривы»,  мо¬
гут  быть  отнесены  как  к  аллювиальным,  так  и  к  эоловым
образованиям.  Они  созданы  совокупным  действием  воды  и
ветра.  Роль  ветра  в  формировании  пойм  и  слагающих  ее  отло-
.жений  несомненна.  Однако  механизм  действия  ветра  и  его
отражение  в  морфологии  еще  далеко  не  выяснен  и  дискутиру¬
ется  в  литературе.  Еще  В.  Р.  Вильямс  указывал  на  важную
роль  бризов  в  формировании  поймы.  Позднее  Е.  В.  Шанцер
(1951)  подверг  обстоятельной  критике  его  представления.
Однако  Е.  В.  Шанцер  не  отрицает  эолового  фактора  в  жизни
поймы,  а  Н.  И.  Миккавеев  (1955)  считает  этот  фактор  вторым
*ло  важности  после  водного  потока.
 Условия  активизации  эоловых  процессов
 Какие  же  условия  способствуют  в  настоящее  время  акти¬
визации  эоловых  процессов,  оживлению  реликтовых  эоловых
форм  и  образованию  новых?  Можно  назвать  следующие  при¬
чины:  1)  слабая  закрепленность  песков  в  связи  с  разряжен-
ностью  на  них  в  некоторых  местах  древесной  растительности  и
лишайникового  покрова;  2)  частые  лесные  пожары,  которые
нацело  уничтожают  не  только  лишайниковый  покров,  но  и
обширные  лесные  массивы;  3)  вытаптывание  лишайникового
покрова  во  время  пастьбы  оленями;  4)  в  последнее  время
 .256

одной  из  важных  причин  является  антропогенный  фактор.
Начавшееся  хозяйственное  освоение  богатейших  кладовых
нефти  и  газа  на  севере  Тюменской  области  привело  на  неко¬
торых  участках  не  только  к  уничтожению  лишайникового
покрова,  но  и  леса,  что  активизировало  эоловые  процессы  на
оголенных  песках.  Однако  перечисленные  причины,  за  исклю¬
чением  антропогенного  фактора,  не  могут  вызвать  значитель¬
ного  оголения  песков  вследствие  своего  локального  развития,
поэтому  развевание  песков  происходит  пока  на  ограниченных
площадях  (рис.  59).
 Рис.  59.  Дефляционные  котловины  в  лесотундре,  возникшие  на  месте
уничтоженного  лишайникового  покрова
 Необходимым  условием  активизации  эоловых  процессов
являются  сильные  ветры,  развитию  которых  благоприятствует
равнинность  и  незалесенность  обширных  пространств,  заня¬
тых  тундрами  и  громадными  болотными  массивами  с  обилием
озер.  Средняя  скорость  ветра  в  центральных  районах  Ямала
превышает  7  м/сек;  в  пределах  тундры  она  колеблется  от  5  до
 7 	м/сек,  а  в  тайге  снижается  до  3  м/сек  и  менее.  Бури  со  ско¬
ростью  более  15  м/сек  летом  на  севере  равнины  повторяются:
3—4  раза,  а  на  побережье  1—2  раза  в  месяц.  Бури  обладают
большой  порывистостью,  и  скорость  ветра  достигает  40  м/сек.
 Зимой  число  дней  с  метелями  на  восточном  побережье
Ямала  превышает  100,  а  в  тундре  оно  колеблется  от  90  до  100.
На  Сибирских  увалах,  где  сравнительно  высок  процент  леси¬
стости,  это  число  снижается  до  30.  В  Сургутском  полесье  оно
вновь  превышает  50.  Метели  обычно  продолжаются  не  более
 3—4  дней  подряд.  Сильные  и  продолжительные  ветры  зимой
 17  Заказ  2770
 267

-сдувают  снег  с  песчаных  холмов,  на  которых  возникают  де¬
фляционные  образования.
 Летом  преобладают  ветры  северных  румбов.  Они  сохра¬
няют  неизменное  направление,  например,  в  Сургуте,  в  мае
5  дней,  в  июле  —  бив  августе  —  3.  В  июне  же  наиболее  устой¬
чивый  южный  ветер  продолжается  до  7  дней  подряд.  Метеоро¬
логические  данные  свидетельствуют  о  том,  что  и  летом  ветры
имеют  достаточно  устойчивую  ориентировку  и  значительную
скорость,  способную  раздувать  пески  и  переносить  мелкий
пылеватый  материал  на  большие  расстояния.
 Следует  только  заметить,  что  обычными  метеорологически¬
ми  данными  нельзя  объяснить  механизма  движения  песков.
Дело  в  том,  что  скорость  ветра  непосредственно  у  поверхности
должна  быть  не  менее  4  м/сек.  Последняя  получается  при
условии,  если  скорость  ветра,  наблюдаемая  по  флюгеру,  равна
5  м/сек.  Поэтому  приведенные  выше  данные,  видимо,  несколь¬
ко  завышены  и  не  отражают  действительных  возможностей
развития  дефляции.  Для  последней  неблагоприятны  и  другие
причины,  а  именно: 	1) 	сравнительно  большое  количество
 атмосферных  осадков,  выпадающих  в  лесоболотной  зоне;
2)  наличие,  особенно  в  тундре,  многолетней  и  сезонной  мерз¬
лоты,  которая  препятствует  проникновению  осадков  вглубь  и
увлажняет  поверхностный  слой  песков;  3)  залегание  неглубо¬
ко  от  дневной  поверхности  ортштейна  —  плотносцементиро-
ванных  железистыми  соединениями  ржавых  песков  —  своеоб¬
разного  экрана,  препятствующего  раздуванию  песков  в  глу¬
бину.
 На  Сибирских  увалах  препятствует  развеванию  флювио¬
гляциальных  песков  образование  валунно-галечного  слоя  на
обнаженной  поверхности.  Ветром  выдуваются  мелко-  и  сред¬
незернистые  пески,  а  также  пылеватые  частицы.  На  месте
остаются  крупнозернистые  гравелистые  пески  с  валунами  и
галькой,  которые  и  создают  защитную  «корку»,  препятствую¬
щую  дальнейшей  дефляции.  В  этом  галечном  слое  автор  скло¬
нен  видеть  дефляционное  образование.  В  шурфах  и  естествен¬
ных  обнажениях  на  таких  раздуваемых  участках  сверху
вскрывается  слой  галечника,  который  залегает  на  песках,  со¬
держащих  рассеянную  по  всей  толще  гальку.  На  многих  галь¬
ках  сохранились  следы  эоловой  обработки,  а  крупные  песчин¬
ки  имеют  матовую  поверхность.
 Итак,  при  нарушении  сложившегося  сейчас  равновесия
между  реликтовыми  эоловыми  формами  рельефа  и  окружаю¬
щими  их  условиями  можно  ожидать  активизацию  эоловых
процессов  в  областях  распространения  песков  на  равнине.
 258.

СРАВНИТЕЛЬНАЯ  ОЦЕНКА
РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИХ  ФАКТОРОВ
 Общие  положения
 Еще  в  трудах  М.  В.  Ломоносова,  особенно  в  его  известной
книге  «О  слоях  земных»,  было  показано,  что  рельеф  земной
поверхности  формируется  в  результате  взаимодействия  эндо¬
генных  и  экзогенных  сил.  Первые  он  назвал  ведущими,  глав¬
ными  силами  —  «силами  внутреннего  жара  Земли»,  которые
создали  основные  формы  рельефа  в  результате  «земного  тря¬
сения».  Вторые  —  «сильные  ветры,  дожди,  течения  рек,  волны
морские,  льды,  пожары  в  лесах,  потопы»  были  второстепен¬
ными.
 М.  В.  Ломоносовым  также  признавалась  противоположная
направленность  эндогенных  и  экзогенных  факторов.  Позднее
эти  положения  М.  В.  Ломоносова  были  незаслуженно  забыты.
Одни  ученые  стали  придавать  исключительное  значение  эндо¬
генному  фактору,  другие  —  экзогенному.  Из  истории  геологии
известна,  например,  длительная  борьба  нептунистов  и  плуто-
нистов.  Эти  два  направления  в  геологии  переплетались  с  тео¬
рией  «мировых  переворотов»  —  катастроф  Ж-  Кювье.  Катаст¬
рофы  соответственно  объяснялись  или  великими  наводнениями
или  вулканическими  извержениями,  в  результате  которых
изливались  огромные  массы  лавы  и  создавались  колоссаль¬
ные  системы  горных  хребтов.
 В  середине  XIX  века  в  геологии  уже  господствовало  эволю¬
ционное  направление,  наиболее  ярким  представителем  которо¬
го  был  Ч.  Ляйель.  Геологическую  историю  стали  рассматри¬
вать  как  медленное  и  постепенно  протекающее  развитие.
Соответственно  понималось  и  взаимодействие  рельефообра-г
зующих  факторов.
 В  настоящее  время  является  общепризнанным  фактом,  чта
рельеф  земной  поверхности  формируется  в  результате  взаи¬
модействия  эндогенных  и  экзогенных  сил.  Однако  нужно
отметить,  что  это  взаимодействие  рисуется  по-разному.  До
сих  пор  нет  единства  в  этом  важнейшем  вопросе  геоморфо¬
логии.
 Определенное  отставание  в  развитии  теоретических  вопро¬
сов  геоморфологии  в  первую  очередь  сказывается  на  недоста¬
точном  анализе  соотношения  и  роли  эндогенных  и  экзогенных
факторов  в  развитии  рельефа.  В  последние  годы  это  отстава¬
ние  постепенно  ликвидируется.  Решается  вопрос  о  взаимодей¬
ствии  факторов  также  на  философской  основе  —  она  основе
закона  единства  и  борьбы  противоположностей,  который  рас¬
крывает  внутреннее  содержание  и  источник  процесса  всякого
развития  и  явления  (Грачев,  1963;  Хайн,  1961  и  др.).
 Всякое  развитие  невозможно  без  возникновения  и  преодо¬
 17*

ления  противоречий.  Подчеркивается  всеобщий  характер  это¬
го  закона.  В.  И.  Ленин  иллюстрировал  его  всеобщность  на
примере  ряда  наук:  «В  математике  плюс  и  минус.  Дифферен¬
циал  и  интеграл.  В  механике  действие  и  противодействие.  В
физике  положительное  и  отрицательное  электричество.  В  хи¬
мии  соединение  и  диссоциация  атомов.  В  общественной  науке
классовая  борьба»1.  Можно,  очевидно,  добавить,  что  в  геомор¬
фологии—это  эндогенные  и  экзогенные  силы,  которые  внутрен¬
не  противоречивы  и  вместе  с  тем  для  них  характерно  внутрен¬
нее  единство.  Примеры,  иллюстрирующие  это  положение,  при¬
ведены  автором  (Земцов,  1967  б).
 Внутренние  противоречивые  процессы  характеризуются
тем,  что  каждая  из  противоположностей  не  может  существо¬
вать  в  данном  единстве  одна  без  другой.  Единство  их  времен¬
но,  а  борьба  противоположностей  абсолютна.  В.  И.  Ленин
писал:  «Единство  (совпадение,  тождество,  равнодействие)
противоположностей  условно,  временно,  преходяще,  релятив-
но.  Борьба  взаимоисключающих  противоположностей  абсо¬
лютна,  как  абсолютно  развитие,  движение»2.  Как  видно,
эндогенные  и  экзогенные  рельефообразующие  силы  внутренне
противоречивы.  Имеет  место  борьба  этих  противоположно
направленных  сил.  Выделяют  внешние  (Земля  —  Луна  —
Солнце)  и  внутренние  (эндогенные  и  экзогенные  силы  на
Земле)  противоречия.  В  свою  очередь,  эндогенные  (силы  при¬
тяжения  и  силы  отталкивания)  и  экзогенные  (например,  эро¬
зия  и  аккумуляция)  также  являются  внутренне  противоречи¬
выми.  Автора  интересуют  внутренние,  свойственные  Земле  как
планете,  противоречия  между  эндогенными  и  экзогенными
силами,  определяющими  рельефообразование.
 В  ходе  борьбы  противоположностей  должно  происходить
изменение  «соотношения  сил».  На  определенных  этапах  раз¬
вития  могут  преобладать  одни  силы  и  будут  являться  ведущей
стороной  противоречия.  Однако  в  дальнейшем  подчиненные
силы  могут  оказаться  ведущими,  господствующими.  Такие
коренные  изменения  в  соотношении  сил  приходят,  очевидно,
через  момент  относительного  равновесия.  Применительно  к
взаимодействию  эндогенных  и  экзогенных  сил  во  времени  это
положение  диалектического  материализма  можно  представить
в  следующем  виде.  На  отдельных  этапах  геологической  исто¬
рии,  например,  во  время  интенсивных  горообразовательных
процессов  (каледонская,  альпийская  складчатости)  значитель¬
но  преобладал  эндогенный  фактор  в  формировании  рельефа
Земли.  В  период  между  эпохами  горообразования  мог,  по-ви¬
димому,  в  какой-то  мере  преобладать  экзогенный  фактор.  Не
исключена  возможность  временного  равнодействия  этих  про¬
тивоположностей  на  каком-то  этапе.
 1  В.  И.  Л  е  н  и  н.  Поли.  собр.  соч.,  изд.  5-е,  т.  29,  с.  316.
 *  2  В.  И.  Л  е  н  и  н.  Поли.  собр.  соч.,  изд.  5-е,  т.  29,  с.  317.
 «60

Кроме  того,  роль  эндогенных  и  экзогенных  факторов  зави¬
сит  от  порядка  элементов  рельефа.  Несомненно,  что  геотекту-
ры  и  морфоструктуры  есть  результат  действия  эндогенных
процессов.  Морфоскульптуры  же  формируются  главным  обра¬
зом  экзогенными  процессами.
 Наконец,  соотношение  эндогенных  и  экзогенных  сил  будет
различно  проявляться  в  рельефе  материковых  плит  и  плат¬
форм,  областей  горообразования  и  современных  геосинкли-
нальных  областей.  Если  в  рельефе  двух  последних  несомненно
и  очевидно  преобладание  тектонического  фактора,  то  в  рель¬
ефе  плит  и  платформ  соотношение  эндогенных  и  экзогенных
сил  проявляется  сложно  и  выявить  их  действительное  значе¬
ние  в  формировании  рельефа  порою  весьма  трудно.  Примером
может  быть  Западно-Сибирская  плита,  представляющая  в
современном  рельефе  обширную  равнину.
 Соотношение  факторов  рельефообразования
 В  предыдущих  главах  определено  значение  наиболее  важ¬
ных  факторов  рельефообразования  равнины.  Было  показано,
что  современный  ее  рельеф  формировался  под  влиянием  слож¬
ного  взаимодействия  эндогенных  и  экзогенных  сил  при  веду¬
щем  значении  тектоники,  особенно  новейшей,  создавшей
основные  черты  морфоструктуры  равнины.  Это  взаимодейст¬
вие  проявлялось  различно  во  времени  и  пространстве.
 Вплоть  до  олигоцена  преобладало  тектоническое  прогиба¬
ние  Западно-Сибирской  плиты,  и  громадные  ее  площади  неод¬
нократно  занимали  моря,  где  происходила  интенсивная  седи¬
ментация.  Тектоническое  опускание  плиты  компенсировалось,
таким  образом,  накоплением  мощной  толщи  рыхлых,  преиму¬
щественно  морских,  осадков,  под  которыми  были  погребены
неровности  древнего  фундамента.  Лишь  в  олигоцене  прогиба¬
ние  плиты  сменилось  всеобщим  ее  тектоническим  поднятием  и
море  отступило.  Важным  фактором  рельефообразования  стали
эрозионно-денудационные  процессы.  Поднятие  продолжалось
в  неогене.
 В  данном  случае,  когда  рассматривается  длительная  (де¬
сятки  миллионов  лет)  история  формирования  крупных  гео¬
структур,  известная  схема:  опускание  —  аккумуляция;  подня¬
тие—  денудация  —  имеет  силу.  Гораздо  сложнее  и  разнообраз¬
нее  происходит  взаимодействие  эндогенных  и  экзогенных
процессов  при  образовании  более  мелких  типов  и  форм  релье¬
фа,  особенно  морфоскульптурных,  в  более  короткие  периоды
времени,  в  частности,  в  плейстоцене  (Мещеряков,  1965).
 Изменения  климата  в  плейстоцене  определяли  развитие
того  или  иного  из  экзогенных  процессов,  их  интенсивность  и.
динамичность.  Существенно  изменялось  и  их  взаимодействие
с  тектоническим  фактором.  Соотношение  процессов  рельефо-
 261

образования  показано  на  схеме  (рис.  60).  При  составлении
схемы  учитывались  следующие  показатели:  1)  площади  обла¬
стей  развития  того  или  иного  процесса;  2)  распространение  и
мощность  осадков  и  3)  продолжительность  действия  про¬
цессов.
 В  нижнем  плейстоцене,  наряду  с  эрозионно-денудационны¬
ми  процессами  существенное  значение  имели  ледниковые
покровы  на  восточной  и  западной  окраинах  равнины.  В  пери-
гляциальной  зоне  преобразование  рельефа  происходило  под
влиянием  криогенных  процессов.  В  ^чале  среднего  плейсто¬
цена  ведущая  роль,  кроме  тектонических  движений,  принадле-'
жала  эрозионно-аккумулятивной  работе  рек.  Крупные  праре-
ки  сформировали  исключительно  широкие  (до  300—400  км)
долины,  заполненные  отложениями^  тобольского  горизонта.
Долины  тобольских  прарек  являлись  важными  элементами
палеорельефа  и  позднее  были  в  основном  унаследованы  совре¬
менной  речной  сетью.
 Похолодание  климата  в  среднем  плейстоцене  сопровожда¬
лось  развитием  ледниковых  покровов,  которые  занимали  весь
север  Западной  Сибири  и  являлись  ведущими  в  рельефообра-
зовании.  Влияние  тектонического  фактора  было  значительно
ослаблено.  В  результате  гляциоизостазии  произошло  дальней¬
шее  погружение  плиты,  что  вызвало  в  конце  оледенения  мор¬
скую  трансгрессию,  способствовавшую  таянию  и  разрушению
ледникового  покрова.
 Действие  ледников  проявлялось  как  в  ледниковой,  так  и  в
приледниковой  зоне,  где  возник  обширный  подпрудный  бас¬
сейн.  Последний  занял  не  только  долины  палеорек,  но  и  меж¬
дуречные  пространства,  где  накапливались  озерно-аллювиаль¬
ные  отложения  самаровского  горизонта.  По  периферии  ледни¬
кового  покрова  происходило  промерзание  горных  пород  на
глубину  до  300—400  м  и  преобразование  рельефа  криогенны-
хми  процессами.  Перигляциальные  условия  господствовали  на
территории  всей  Западно-Сибирской  равнины  и  в  пределах
Казахстана.
 Во  второй  половине  среднего  плейстоцена  палеогеографи¬
ческая  обстановка  напоминала  предыдущию,  но  ледниковые
покровы  охватывали  лишь  северо-восток  и,  видимо,  северо-
запад  равнины  и  не  смыкались.  Они  не  ипрали  столь  решаю¬
щей  роли  в  рельефообразовании,  как  в  самаровское  время.  Во
внеледниковой  зоне  отлагались  осадки  ши£тинско-/газовского
горизонта  и  сформировалась  среднепйеистоценовая_рзерно^
аллювиальная  равнина,  расположенная  в  Среднем  Приобье  и
в  нижнем  течении  р.  Иртыша.  В  моделировке  рельефа  равни¬
ны  принимали  участие  криогенные  процессы,  озерная  абразия
и  аккумуляция.  В  пределах  зандровых  равнин,  окаймляющих
конечно-моренные  образования  тазовской  стадии,  интенсивно
развивались  эоловые  процессы:  дефляция  и  эоловая  аккуму¬
ляция.
 263

В  верхнем  плейстоцене,  в  казанцевский  межледниковый
век,  север  равнины  снова  был  занят  морем,  однако  площадь
его  была  небольшой.  На  севере  формировались  морские  тер¬
расы,  а  по  южной  периферии  этого  моря  и  на  остальной  более-
обширной  площади  равнины  происходили  заложение  и  раз¬
работка  долин,  образование  в  них  высоких  надпойменных  тер¬
рас.  Зырянские  ледники,  спускавшиеся  с  соседних  горных
сооружений,  занимали  крайне  незначительную  площадь  в
приенисейской  и  приуральской  частях  равнины,  где  прекрас¬
но  сохранился  ледниковый  рельеф.  Однако  гляциальный  фак¬
тор  в  это  время  был  второстепенным,  уступая  место  эрозион¬
но-денудационным  процессам.  В  широких  долинах  рек  закан¬
чивалось  формирование  высоких  террас.  Перигляциальная  же
зона  была  ареной,  где  развивались  криогенные  процессы  и
мерзлотно-просадочный  рельеф.
 Голоцен  ознаменовался  широким  развитием  болотообразо-
вания  и  торфонакопления.  Болота  заняли  громадные  площади
междуречий  и  надпойменных  террас.  Началось  нивелирование
неровностей  и  преобразование  доголоценового  рельефа.  Важ¬
ное  значение  имели  неоднократная  переработка  рельефа  и
переотложение  рыхлых  пород  и  торфяников  в  процессе  эво¬
люции  и  миграции  озер,  а  также  моделировка  рельефа  в  ре¬
зультате  промерзания  и  таяния  многолетнемерзлых  пород.
Одновременно  в  речных  долинах  формировались  пойменные
террасы  шириною  в  несколько  десятков  километров.  Особенно
интенсивно  развивалась  боковая  эрозия  рек  и  аккумуляция
аллювия  в  областях  продолжающегося  тектонического  проги¬
бания.
 Как  видно  из  изложенного,  рельефообразующие  и  преобра¬
зующие  факторы  непрерывно  изменялись  во  времени  и  прост¬
ранстве.  В  отдельные  этапы  геологической  истории  одни  про¬
цессы  были  доминирующими,  развивались  на  обширных  тер¬
риториях  и  существенно  преобладали  над  всеми  остальными.
С  течением  времени  картина  менялась.  Ведущей  же  была  тек¬
тоника,  действие  которой  проявлялось  постоянно  с  некоторым
изменением  скоростей  и  знака  движений.  Лишь  во  время  мак¬
симального  оледенения  главным  фактором  были  материковые
ледниковые  покровы.
 Необходимо  отметить,  что  одни  факторы,  подобно  тектони¬
ческому,  действовали  в  течение  всего  плейстоцена  и  голоцена,
но  ареал  их  действия  существенно  изменялся.  К  ним  относят¬
ся  эрозионно-денудационные  процессы,  особенно  речная  эро¬
зия  и  аккумуляция.  Преобразование  рельефа  под  влиянием
криогенных  процессов  также  происходило  в  течение  всего
плейстоцена  и  голоцена.  Однако  в  ледниковые  эпохи  границы
перигляциальных  зон  смещались  далеко  к  югу,  а  в  межледнн-
ковья  криогенные  процессы  развивались  только  на  крайнем
севере.  Другие  факторы  —  ледниковые  покровы  важное  значе¬
ние  в  формировании  рельефа  имели  лишь  в  прошлом^  и  соз¬
 264

данные  ими  формы  рельефа  являются  реликтовыми.  В  настоя¬
щее  время  они  законсервированы,  но  также  создают  опреде¬
ленный  фон,  на  котором  своеобразно  проявляются  современ¬
ные  физико-географические  процессы.
 Как  видно,  экзогенные  факторы,  накладываясь  и  взаимо¬
действуя  друг  с  другом,  образуют  морфоскульптуру  современ¬
ной  равнины  (ее  орнамент).  Однотипные  по  характеру  морфо-
скульптуры  участки  земной  поверхности,  занимающие  обшир¬
ные  территории  и  соизмеримые  по  площади  с  физико-геогра¬
фическими  зонами,  называются  морфоскульптурными  зонами
(Мещеряков,  1960,  1965).  Стержень  или  фундамент  этих  зон
образуют  в  основном  реликтовые  формы  рельефа:  морские
равнины  и  террасы,  ледниковые  и  водно-ледниковые  образова¬
ния,  озерно-аллювиальные  равнины.  Эти  основные  типы
рельефа  преобразуются  в  настоящее  время  криогенными  про¬
цессами  (север  равнины),  болотообразованием  и  торфонакоп-
лением,  озерной  абразией  и  аккумуляцией  и  главным  образом
речной  эрозией  и  аккумуляцией.  Действие  их  подчинено  зако¬
ну  географической  зональности.
 Анализ  конкретных  примеров  взаимодействия  тектониче¬
ских  и  экзогенных  процессов  показывает,  что  в  ряде  случаев
последние  как  бы  приобретают  автономность,  не  зависят  от
первых  и  подчинены  собственным  закономерностям  (Мещеря¬
ков,  1965).  Автономность  экзогенных  процессов  проявляется
различно.  Например,  эоловая  дефляция  и  аккумуляция,  боло-
тообразование  и  торфонакопление  практически  не  зависят  от
тектонических  движений,  отражая  влияние  местных  особенно¬
стей  рельефа  и  геологического  строения;  абразионные  процес¬
сы  на  берегах  озер  и  морей  чутко  реагируют  на  движения
земной  коры  и  слабо  автономны.
 Анализ  экзогенных  процессов  также  показывает,  что  они
не  всегда  в  той  или  иной  степени  автономны.  Происходит
современное  непрерывное  и  повсеместное  тектоническое  «под¬
новление»  сложившегося  ранее  рельефа.  Так  что  тектониче¬
ские  движения  не  только  контролируют  экзогенные  процессы
через  сложившийся  рельеф,  но  и  непрерывно  подновляют
последний.  Этот  теоретический  принцип,  недавно  выдвинутый
И.  П.  Герасимовым,  находит  подтверждение  и  на  материалах
по  Западно-Сибирской  равнине.
 Оценка  факторов  рельефообразования
 Количественную  оценку  современных  тектонических  дви¬
жений  и  эрозионно-денудационных  процессов  для  Западно-
Сибирской  равнины  дать  трудно,  так  как  в  ее  пределах  не
проводились  инструментальные  измерения  скорости  движений.
Имеющиеся  данные,  полученные  по  повторным  нивелировкам
повышенной  точности,  относятся  лишь  к  южной  части  равни¬
ны  (Фиал  ков,  1956).
 26S

Скорость  новейших  тектонических  поднятий  на  платформах
колеблется  от  0,07  до  0,25  мм  в  год  (Николаев,  1949).  По  по¬
следним  данным,  приведенным  В.  Е.  Хаиным  (1973),  она  со¬
ставляет  в  среднем  0,05  мм  в  год.  Скорости  же  современных
тектонических  движений  на  порядок  выше.  Так,  Ю.  А.  Меще¬
ряков  (1965)  принимает  для  равнин  скорости  порядка  2—3  мм
в  год.  Для  Западно-Сибирской  равнины  такие  цифры,  видимо,
будут  преувеличены.
 Полное  представление  об  интенсивности  современной  эро¬
зии  дают  твердый  (физическая  денудация)  и  ионный  (химиче¬
ская  денудация)  сток.  Для  р.  Оби  они  соответственно  равны
17,4  и  33,5  млн.  т  в  год  (Львович,  1971).  Таким  образом,  годо¬
вой  сток  продуктов  эрозии  составляет  50,9  млн.  т  в  год,  а  го¬
довой  слой  эрозии  в  бассейне  р.  Оби  равен  0,01  мм.  Это  в  2—3
раза  меньше  цифры  (0,027  мм  в  год),  приведенной  Корбелем
для  равнин  земного  шара.  Такое  несоответствие  можно  объяс¬
нить  исключительной  заболоченностью  (около  100  млн.  га)
Западно-Сибирской  равнины,  где  эрозия  как  таковая  практи¬
чески  сведена  к  нулю.  Скорость  же  торфонакопления  можно
оценить  примерно  в  1  мм  в  год,  что  в  100  раз  превышает  ско¬
рости  плоскостного  смыва  и  имеет  такой  же  порядок,  как  и
средние  скорости  современных  тектонических  движений.  Эво¬
люция  рельефа  равнины  осуществляется  при  значительном
воздействии  интенсивного  торфонакопления,  которое  вносит
заметные  коррективы  в  схему  соотношения  современных  тек¬
тонических  движений  и  эрозионно-денудационных  процессов.
 Однако  приведенные  цифры  (0,01  мм  в  год)  не  отражают
перераспределения  продуктов  эрозии  в  крупном  Обском  бас¬
сейне  и  дают  лишь  условное  представление  о  ходе  и  масшта¬
бах  современной  денудации  в  пределах  равнины.  Например,  в
р.  Обь  на  участке  от  устья  р.  Томи  до  г.  Колпашева  поступает
9,1  млн.  м3/год  взвешенных  наносов,  а  выносится  за  пределы
8,6  млн.  м3/год  (у  г.  Колпашева).  Оставшиеся  0,5  млн.  м3/год
расходуются  на  формирование  наилка  на  поверхности  поймы
(Попов,  1962).
 Таким  образом,  Западно-Сибирская  равнина  является
своеобразным  аккумулятором  наносов,  вшолне  компенсирую-
лцих  тектоническое  прогибание  впадин  плиты.

ПРОБЛЕМЫ  ПАЛЕОГЕОГРАФИИ,
СВЯЗАННЫЕ  С  ЭКЗОГЕННЫМ
РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕМ
 В  первой  части  автором  были  охарактеризованы  четвер¬
тичные  отложения  Западно-Сибирской  равнины,  условия  их
залегания  и  особенности  распространения.  Приведены  данные
 о 	вещественном  составе  этих  отложений,  представленных
исключительным  богатством  фаций,  которые  формировались
в  различных  палеогеографических  условиях.
 Среди  четвертичных  отложений  севера  Западно-Сибирской
равнины  широко  распространены  валуносодержащие  породы,
генезис  и  условия  формирования  которых  до  сих  пор  спорны.
Одни  исследователи  приписывают  им  морской  генезис,  прини¬
мая  их  за  типичные  осадки  северных  морей.  Вторые  считают
их  континентальными  моренами.  Третьи  именуют  их  леднико-
во-морскими,  ледово-морскими  и  т.  д.  Поскольку  валуносодер¬
жащие  породы  слагают  различные  формы  рельефа,  то  далеко
не  безразлично  выяснение  условий  формирования  этих  по¬
род—  своеобразного  морфоскульптурного  материала.  Генезис
форм  рельефа  не  может  быть  понят  без  детального  изучения
последнего.
 Анализ  состава  терригенных  компонентов  позволяет  доста¬
точно  надежно  восстановить  палеогеографические  условия
развития  морфоскульптурного  рельефа  в  плейстоцене,  объяс¬
нить  некоторые  особенности  терригенного  материала  как
рельефообразующего  фактора  и,  наконец,  решить  или  поста¬
вить  ряд  теоретических  проблем  палеогеографии,  связанных
с  экзогенным  рельефообразованием.
 Представляют  определенный  интерес  данные  о  распрост¬
ранении  морской  и  байкальской  фауны  во  многих  озерах  севе¬
ра  Западно-Сибирской  равнины.
 Наконец,  некоторые  геологи  считают,  что  широкое  распро¬
 267

странение  многолетнемерзлых  пород  исключает  покровное
оледенение  севера  равнины.  Возникает  необходимость  более
детального  рассмотрения  этих  проблем.
 ПРОБЛЕМА  МАТЕРИКОВОГО  ОЛЕДЕНЕНИЯ
В  СВЕТЕ  ИЗУЧЕНИЯ  ТЕРРИГЕННЫХ  КОМПОНЕНТОВ
 Одной  из  самых  дискуссионных  является  проблема  древне¬
го  оледенения  севера  Западной  Сибири.
 В  последние  годы  некоторые  геологи  отрицают  наличие
ледниковых  покровов  в  плейстоцене  на  севере  Западной  Си¬
бири.  Они  приводят  ряд  аргументов,  которые,  по  их  мнению,
противоречат  теории  материкового  оледенения.
 При  палеогеографических  реконструкциях  истории  плей¬
стоцена  до  сих  пор  недостаточно  учитывался  литолого-мине-
ралогический  состав  ледниковых  отложений  и  петрография
включенных  в  них  валунов  и  галек.  Анализ  этих  материалов
позволяет  судить  о  генезисе  и  условиях  развития  морфо-
скульптуры  в  плейстоцене.
 В  исследованиях  автора,  выступающего  в  защиту  ледни¬
ковой  теории,  акцентируется  внимание  на  проблемах  палео¬
географии  по  терригенным  компонентам,  а  также  решаются
некоторые  вопросы  стратиграфического  расчленения  отложе¬
ний  плейстоцена.
 Решение  некоторых  аспектов  проблемы  материкового
оледенения  литолого-минералогическими  методами
 До  недавнего  времени  литолого-минералогические  методы
использовались  в  основном  для  стратиграфического  расчлене¬
ния  геологических  разрезов.  Пионерами  этих  методов  в  Сиби¬
ри  были  Е.  В.  Шумилова  и  М.  П.  Нагорский,  которые  еще  в
начале  30-х  годов,  то  есть  почти  одновременно  с  геологами  За¬
падной  Европы  (Klebelsberg,  1948),  широко  и  успешно  приме¬
няли  его  при  изучении  отложений  плейстоцена.  Однако  крат¬
кая  характеристика  минералогического  состава  и  некоторые
закономерности  формирования  терригенно-минералогических
провинций  плейстоценовых  отложений  равнины  в  целом  даны
лишь  в  60-е  годы  (Шумилова,  1963;  Шумилова  и  Николаев,
1964).
 За  последние  10—15  лет  во  время  геологосъемочных  и  те¬
матических  работ  накопилось  много  новых  материалов  по  ми¬
нералогии  плейстоценовой  толщи.  Анализы  образцов  из  этой
толщи  выполнялись  в  основном  в  Томской  комплексной  экспе¬
диции  по  единой  общепринятой  методике.  Объединенная
фракция  с  размером  частиц  0,25—0,01  мм  разделялась  жид¬
 268

костью  Туле  или  бромоформом  с  удельным  весом  2,89  на  тя¬
желую  и  легкую  фракции,  которые  изучались  иммерсионным
методом  при  помощи  поляризационного  микроскопа.
 Для  стратиграфического  расчленения  плейстоценовой  тол¬
щи  и  палеогеографических  реконструкций  особый  интерес
представляют  минералы  тяжелой  фракции.  Среди  последних
значительно  преобладают  и  являются  определяющими  не¬
устойчивые  и  малоустойчивые  пироксены,  амфиболы,  группа
эпидота-цоизита.  Меньшее  значение  имеют  обычные  устойчи¬
вые  минералы  (ильменит,  магнетит,  лейкоксен),  а  также  ми¬
нералы,  постоянно  содержащиеся  во  фракциях,  но  в  неболь¬
шом  количестве  (гранат,  циркон,  рутил  и  др.).
 В  последние  годы  опубликованы  интересные  работы  по
минералогии  плейстоценовых  отложений.  Однако  они  касают¬
ся  или  отдельных  районов  равнины  или  типовых  геологиче¬
ских  разрезов  (Волкова  и  др.,  1970;  Гольберт  и  др.,  1965;  Гу¬
дина  и  др.,  1962;  Земцов,  1959  а;  Шумилова,  1968  а,  б;  1969;
1971;  Шумилова  и  Троицкий,  1969  и  др.).  В  монографиях  по
стратиграфии  и  палеогеографии  равнины  минералогические
данные  используются  лишь  частично  (Архипов,  1971;  Зуба-
ков,  1972  а,  б;  Лазуков,  1970,  1972).
 Наличие  обширного  фактического  материала  и  отсутствие
обобщающей  сводки  по  минералогии  плейстоценовых  отложе¬
ний  равнины  оправдывает  попытку  автора  систематизировать
имеющиеся  данные  и  привлечь  их  к  решению  ряда  задач.  К
ним  относятся:  1)  отделение  плейстоценовой  толщи  по  мине¬
ралогическому  составу  от  более  древних  пород,  на  которых
она  залегает;  2)  расчленение  ее  на  стратиграфические  гори¬
зонты  и  генетические  типы  и  выявление  колебаний  климата  в
плейстоцене;  3)  установление  областей  сноса  терригенного
материала,  путей  и  способов  его  транспортировки.  Ниже  крат¬
ко  рассматриваются  поставленные  здесь  вопросы.
 1. 	Минералогические  ассоциации
плейстоценовых  отложений  и  их  отличия
от  ассоциаций  более  древних  пород
 Отложения  плейстоцена  севера  Западно-Сибирской  равни¬
ны  обычно  хорошо  отличаются  по  минералогическому  составу
от  более  древних  пород,  их  подстилающих  (Земцов,  1959  а;
Земцов  и  Тельцова,  1958;  Сакс,  1946,  1953;  Шумилова,  1963).
 Обобщив  результаты  анализа  более  1000  образцов,  автор
установил  резкое  отличие  минералогического  состава  пород
верхнего  мела,  палеогена  и  плейстоцена  на  северо-востоке
равнины.  В  тяжелой  фракции  отложений  плейстоцена  резко
понижается  процент  рудных  и  метаморфических  минералов  и
значительно  возрастает  процент  неустойчивых  —  пироксенов,
амфиболов,  а  также  минералов  группы  эпидота-цоизита.  В
 Ш

легкой  фракции  кварца  меньше,  а  полевых  шпатов  больше*
чем  в  соответствующих  фракциях  древних  пород.  В  некоторых
образцах  содержание  пироксенов  достигает  90—95%,  при
среднем  их  количестве  —  от  50  до  60%.  Пироксены  —  весьма
надежный  коррелятив  плейстоценовой  толщи,  безошибочно
отделяющий  последнюю  от  древних  пород.  Этот  признак
использовался  при  геологическом  картировании  в  бассейнах
Таза,  Турухана,  Большой  Хеты,  Большого  Югана,  Елогуя  и:
других  рек.  Однако  в  бассейнах  Пура,  Агана  и  Ваха  количест¬
во  пироксенов  заметно  снижается  при  одновременном  увели¬
чении  доли  эпидота-цоизита-  и  амфиболов.
 Подобные  различия  в  минералогическом  составе  разновоз¬
растных  пород  констатированы  на  северо-западе  равнины
(Васильев,  1946;  Шумилова,  1968  б  и  др.).  Четкая  граница
прослежена  по  этому  же  признаку  между  плейстоценовыми  и
палеогеновыми  породами  в  северной  и  центральной  частях
Обь-Иртышского  междуречья,  в  бассейнах  pp.  Малого  Балыка
и  Большого  Салыма  по  линии  строящейся  железной  дороги
Тобольск  —  Сургут  (Волкова  и  др.,  1970).
 Во  время  геологосъемочных  работ,  проведенных  в  1967—
1970  гг.  в  Среднем  и  Вахском  Приобье,  автором  установлено*
что  в  отложениях  плейстоцена  амфиболов  и  эпидота-цоизита
в  5—6  раз  больше,  чем  в  породах  олигоцена  и  верхнего  мела.
Ильменита,  циркона  и  анатаза  в  породах  олигоцена  (новоми¬
хайловская  свита)  в  среднем  в  2  раза,  лейкоксена  в  6  раз,,
турмалина  и  рутила  в  3  раза  больше,  чем  в  отложениях  плей¬
стоцена.
 Наиболее  резко  по  минералогическому  составу  отличаются
плейстоценовые  отложения  от  пород  палеогена  и  верхнего
мела  в  приенисейской  и  приуральской  частях  равнины  и  мень¬
ше  в  ее  приледниковой  зоне  и  на  крайнем  севере.  Обычно*
плейстоценовая  толща  залегает  на  более  древних  породах  со
стратиграфическим  несогласием,  фиксируемым  резкой  сменой
их  состава.
 Однако  не  только  обилие  неустойчивых  и  малоустойчивых
минералов  характерно  для  тяжелой  фракции  отложений  плей¬
стоцена.  Такие  минералы  иногда  встречаются  и  в  более  древ¬
них  породах.  Например,  в  морских  осадках  сенона,  вскрытых
некоторыми  скважинами  в  Среднем  Приобье  содержание-
эпидота-цоизита  колеблется  от  35  до  52%  (Нагорский  и  На-
горская,  1969).  Главный  признак  отложений  плейстоцена  —
неустойчивые  минералы  в  их  фракциях  отличаются  свежестью.
Они,  как  правило,  совершенно  не  затронуты  процессами  хими¬
ческого  разложения.  Зерна  их  угловатые,  реже  угловато-ока¬
танные,  чистые  и  прозрачные.  Следовательно,  минералогиче¬
ский  состав  можно  использовать  как  дополнительный  крите¬
рий  при  отделении  плейстоценовых  отложений  от  более
древних.
 Массовое  количество  неустойчивых  и  малоустойчивых  ми¬
 270

нералов  пироксен-амфибол-эпидотового  комплекса  в  отложе¬
ниях  плейстоцена  характерно  не  только  для  Западно-Сибир¬
ской  равнины.  Такими  ассоциациями  минералов  богаты
плейстоценовые,  особенно  ледниковые,  отложения  Русской
равнины  (Коптев,  1961;  Рябченков,  1961,  1965;  Шамрай  и  Оре¬
хов,  1961  и  др.).  В  моренах  Карелии,  Карельского  перешейка
и  Приневской  низменности  значительно  преобладает  роговая
обманка  (Рухина,  1960).  Очень  много  неустойчивых  минера¬
лов  в  тяжелой  фракции  ледниковых  отложений  Прибалтики
и  Белоруссии  (Лукашев  и  Астапова,  1970;  Матвеев,  1971
и  др.),  Украины  (Дядченко,  1961),  Западной  Европы  (Кры-
говский,  1966;  Jarnefors,  1952;  Voorthuysen,  1953)  и  Северной
Америки  (Frye  и  др.,  1965).
 В  отложениях  плейстоцена  Восточной  Сибири  (Золотарев,
1963;  Зорин,  1965;  Кайялайнен,  1968;  Судакова,  1966  и  др.)>
бассейна  р.  Амура  (Никольская,  1972),  а  также  в  донных
грунтах  Северного  Ледовитого  океана  (Лапина,  1959)  и  осад¬
ках  современных  водоемов  (Страхов,  1954)  пироксены,  амфи¬
болы  и  минералы  группы  эпидота-цоизита  преобладают  в
тяжелых  фракциях.  Очевидно,  что  отмеченные  особенности
минералогических  ассоциаций  отложений  плейстоцена  Запад¬
ной  Сибири  следует  рассматривать  как  характерные  вообще
для  плейстоценовых  отложений  полярных  и  умеренных  широт
Евразии  и  Северной  Америки.
 Чем  же  объяснить  такое  обилие  неустойчивых  минералов  в
этих  отложениях?  Усиление  тектонической  деятельности  в
конце  неогена  и  в  начале  плейстоцена,  которое  привело  к
образованию  новых  и  омолаживанию  старых  горных  сооруже¬
ний,  способствовало  созданию  контрастности  рельефа,  ожив¬
лению  эрозии,  а  следовательно,  и  перемещению  огромных
масс  обломочного  материала.  Однако  активизация  тектони¬
ческой  деятельности,  как  известно,  происходила  неоднократно
и  в  более  древние  геологические  эпохи.  Она  сопровождалась
перемещением  обломочного  материала,  тяжелая  фракция  ко¬
торого  содержала  и  неустойчивые  минералы.  Только  позднее
последние  были  уничтожены  явлениями  диагенеза  или  же
сохранились  локально  при  сочетании  наиболее  благоприятных
условий.  Поэтому  некоторые  геологи  связывают  обилие  не¬
устойчивых  минералов  в  отложениях  плейстоцена  с  похоло¬
даниями  климата,  сопровождавшимися  оледенениями.  Именно
в  валуносодержащих  породах  ледникового  и  флювиогляциаль-
ного  генезиса,  в  ледниково-морских  осадках  содержится  мас¬
са  неустойчивых  к  выветриванию  минералов.  Это  явилось
одним  из  оснований  для  выделения  ледового  типа  литогенеза,
развитого  в  обширной  приполярной,  а  в  ледниковое  время  и
умеренной  зонах  Евразии  и  Северной  Америки  (Страхов,
 1962).  При  ледовом  типе  литогенеза  диагенез  подавлен  низкой
температурой  среды  осадкообразования  и  господствует  в
основном  физическое  выветривание.
 271;

2. 	Деление  плейстоценовой  толщи
на  генетические  типы
и  стратиграфические  горизонты.
 Колебания  климата
 Мощная  плейстоценовая  толща  равнины  неоднородна.  Для
нее  характерно  чередование  пород.  На  севере  валуносодержа¬
щие  породы  переслаиваются  с  морскими,  а  южнее  —  с  аллю¬
виальными  и  озерно-аллювиальными  отложениями.  В  прилед-
никовой  зоне  также  отчетливо  проявляется  ритмичность  в
осадконакоплении,  которая  отражает  крупные  колебания
климата  и  перераспределение  областей  сноса.  Последнее  в
значительной  мере  определялось  особенностями  проявления
неотектонических  движений.  Во  время  похолоданий  и  связан¬
ных  с  ними  оледенений  формировались  ледниково-морские  и
ледниковые  отложения,  а  в  межледниковья  —  морские,  аллю¬
виальные  и  озерно-аллювиальные.
 Колебания  климата  не  могли  не  сказаться  на  минералоги¬
ческом  составе  плейстоценовой  толщи.  Проведенные  автором
исследования  на  северо-востоке  равнины,  где  развиты  суба-
эральные  ледниковые  и  разделяющие  их  озерно-аллювиаль¬
ные  отложения,  показали  наличие  существенных  различий  в
их  минералогическом  составе.  Подобные  различия  были  уста¬
новлены  и  для  отложений  приуральской  и  центральной  частей
равнины  (рис.  61).
 По  минералогическому  составу,  с  некоторой  степенью
условности  и  при  обязательном  учете  внешних  признаков
осадков,  автор  подразделил  «немую»  толщу  на  различные
генетические  типы  и  стратиграфические  горизонты  со  свойст¬
венными  им  ассоциациями  минералов.  Например,  аллювиаль¬
ные  и  озерно-аллювиальные  отложения  хорошо  отличаются  по
составу  от  ледниковых,  флювиогляциальных  и  ледниково¬
морских.  Но  даже  генетически  однородные,  в  частности,  раз¬
новозрастные  морены  имеют  некоторые  индивидуальные  осо¬
бенности.  Учитывая  данные  визуальных  наблюдений  (текстура
и  структура,  цвет,  стратиграфическое  положение  в  разрезе
и  т.  п.),  можно  различать  эти  морены.  В  тяжелой  фракции
валуносодержащих  суглинков  самаровского  горизонта  насчи¬
тывается  до  20  минералов,  однако  повсеместно  преобладают
пироксены  с  подчиненным  значением  эпидота,  роговой  обман¬
ки  и  ильменита.  Минералы,  составляющие  основу  фракции,—
угловатые  и  угловато-окатанные.  Пироксены  обычно  бесцвет¬
ные  или  зеленовато-бурые,  чаще  с  лиловым  оттенком.  Зерна
их  свежие,  чистые,  с  зазубренными  краями,  бесформенные,
редко  призматические.  Эпидот  бесцветный  или  фисташковый,
бесформенный.  Ильменит  черного  цвета,  с  сильным  металли¬
ческим  блеском.
 В  минералогическом  составе  ледниковых  и  флювиогля¬
циальных  отложений  зырянского  горизонта  в  бассейне  р.  Ту.-
 .272

сз
 СВ
 —
 10 	20 	30 	40 	50 	60 	70 	80 	90 	100%
 О  J0  20 	30 	40 	50 	60 	70 	80 	90 	100%
 HI
 V/Л
 ООО
 ООО
 ]ю  1  vv  уу|н
 >
 Рис.  61.  Соотношение  минералогического  состава  генетиче
горизонтов  на  северо-западе  (а,  б)  и  северо-востоке  (г)  Запад
ннн,  обнажающихся  в  устье  р.  Малой  Ширты  (правый  приток
 ■рудные  минералы;
 -группа  эпидота-цоизита;  3  —
 лейкоксен;  7—гранит;  8  —  турмалин;  9  —  силлимонит;  10  —
молит;  /5  —сидерит;  16  —  лимонит;  17  —  глауконит;  18  —  мус
—  опоковидные  глины  и  песчаники  эоцена;  Pgz—  чеганская
ская  свиты;  отложеиия  тобольского  (Qutb),  самаровского
 ского  (Qinzr)  горизонтов,  второй  (Qhi—2)  и  первой  (Qiii—/)  надпойменных  террас.
 ских  1“ипов  плейстоценовых  отложений  и  стратиграфических
по-Сибирской  равнины.  Минералогический  состав  (в)  отложе-
р.  Таз).
 амфиболы  (роговая  обманка);  4  —  пироксены;  5  —  циркон;  о  —
дистен;  //—ставролит;  /2—андалузит;  13  —  сфен;  14  —  тре-
ковит;  19  —  прочие  минералы.  Cr2+Pgi—сымская  свита;  Pgi
свита;  Pg3  —  атлымская  свита;  Pgs  —  туртасская  и  бещеуль-
(Qiism),  ширтинского  (Qiisr),  тазовского  (Qntz),  зырян-
 1ДПОИй

рухана  насчитывается  не  более  10  компонентов,  а  содержание
пироксена  увеличивается  в  среднем  до  60—70%,  достигая
95,5%  тяжелой  фракции.  Зерна  пироксенов  исключительно
свежие,  невыветрелые,  угловатые  и  угловато-окатанные  (Зем¬
цов,  1959  а).
 Автором  составлены  две  диаграммы.  Для  первой  использо¬
ваны  результаты  анализа  около  1000  образцов  из  плейстоце¬
новых  отложений  северо-востока  равнины  (рис.  61,  г).  Вторая
отражает  минералогический  состав  конкретного,  наиболее  ти¬
пичного  обнажения  и  основывается  на  данных  анализа
18  образцов  (рис.  61,  в).  На  диаграммах  видно,  что  аллю¬
виальные  пески  ширтинского  горизонта  весьма  существенно
отличаются  от  самаровской  и  тазовской  морен.  Особенно  ра¬
зительны  эти  отличия  в  обнажении.  Весьма  существенные
различия  наблюдаются  и  в  минералогическом  составе  морен  и
межледниковых  (межстадиальных)  песков,  обнажающихся  в
бассейне  р.  Печаль-кы  (табл.  15).  Кроме  минералов,  пред*
ставленных  на  диаграммах  и  в  таблице,  в  тяжелой  фракции
ширтинских  песков  обнаружены  в  единицах  и  долях  процента
шпинель,  тремолит,  хлоритоид,  хлорит,  а  в  легкой,  кроме
кварца  и  полевых  шпатов,  —  хлоритизированные  зерна  и  др.
 Такие  изменения  в  составе  не  случайны  и  обусловлены  ко*
лебаниями  климата  в  плейстоцене.
 Приведенные  факты  интересны  и  на  них  необходимо  оста¬
новиться  подробнее.  Предположим,  что  в  упомянутом  выше
обнажении  морена  включает  отторженец  меловых  песков.  Та¬
кому  предположению  противоречат  ненарушенное  залегание
песков,  их  текстура  и  минералогический  состав.
 Может  быть,  это  внутриморенные  флювиогляциальные
пески?  Прослои  и  линзы  флювиогляциальных  песков  в  море*
нах  наблюдаются  во  многих  обнажениях  ледниковой  зоны.
Однако  по  минералогическому  составу  они  резко  отличаются
от  песков,  залегающих  между  моренами  на  северо-востоке
равнины.  Например,  в  бассейне  р.  Колик-Егана  автором  уста¬
новлено,  что  во  флювиогляциальных  песках  пироксенов  в  3—7
раз  больше,  чем  во  вмещающих  их  валунных  суглинках  и  гли¬
нах  самаровской  морены  (табл.  3).  Такая  же  закономерность
прослежена  и  в  ледниковых  отложениях  по  pp.  Большому
Югану,  Лямину  и  Ваху  (табл.  16).  В  приведенных  примерах
■  существенные  различия  в  минералогическом  составе  леднико¬
вых  отложений  не  определяются  колебанием  климата,  ибо  их
'формирование  происходило  во  время  одного  оледенения.  Та-
|  кие  различия  тесно  связаны  с  сортировкой  вещества  в  процес¬
се  переноса  и  отложения,  когда  в  песчаных  разностях  морены
 I 	флювиогляциальных  песках  концентрируются  неустойчивые
пироксены,  а  в  глинистых  —  более  устойчивые  минералы  (Лог¬
виненко,  1951).  Но  не  всегда  и  не  везде  это  соотношение  вы¬
держивается.  Концентрация  неустойчивых  и  устойчивых
“Ынералов  иногда  осуществляется  в  равной  мере  и  в  песках  и
 18  Заказ  2770 	£73

в  суглинках  морены.  Подобные  условия  возможны  в  неотсор¬
тированных  или  слабо  отсортированных  ледниковых  отложе¬
ниях,  когда  процессы  выветривания  изменили  распределение
минералов,  возникшее  в  результате  сортировки  и  переотложе-
ния,  но  не  довели  его  до  конца.
 Таким  образом,  пески,  залегающие  между  двумя  моренами
на  северо-востоке  равнины,  в  частности,  в  бассейне  р.  Таза,  не
являются  флювиогляциальными.  Они,  несомненно,  межста-
диальные  или  межледниковые,  как  это  и  доказывалось  ранее
автором.
 Севернее,  где  развиты  преимущественно  ледниково-мор¬
ские  и  морские  осадки,  характеризующиеся  большим  сходст¬
вом  минералогического  состава  и  единым  парагенезисом
основных  породообразующих  минералов,  также  устанавлива¬
ется  ритмичность.  В  осадках  салехардской  (санчуговской)
свиты  спорадически  встречаются  сидерит,  железистый  хлорит,
гидроокислы  железа,  глауконит  и  некоторые  другие  вторичные
минералы,  которые  не  характерны  для  континентальных  обра¬
зований.  Несмотря  на  кажущуюся  однородность  плейстоцено¬
вой  толщи,  вскрытой  скважиной  24  по  р.  Турухану,  она  делит¬
ся  по  различному  содержанию  кварца  и  полевых  шпатов  в
песчано-алевритовых  фракциях  на  шесть  зон.  Сопоставив  эти
зоны  с  микрофаунистическими,  В.  И.  Гудина  и  А.  В.  Гольберт
(1962)  делят  толщу  на  три  пачки,  которые  отражают  две  ста¬
дии  активизации  оледенения  с  разделяющим  их  потеплением.
На  взгляд  автора,  их  можно  сопоставить  с  двумя  моренами  и
межледниковыми  ширтинскими  песками,  описанными  в  вер¬
ховьях  р.  Таза.  Средняя  глинистая  пачка,  где  отмечено  бога¬
тое  разнообразие  фораминифер,  раковин  морских  остракод,
иглы  морских  ежей  и  других  организмов,  может  быть  отнесе¬
на  к  ширтинскому  времени,  нижележащие  суглинки  с  обилием
валунов  траппов  —  к  самаровскому  времени,  а  перекрываю¬
щая  морские  глины  пачка  сопоставляется  с  верхней  тазовской
 Минералогический  состав  среднечетвертичных  отложений
 Содержание
 №
п.  п.
 рудные
 эпидот
 пи¬
 рок¬
 сен
 роговая
 обман¬
 ка
 циркон
 гранат
 ставро¬
 лит
 дистен
 рутил
 турма¬
 лин
 1
 32
 11
 40
 4,6
 5
 2,5
 +
 +
 1
 +
 2
 12
 9
 70
 1
 1
 1
 +
 +
 +
 +
 3
 13
 10
 65
 4
 2,5
 2
 +
 —
 +
 +.
 4
 12,5
 6
 74
 3
 1
 1
 +
 +
 +
 5
 31
 32
 7
 17
 6
 3
 +
 +
 1
 +
 6
 31
 29
 13
 11
 6
 2
 +
 +
 1
 1
 7
 33
 29
 13
 6
 6
 0,5
 +
 +
 2
 +
 8
 274
 27
 9
 51
 6
 2,5
 1
 +
 +
 од

мореной.  А.  В.  Гольберт,  В.  И.  Гудина  и  Г.  М.  Левковская
(1965)  для  выяснения  условий  образования  морских  и  ледни¬
ково-морских  осадков  применили  коэффициент  устойчивости
и  выделили  в  плейстоценовых  отложениях  северо-запада  рав¬
нины  несколько  зон,  соответствующих  потеплениям  и  похоло¬
даниям,  установленным  по  фораминиферам  и  спорово-пыльце¬
вым  спектрам.
 В  результате  детального  петрографо-минералогического
изучения  доказанцевских  отложений  по  профилю  скважин  в
приполярной  части  равнины  Е.  В.  Шумилова  (1971)  установи¬
ла,  что  толща  этих  отложений  не  однородна,  как  полагали
раньше,  а  расчленяется  на  литологические  пачки.  Каждой  пач¬
ке  свойственны  определенные  петрографо-минералогические
ассоциации,  отражающие  колебания  климата.  В  низовьях
Енисея,  по  мнению  Ф.  С.  Бузулуцкова  (1971),  на  протяжении
санчуговского  и  казанцевского  времени  выявляются  по  мине¬
ралогическому  составу  даже  более  тонкие  колебания  климата.
 Труднее  отличать  по  минералогическому  составу  страти¬
графические  подразделения  плейстоцена  в  приледниковой  зоне
Среднего  Приобья.  Состав  тяжелой  фракции  отложений  то¬
больского  и  самаровского  горизонта  сравнительно  близок,
поэтому  проводились  дополнительные  определения.  Удалялись
из  тяжелой  фракции  фоновые  минералы:  ильменит  и  магнетит,
группа  эпидота-цоизита  и  амфиболы.  В  результате  оказалось,
что  в  песках  тобольского  горизонта  содержится  больше  лейко-
ксена,  метаморфических  минералов,  апатита,  сфена,  чем  в
глинах  и  суглинках  самаровского  горизонта.  Таким  образом,
минералогический  критерий  позволяет  различать  лишь  отло¬
жения  основных  горизонтов,  развитых  в  Среднем  Приобье.
 Выявление  колебаний  климата  и  расчленение  плейстоцено¬
вых  отложений  рдвнины  на  пачки  основано  пока  на  изучении
минералогии  осадков,  вскрытых  немногими  скважинами.  Не-
 Таблица  16
в  бассейне  р.  Печаль-кы  (правый  приток  Таза)
 минералов,  в  %
 ндалу-
 азит
 анатаз
 сфен
 силли-
 мони
 апатит
 +
 1
 мм
 +
 +
 Верхняя  тазовская  морена
 +
 +
 —
 +
 +
 +
 0,5
 +
 +
 1
 »
 +
 +
 —
 —
 +
 »
 +
 1
 1
 +
 1
 Ширтинские  пески
 +
 1
 —
 +
 2
 +
 1,5
 +
 +
 1
 >
 +
 1
 +
 +
 2
 Нижняя  самаровская  морена
 16*
 275г

Таблица  16
 О)
 I
 cs  сч
 со  сч
со
 1  1  i  i
 •  я
 X
 СО
 а
 “  *>%
о.*
«0.0
 и  а
5  *
 2г
 £  еЗ
 9  0
 С
 Sw
 ii
 И
 О  g
 гя
 sg
 ii
 g  5
 3.3
&°
s  ■
 s
 «
 c;
 я
 ?  т
 Т
 iA  л
 СО
 О"  -Г
 со
 7  Т
 7
 +
 §
 00 	со
 Ю  —
 1 	J.
 !
 сч
 00
 7
 §
 т
 1
 сч
 ff
 ю
 о
 1
 Т
 <N
 Л
 О
 Ь-
 |
 1
 7
 Я
 со
 о“
 85
 1
 8
 1
 7
 А
 я
 1
 +
 134
 I  I
 C9
 Л 	_«
 1  л  л
 Ю
 f
 СЧ
 ifin
 И
 «0
 H
 as
 §
 о
 а
 с
 3
 Q.
 •e*
 s
 SJ
 о
 a
 а
 3
 x
 t*
 >>
 O,
 2
 я
 а>
 о
 u:
 о
 cx
 s
 E
 u:
 s
 CO
 2
 VO
 о
 я
 к
 4
 «3
 s
 cx
 >»
 H
 <l>
 О
 u
 н
 о
 *=t
 к
 с
 к
 s
 as
 cd
 0*
 a>
 2
 s
 o.
 E
 2)  знак  +  следы  и  знак  —  отсутствие  минералов.

Рис.  62.  Карта-схема  минералогического  состава  валуносодержащих  по¬
род  севера  Западной  Сибири.
 /  —  пироксены;  2—  группа  эпидот-цоизита;  5  —амфиболы;  4  —рудные
минералы;  5  —  циркон;  6  —  гранат;  7  —  прочие  минералы.
 Провинции: 	/  —  приенисейская;  II  —  приуральская;  ///  —  центральная.
 На  графике  (внизу)  показано  изменение  процентного  содержания  минера¬
лов  тяжелой  фракции  в  широтном  (с  запада  на  восток)  направлении:  /  —
пироксены;  2  —  амфиболы;  5  —группа  эпидот-цоизита;  4  —  рудные  мине¬
ралы

сомненно,  что  более  детальное  изучение  отложений  позволит
расчленить  их  на  горизонты,  соответствующие  похолоданиям  и
потеплениям  климата.
 3.  Терригенно-минералогические  провинции,
области  сноса,  пути  и  способы
транспортировки  материала
 Использовав  результаты  анализов  более  3500  образцов,
автор  составил  схему  (рис.  62),  на  которой  в  виде  циклограмм
показан  минералогический  состав  тяжелой  фракции  валуносо¬
держащих  пород  севера  Западной  Сибири.  Достаточно  четко
выделяются  три  терригенно-минералогические  провинции
(Земцов,  1973  в).  На  северо-востоке  оконтуривается  приени¬
сейская  провинция,  для  которой  характерно  обилие  пироксе¬
нов  в  тяжелой  фракции  валуносодержащих  пород.  Основными
источниками  их  были  пермотриасовые  траппы  Средне-Сибир¬
ского  плоскогорья,  в  частности,  гор  Путорана,  откуда,  главным
образом  в  ледниковые  эпохи,  сносился  на  равнину  в  огромном
количестве  грубообломочный  материал  (Земцов,  1959  а).
Дополнительными  источниками  были  карбонатные  и  карбонат-
но-терригенные  породы  палеозоя  и  метаморфические  породы
докембрия.  В  юрское  и  меловое  время  такого  количества  ма¬
териала  на  равнину  не  поступало  (Накоряков,  1965).
 Пути  транспортировки  терригенного  материала  четко  наме¬
чаются  по  изменению  содержания  неустойчивых  коррелятив¬
ных  минералов  в  тяжелой  фракции  валуносодержащих  пород.
На  рис.  63  видно,  что  к  западу  от  Средне-Сибирского  плоско¬
горья  заметно  уменьшается  процент  пироксенов,  в  то  время
как  в  направлении  с  юга  на  север  содержание  их  существенно
не  изменяется  (рис.  64).
 Приуральская  провинция  резко  отличается  от  предыдущей
значительным  содержанием  в  тяжелой  фракции  амфиболов  и
эпидота-цоизита.  Основными  источниками  этих  минералов
являлись  древние  изверженные  и  метаморфические  породы
Приполярного  и  Северного  Урала.  По  подсчетам  Ю.  Ф.  Заха¬
рова  (1966,  1970)  отсюда  на  равнину  в  плейстоцене  снесено
около  1900  км3  мелкозема.  Эта  цифра,  видимо,  близка  к  исти¬
не,  хотя  и  оспаривается  П.  П.  Генераловым  и  И.  Л.  Кузиным
(1968).  Дополним,  что  только  на  бечевнике  р.  Оби,  на  отрезке
от  пос.  Шеркалы  до  Н.  Леушей,  сосредоточено  около
2412  тыс.  м3  валунно-галечного  материала  (Морозов  и  др.,
1969).
 За  Полярным  кругом  содержание  амфиболов  и  эпидота-
цоизита  в  тяжелой  фракции  этой  провинции  уменьшается.
Снос  материала  с  Полярного  Урала  на  равнину  имел  второсте¬
пенное  значение  (Шумилова,  1971).  Минералогический  состав
 277.

= 		**"  —3%%  	Я"™
 Рис.  63.  Изменение  процентного  содержания1  минералов  тяжелой  фрак¬
ции  плейстоценовых  отложений  северо-востока  Западно-Сибирской  равни¬
ны  по  мере  удаления  от  Средне-Сибирского  плоскогорья  на  запад
 Цирком
 278

1
 &
 (3
 4
 i
 1
 я
 я
 d>
 *
 о
 t;
 (-
 о
 о
 я
 SJ
 о
 I»
 га
 ,я  о
 о  Й
 cj  О*
оЗ  о>
а:  а
к  О
 Н  *=*
 §2
 «X
 а,
 а>  »я
я  о
я  3
 s  2
§§
я  гП
я
са
 гп
£  ”
О  m
о  о
X
 О  От
 к  а>
о  и
я
 н  н
я  о
 &г
2.2
с  «
 <и  Я
 я
 Я  л
а>  сх,
я  а>
а>  со
S  «
 Si
 о  *=:
S  Р
Ou  л
 279

плейстоценовых  отложений  здесь  отражает  состав  подстилаю¬
щих  пород  мела  и  палеогена,  за  счет  которых  они  в  основном
и  формировались.
 В  бассейне  рек  Пура,  Надыма,  Агана  и  левых  притоков
Таза  в  тяжелой  фракции  пород  преобладают  минералы  группы
эпидота-цоизита.  Содержание  же  пироксенов  и  амфиболов
обычно  не  превышает  2—3%,  редко  достигая  10—20%.  На
этой  площади  А.  В.  Гольбертом  и  др.  (1965)  была  выделена
Пур-Тазовская  провинция.  Однако  такое  название  не  может
быть  принято,  ибо  около  70%  площади  бассейна  р.  Таза  вхо¬
дит  в  соседнюю  (приенисейскую)  провинцию.  Лучше  назы¬
вать  ее  центральной  или  таймырской.  Судя  по  распростране¬
нию  здесь  таймырских  валунов,  можно  предполагать,  что  час¬
тично  терригенный  материал  поступал  с  гор  Бырранга  и
значительно  обогащался  за  счет  местных  меловых  и  палеоге¬
новых  пород.  Последние  на  севере  Западной  Сибири  залегают
неглубоко  от  поверхности  и  вскрываются  реками.  В  бассейне
р.  Таз  эти  породы  бедны  эпидотами,  а  амфиболов  в  них  прак¬
тически  нет.  Только  самбургской  скважиной  в  интервале  глу¬
бин  202—220  м  вскрыты  породы,  в  которых  содержание  эпи-
дота  достигает  30%.  Позднее  Е.  В.  Шумилова  (1971)  обнару¬
жила  эпидот  в  палеогеновых  породах,  вскрытых  некоторыми
скважинами  по  профилю  р.  Ярудей,  южнее  Обской  губы.  Та¬
ким  образом,  подтверждается  вывод  о  формировании  минера¬
логических  ассоциаций,  богатых  эпидотом  за  счет  разрушения
и  размыва  местных  пород  палеогена,  развитых  в  приполярной
части  равнины.  Отсюда  переносился  материал  в  центральную
провинцию.
 Значительно  труднее  выяснить  способы  транспортировки
материала  в  пределах  трех  выделенных  терригенно-минерало-
гических  провинций.  Терригенный  материал  мог  переноситься
водою,  речным  или  морским  припайным  льдом,  айсбергами  или
ледниковыми  покровами.  Наиболее  вероятен,  по  мнению  авто¬
ра,  перенос  материала  с  соседних  гор  на  прилежащие  части
равнины  ледниками.  Об  этом  свидетельствует  прежде  всего
огромное  количество  материала,  прекрасно  сохранившего  мно¬
гие  черты  минералогического  состава  пород  провинций  пита¬
ния.  Нет  грубообломочного  материала  с  валунами  в  осадках
мезозоя  и  палеогена  севера  Западной  Сибири.  Не  было,  надо
полагать,  тогда  и  столь  мощного  фактора,  который  мог  бы  пе¬
реносить  валуны  и  гальку  вместе  с  мелкоземом  на  многие
сотни  и  даже  тысячи  километров  от  гор.  Уменьшение  процента
неустойчивых  минералов  при  удалении  от  областей  сноса
(рис.  62)  логично  объяснить  разрушением  и  истиранием  их  в
процессе  переноса  ледниками.
 В  центральную  провинцию  материал  транспортировался
ледниками  не  только  с  Таймыра,  но,  видимо,  и  с  ныне  занятого
морем  шельфа,  где  еще  В.  А.  Обручев  (1931)  предполагал  на¬
 280

личие  Тазовского  ледникового  центра.  Ледники,  двигаясь  от
этого  центра  по  сильно  расчлененному  дочетвертичному  релье¬
фу,  преимущественно  разрушали  и  сминали  в  складки  «породы,
образуя  экзотектонические  дислокации.  Опоки,  диатомиты,
песчаники  и  глины  во  время  транспортировки  разрушались  и
истирались,  поэтому  крупные  валуны  из  этих  пород  встреча¬
ются  редко.  Одновременно  процент  кристаллических  валунов
по  южной  периферии  ледниковой  зоны  значительно  возрастает.
 Итак,  границы  терригенно-минералогических  провинций
намечаются  четко.  Сколько-нибудь  существенного  смешения
терригенного  материала  из  различных  областей  питания  не
происходило.  Хорошо  выделяется  по  минералогическому  со¬
ставу  и  южная  граница  распространения  валуносодержащих
пород.  Например,  на  Обь-Иртышском  междуречье  севернее
р.  Демьянки  в  тяжелой  фракции  этих  пород  содержание  пирок¬
сенов  достигает  51%,  а  южнее  р.  Демьянки  —  не  превышает
3,5%  и  значительно  увеличивается  содержание  более  устойчи¬
вых  минералов  (Волкова  и  др.,  1970).  Нет  в  них  и  гальки  кри¬
сталлических  пород.  В  бассейнах  pp.  Большого  и  Малого  Юга-
на,  Соонинского  Егана,  частично  Ларь-Егана  пироксены  в
тяжелой  фракции  самаровского  горизонта  достигают  несколь¬
ких  десятков  процентов,  а  южнее,  в  бассейне  р.  Васюгана,  они
встречаются  реже.
 По  периферии  ледникового  покрова  располагались  под-
прудные  бассейны,  куда  поступал  материал  не  только  от  края
ледника,  но  в  основном  приносился  реками  с  юга.  Поэтому  в
минералогическом  составе  самаровских  отложений  Среднего'
Приобья  пироксены  содержатся  почти  во  всех  образцах,  но
обычно  в  небольшом  количестве.
 Особенности  пространственного  расположения  терригенно-
минералогических  провинций  со  свойственными  им  ассоциа¬
циями  минералов  могут  быть  объяснены,  на  взгляд  автора,
формированием  их  под  действием  ледниковых  покровов,  дви¬
гавшихся  со  Средне-Сибирского  плоскогорья,  гор  Бырранга,  с
Урала  и  севера  равнины.  Ледниковые  покровы  эпохи  самаров¬
ского  оледенения,  занимая  определенные  площади  равнины,
оставили  четкие  следы,  которые  и  опознаются  по  минералоги¬
ческому  составу.
 В  случае  только  айсбергового  переноса  терригенного  мате¬
риала  не  могли  сформироваться  и  столь  четко  сохраниться
контуры  терригенно-минералогических  провинций.  Должно  •
было  бы  произойти  смешение  материала.
 При  детальном  изучении  керна  из  доказанцевских  отложе¬
ний,  вскрытых  скважинами  по  профилю  от  Урала  до  Енисея,
было  установлено  закономерное  распределение  петрографиче¬
ских  разностей  обломочного  материала  в  широтном  направле¬
нии  в  зависимости  от  смены  питающих  провинций.  В  западной
части  профиля  петрографический  состав  отражает  различные
 231

мезозойские  породы,  в  меньшей  мере  —  уральские  метаморфи¬
ческие  толщи.  Далее  к  востоку,  начиная  с  р.  Надыма,  в  соста¬
ве  появляются  породы  Таймыра  и  севера  Средне-Сибирского
плоскогорья  (Шумилова,  1971).  Скважинами  вскрыты  наряду
с  морскими  осадками  неслоистые  и  неотсортированные  мусор¬
ные  отложения.  Коэффициент  их  сортированное™  имеет  вели¬
чину  4—10,  что  соответствует,  несомненно,  ледниковым  отло¬
жениям.  Л.  В.  Шумилова  считает,  что  на  севере  равнины  имела
место  не  только  морская  седиментация,  но  в  осадконакоплении
принимали  участие  и  ледники.  Отложения  последних  приуро¬
чены  к  нижней  половине  доказанцевской  толщи.  Выше  по  раз¬
резу  они  сменяются  морскими.
 Итак.  1.  Плейстоценовая  толща  севера  Западной  Сибири
резко  отличается  по  минералогическому  составу  от  пород,  ее
подстилающих,  значительным  преобладанием  •неустойчивых
минералов.  2.  Обилие  этих  минералов  в  ассоциациях  связано
с  интенсивным  проявлением  новейших  тектонических  движе¬
ний  в  конце  неогена  и  начале  плейстоцена,  а  также  похолода¬
ниями  климата,  вызвавшими  неоднократные  оледенения.
 3. 	Осадконакопление  на  севере  равнины  происходило  ритмич¬
но,  что  связа-но  с  похолоданиями  и  потеплениями  климата  в
плейстоцене.  Толща,  отражая  последние,  подразделяется  на
генетические  типы  и  стратиграфические  горизонты,  которым
присущи  соответствующие  ассоциации  минералов.  4.  Главны¬
ми  областями  сноса  во  время  оледенений  были  Средне-Сибир¬
ское  плоскогорье,  Урал,  горы  Бырранга,  откуда  материал  пе¬
реносился  ледниками  на  равнину.  В  центральной  части  равни¬
ны  минералогический  состав  отложений  плейстоцена  формиро¬
вался  «в  основном  за  счет  состава  более  древних  меловых  и  па¬
леогеновых  пород.  Ледниковый  покров,  двигавшийся  в  эту
часть  равнины  с  севера,  отличался  меньшей  насыщенностью
обломочным  материалом,  и  его  действие  проявлялось  главным
образом  в  разрушении  меловых  и  палеогеновых  пород,  слагаю¬
щих  сильно  расчлененный  дочетвертичный  рельеф.
 Решение  «проблемы  на  основе  изучения
петрографического  состава  валунов
 Характерной  особенностью  плейстоценовых  отложений  се¬
вера  Западной  Сибири  является  наличие  в  них  валунов  преи¬
мущественно  кристаллических  пород.  В  рыхлом  осадочном  чех¬
ле  мезозоя,  палеогена  и  неогена  их  нет.
 В  прошлом,  когда  о  геологическом  строении  равнины  знали
очень  мало,  некоторые  геологи  объясняли  находки  валунов  и
галек  в  ее  пределах  имеющимися  якобы  коренными  выходами
пород  палеозоя  на  дневную  поверхность.  Сейчас  здесь  пробу¬
рены  тысячи  глубоких  скважин,  проведена  сейсморазведка.
 -282

Геофизической  и  геологической  съемками  охвачена  вся  равни¬
на.  Установлено,  что  никаких  выходов  коренных  каменных  по¬
род  в  ее  пределах  нет.  Следовательно,  валуны  занесены  сюда
извне.  Они  издавна  привлекали  внимание  путешественников  и
натуралистов  и  описывались  под  различными  названиями:
«каменья»,  «булыжник»,  «заносные»  и  «дикие»  камни  (Пал¬
лас,  1776;  Эрман,  1828;  Словцов,  1844;  Гофман,  1856;  Абрамов,
1857;  Костров,  1857;  Миддендорф,  1861;  Кушелевский,  1868;
Третьяков,  1869;  Лопатин,  1871,  1897;  Шмидт,  1872;  Поляков,
1877;  Финш,  1879,  1882;  Дунин-Горкавич,  1897  и  др.).  Выска¬
зывались  предположения,  что  валуны  попадали  на  равнину  с
окружающих  ее  гор  по  рекам  вместе  со  льдом  во  время  весен¬
него  половодья  или  переносились  плавающими  льдинами  по
поверхности  моря,  покрывавшего  'равнину  в  плейстоцене.
Прошло  215  лет  со  времени  по^ления  в  1675  г.  в  дневниках
Н.  Г.  Спафария  (1882)  первых  сведений  о  «каменьях»  у  с.  Са-
марова  на  р.  Оби  и  до  признания  их  Я.  А.  Макеровым  (1891)
ледниковыми  валунами.  Однако  до  сих  пор  вопрос  о  путях  и
способах  переноса  валунов,  а  также  о  генезисе  вмещающих  их
пород  не  получил  однозначного  решения.  Одним  из  методов
его  решения  является  изучение  распространения  валунов  и  их
петрографического  состава.
 Изучение  валунов  в  Западной  Сибири  началось  сравни¬
тельно  недавно.  Если  для  Русской  равнины  граница  распрост¬
ранения  валунов  была  намечена  Г.  Е.  Щуровским  еще  в  1856  г.,
а  С.  Н.  Никитиным  в  1885  г.  уточнена,  то  для  Западной  Сиби¬
ри  такая  граница  'была  проведена  В.  И.  Громовым,  В.  А.  Обру¬
чевым  и  Я.  С.  Эдельштейном  лишь  в  30-х  годах  XX  в.,  то  есть
почти  на  80  лет  позднее.  Продолжались  исследования  петро¬
графического  состава  валунов  и  особенностей  их  распростра¬
нения  в  пределах  Русской  равнины  и  в  середине  XX  в.  (Яков¬
лев,1939,  1953;  Яковлева,  1956  и  др.).  Особенно  детально  и  все¬
сторонне  изучены  валуны  Прибалтики.  Результаты  подытоже¬
ны  в  монографии  X.  Вийдинга,  А.  Гайгаласа,  В.  Гуделиса,
А.  Раукаса,  Р.  Тарвидаса  (1971).
 В  Западной  Сибири  понпрежнему  валуны  практически  ни¬
кем  не  изучались.  Петрографическому  составу  валунов  была
посвящена  единственная  статья  М.  М.  Фрадкина  (1946).
 В  течение  многих  лет  автор  занимался  сбором  и  изучением
валунно-галечного  материала  из  плейстоценовых  отложений
севера  Западной  Сибири.  Были  собраны  образцы  валунов  и
гальки  из  обнажений  по  pp.  Тазу,  Пуру,  Агану,  Колик-Егану
(приток  Ваха),  Черной  (район  г.  Сургута)  и  другим,  а  также
на  Аган-Пуровском  водоразделе.  Образцы  исследованы  микро¬
скопически  Е.  Б.  Скобелевой.  Н.  А.  Нагинский  (1959)  обобщил
результаты  этих  исследований  и  дополнил  их  имевшимися  к
началу  50-х  годов  сведениями  из  опубликованных  работ.
 К  настоящему  времени  сведения  о  петрографическом  со¬
 283

ставе  валунов  в  процессе  геологических  съемок  на  севере  рав¬
нины  и  тематических  исследований  значительно  расширились
и  находятся  в  фондах  различных  организаций.  В  1959—1968  гг.
автором  дополнительно  проведены  сборы  образцов  валунно¬
галечного  материала  в  Среднем  Приобье.  Применялся  качест¬
венный  метод  подсчета  валунов,  который  для  условий  громад¬
ной  площади  равнины  не  потерял  своего  значения.  Этот  метод
успешно  применялся  в  Западной  Европе  (Milthers,  1950),  Рус¬
ской  равнине  (Яковлева,  1956)  и  дал  положительные  резуль¬
таты.
 Автором  получены  первые  данные  о  количественных  соот¬
ношениях  состава  галек  и  валунов  из  отложений  плейстоцена
бассейнов  Ваха,  Таза,  Ларь-Егана  и  других  рек.  Макроскопиче¬
ские  определения  сопровождались  изучением  шлифов  под  мик¬
роскопом  И.  Б.  Сандановым  м  В.  А.  Янковским.  Назрела  необ¬
ходимость  систематизации  новых  материалов,  собранных  за
последние  20  лет  и  'представляющих  определенный  интерес  для
решения  дискуссионных  вопросов  .палеогеографии  Западно-
Сибирской  равнины.
 Валунно-галечный  материал  имеет  площадное  повсемест¬
ное  распространение  на  севере  равнины  до  60°  с.  ш.  Он  при*
урочен  к  суглинкам,  супесям  и  пескам  'плейстоценового  возрас*
та.  Крупные  валуны  и  глыбы  более  1,5  м  в  диаметре  также
встречаются  почти  повсеместно  (рис.  65).  Наиболее  значитель¬
ные  скопления  валунов  (по  количеству  и  размерам)  сосредото¬
чены  в  приенисейской  и  приуральской  частях  равнины.  На
Таз-Енисейском  междуречье  автором  найдены  в  большом  ко¬
личестве  валуны  и  отдельные  глыбы  до  4  м  в  диаметре.  Они
состоят  из  пород  трапповой  формации,  палеозойских  известня¬
ков  и  песчаников  Средне-Сибирского  плоскогорья.  В  русле
р.  Турухана,  в  его  верхнем  течении,  валуны  и  глыбы  до  1,5—
 2,5 	м  в  диаметре  образуют  пороги  и  перекаты.  В  береговых
ярах  местами  вскрывается  «валунник»  —  крупные  валуны  и
гальки,  составляющие  до  50%  породы,  плотно  сцементирован¬
ной  железистыми  соединениями  и  образующей  вертикальную
стенку  в  несколько  метров  высотой.  Часто  обнажаются  граве¬
листые  пески  с  редкими  валунами  и  галечники,  реже  —  суглин¬
ки  с  валунами.  Эти  отложения  имеют  мощность  более  10  м.
Очень  много  глыб,  крупных  валунов  и  галек  по  берегам  озера
Маковского,  где  они  слагают  до  5—10  м  ширины  пляж,  тяну¬
щийся  на  десятки  километров  вокруг  озера.  Здесь  же  в  районе
озер  Маковскопо,  Налимьего  и  Советского  прекрасно  выраже¬
ны  холмисто-грядовые  формы  рельефа,  в  строении  которых
преобладают  пески  с  большим  количеством  валунов  и  галек
из  долерита,  базальта,  анамезита,  диабазового  порфирита,
известняков,  доломитов  и  др.  (рис.  66).
 Однако  валуны  имеются  и  в  центральной  части  равнины.
Кажется  парадоксальным,  что  по  рекам,  дренирующим  сильно
 284

Рис.  65.  Схема  распространения  валунов  на  севере  Западной  Сибири.
 У  —валуны  и  глыбы  размером  более  1,5  м  в  диаметре;  2  —  валуны  из
пород,  содержащих  фауну  и  флору;  3  —  валуны  таймьирских  гранитов;  4  —
процентное  соотношение  валунов  из  пород:  а  —  магматических,  б  —  мета¬
морфических  и  в  —  осадочных;  5  —  основные  направления  транспортировки
валунов;  6  —области  распространения  валунов:  а  —  уральских,  б  —сред¬
несибирских  ив  —  среднесибирских  и  таймырских
 285

Рис.  66.  Валуны  на  северном  берегу  озера  Большого  Советского
 заболоченную  с  обилием  озер  поверхность  Сургутского  по¬
лесья,  встречается  много  валунов  и  галек.  Ими  устлано  дно
р.  Эут-яун,  впадающей  в  р.  Тром-Юган  против  пос.  Ермаково,
в  2  км  от  устья.  Некоторые  глыбы  имеют  размеры  2  мХ1,2  м.
Они  встречаются  также  на  возвышенностях  у  берегов  этой
речки.
 На  вершинах  и  склонах  холмов  Пур-Аганского  водораздела
местами  валуны  и  галька  образуют  сплошной  плащ  толщиною
до  0,5  м.  К  западу  от  р.  Ампуты,  правого  притока  р.  Агана,
автором  обнаружена  песчаная  гряда,  сплошь  усеянная  круп¬
ными  среднесибирскими  валунами  и  гльгбами  до  1—1,5  м  в
диаметре.
 Много  валунов  в  песчано-глинистых  отложениях  среднего
плейстоцена,  слагающих  остров  Каменный  на  р.  Оби  у  г.  Сур¬
гута.  В  8  км  к  юго-востоку  от  Каменного  мыса  дно  протоки
Казенной  сложено  ими  на  расстоянии  до  1,3  км.  Крупные  ва¬
луны,  в  основном  из  долеритов  и  базальтов,  часто  слабо  ока¬
таны  и  возвышаются  на  0,75—1,25  м  над  уровнем  воды.  В  4  км
от  этого  же  мыса  на  дне  обмелевшей  протоки  Оби  обнаружено
много  такого  же  состава  валунов,  средняя  величина  которых
от  0,5  до  0,7  м  в  диаметре,  а  некоторые  достигают  1,5—1,7  м.
Известны  они  и  в  бассейне  р.  Югана.  Таким  образом,  утверж¬
дения  некоторых  авторов  о  закономерном  уменьшении  коли¬
 286

чества  и  размеров  валунно-галечного  материала  от  Средне-
Сибирского  плоскогорья  и  Урала  к  центральной  части  равни¬
ны  нельзя  считать  аксиомой.  Иногда  незначительное  количест¬
во  этого  материала  можно  объяснить  тем,  что  река  протекает
в  пределах  своей  долины,  не  вскрывая  плато.  Например,  р.  Пур
на  расстоянии  сотен  километров  подмывает  лишь  низкие  тер¬
расы,  сложенные  песками  с  очень  редкой  галькой.  Обнажают¬
ся  обычно  пойменные  фации  аллювия,  а  русловые,  с  базаль¬
ным  галечником,  находятся  под  урезом  воды.
 На  основании  микроскопического  изучения  нескольких  ты¬
сяч  образцов  валунов  и  галек,  собранных  из  отложений  плей¬
стоцена  севера  Западной  Сибири,  а  также  имеющихся  данных
в  опубликованных  работах  и  фондовых  материалах,  автором
составлен  описок  петрографического  состава  валунов,  в  кото¬
ром  насчитывается  около  150  наименований  горных  пород  и  их
разновидностей.  В  приуральской  части  равнины  обнаружены
валуны  75  наименований,  а  в  приенисейской  и  центральной
частях  —  около  100  (табл.  2).
 Изучен  петрографический  состав  валунов  и  галек,  найден¬
ных  на  площадях  бассейнов  pp.  Таза,  Ваха,  Пура,  Агана,  Тром-
Югана,  Пима,  Югана,  Ларь-Егана,  Надыма,  Лямина,  Казыма,
Нижней  Оби,  Северной  Сосьвы,  Нижнего  Енисея,  а  также  Гы¬
дана,  района  с.  Самарова  и  приенисейской  части  равнины*
охватывающей  бассейны  небольших  левых  притоков  Енисея.
Эти  данные  позволяют  наметить  несколько  областей  сноса  или
питающих  провинций,  откуда  поступал  валунно-галечный  ма¬
териал  на  равнину.
 На  западе  областями  сноса  являлись  Полярный,  Приполяр¬
ный  и  Северный  Урал,  где  развиты  комплексы  кислых  извер¬
женных  и  метаморфических  пород  и  в  меньшей  мере  основные
и  ультраосновные  породы.  На  востоке  отчетливо  выделяются
Средне-Сибирское  плоскогорье,  в  частности,  горы  Путорана,
затем  Таймыр  с  горами  Бырранга.  В  их  геологическом  строе¬
нии  преобладают  эффузивы  основных  пород.  Частично
областью  сноса  был  север  Енисейского  кряжа,  сложенный
преимущественно  метаморфическими  удерейскими  сланцами
докембрия.
 Центры,  откуда  поступал  валунно-галечный  материал,  на¬
ходились  в  перечисленных  горных  районах,  сложенных  раз¬
личными  по  петрографическому  составу  породами.  Это  сказа¬
лось  и  на  составе  материала.  Принесенный  из  различных  пи¬
тающих  провинций,  он  достаточно  хорошо  отличается  даже  по
своему  внешнему  облику:  уральские  валуны  состоят  из  пород
светлых  тонов,  а  среднесибирские  —  более  темных,  главным
образом,  траппов.
 Первые  исследователи  считали  валуны  из  гранита  руково¬
дящими  для  уральского,  а  трапповые  —  для  сибирского  ледни¬
ковых  покровов  (Эделынтейн,  1931)  .  Однако  такие  противопо-
 287-

*  ставления  we  оправдались,  ибо  позже  были  найдены  гранитные
валуны  на  площади,  занимаемой  таймырским  покровом.  На
площади  же  уральского  покрова  они  встречаются  редко  и  не
являются  характерными  (Нагинский,  1959).
 Списки  руководящих  валунов  сибирского  и  уральского
комплексов,  опубликованные  Н.  А.  Нагинским,  в  свете  новых
данных  о  петрографическом  составе  валунов  должны  быть
коренным  образом  пересмотрены  и  уточнены.  Многие  валуны,
которые  он  считал  руководящими  для  сибирского  комплекса,
обнаружены  в  приуральской  части  равнины.  Таковы  валуны  из
диабаза,  габбро,  порфирита,  спилита,  мрамора,  аргиллита,
опоки  и  др.  Вместе  с  тем  указанные  еще  В.  А.  Обручевым
(1931)  характерные  для  Урала  перидотиты,  пироксениты  и
амфиболиты  не  были  названы  Н.  А.  Нагинским.
 Только  в  приуральской  части  равнины  встречены  валуны
магматических  (перидотита,  дунита,  габбро-пироксенита,
анортоизита,  гнейсо-гранита  и  др.)»  метаморфических  (филли¬
та,  серпентинита,  гнейсов,  порфироида  и  др.)  и  некоторых  оса¬
дочных  пород.
 Естественно,  что  не  все  валуны  могут  быть  названы  руко¬
водящими.  Последние  должны  очень  хорошо  отличаться  от
других  по  петрографическому  составу.  Коренные  выходы  до¬
статочно  твердых  пород,  из  которых  состоят  эти  валуны,
должны  быть  точно  установлены  (Яковлев,  1939;  Вийдинг
и  др.,  1971).  Исходя  из  этих  требований,  автор  отобрал  руко¬
водящие  комплексы  валунов  для  отдельных  районов  севера
Западной  Сибири.  Руководящими  для  уральского  комплекса
являются  валуны  из  ультраосновных  пород  перидотитов,  габ-
бро-пироксеиитов  и  дунитов,  а  также  серпентинитов,  которые
образовались  в  основном  за  счет  перидотитов.  Коренные  выхо¬
ды  этих  пород  установлены  только  на  Урале.  Валуны  из  них
сравнительно  легко  отличаются  по  петрографическому  составу
от  других,  более  устойчивы  от  истирания  и  мало  подвержены
процессам  выветривания.  Чаще  встречаются  валуны  из  пород
кварцево-филлитовой  формации,  среди  которых  преобладают
филлиты  —  метаморфические  сланцевые  породы  обычно  зеле¬
ного  цвета.  Характерны  валуны  зеленых  гнейсовидных  слан¬
цев,  гранитогнейсов,  слюдяных  и  рогообманковых  гнейсов,
плагиогранитов,  кварцевого  порфироида  и  аплита.
 Только  в  пределах  северо-востока  равнины  автором  обна¬
ружено  из  многих  тысяч  валунов  более  50  разновидностей  по
петрографическому  составу.  Кроме  того,  для  бассейнов  pp.  Та¬
за,  Ларь-Егана,  левобережья  р.  Ваха  и  Пур-Вахского  между¬
речья  имеются  количественные  подсчеты,  позволяющие  уве¬
реннее  наметить  руководящие  комплексы.  Из  550  собранных
здесь  валунов  52%  приходится  на  долю  магматических  пород,
среди  которых  преобладают  (более  80%)  валуны  долерита,
базальта,  диабаза,  габбро-диабаза  (табл.  17).
 288

Таблица  17
 Количественное  соотношение  валунов  различного  петрографического
состава  из  валуносодержащих  отложений  севера  Западной  Сибири
 Количество  галек  и
 валунов
 а
 2
 Название  пород
 бассейн
р.  Таз
 левобе¬
режье
р.  Ваха
 Водораз¬
 дел
 Пур-Ваха  |
 бассейн
р.  Ларь-
Егана
 всего
 *
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 7
 8
 1
 Долерит
 63
 8
 8
 79
 28
 2
 Базальт
 31
 19
 2
 52
 18
 3
 Диабаз
 37
 4
 12
 12
 65
 22
 4
 Габбро-диабаз
 13
 3
 1
 4
 21
 7,3
 б
 Г  аббро-долерит
 2
 2
 0,8
 6
 Габбро  оливиновое
 2
 2
 0,8
 7
 Порфирит
 1
 2
 3
 1,0
 S
 »  долеритовый
 2
 2
 0,8
 9
 »  диабазовый
 2
 1
 3
 1,0
 10
 >  габбро-долеритовый
 1
 1
 0,4
 11
 »  плагиоклазовый
 1
 2
 3
 1,0
 12
 Микродиорит
 1
 1
 0,4
 13
 Долерит-базальт
 10
 10
 3,5
 14
 Анамезит-базальт
 1
 1
 0,4
 15
 Плагиобазальт
 7
 7
 2,4
 16
 Долерит-диабаз
 2
 2
 0,8
 17
 Туф  плагиоклазов,  порфирита
 1
 1
 1
 3
 1,0
 18
 »  кварцевого  порфирита
 8
 8
 2,8
 19
 Андезит
 1
 3
 4
 1,4
 30
 Ортофир
 1
 1
 0,4
 21
 Трахит
 1
 1
 0,4
 22
 Гранит
 1
 1
 2
 0,8
 23
 Эффузивы
 4
 1
 1
 6
 2,1
 24
 Трапп
 2
 2
 0,8
 25
 Диабазовый  порфирит
 5
 5
 1,7
 Итого  магматических
 173
 12
 46
 56
 286
 100
 В  %
 48,3
 26
 61,3
 77,5
 52
 26
 Сланец
 23
 10
 5
 2
 40
 44,4
 27
 Кварцит
 15
 1
 9
 1
 26
 29
 28
 Кварц
 7
 4
 3
 14
 15,6
 29
 Плагиоклазовый  амфиболит
 1
 1
 1,1
 30
 Роговик  пироксеновый
 1
 1
 2
 2,2
 31
 »  пироксено-полевошпат
 2
 4
 6
 6,6
 32
 Мрамор
 1
 1
 1,1
 Итого  метаморфических
 50
 И
 23
 6
 90
 100
 В  %
 14
 24
 30,7
 8,5
 16,4
 33
 Известняк
 24
 24
 14,5
 34
 »  мраморизованный
 27
 27
 16,4
 35
 »  доломитизированный
 4
 4
 2,4
 36
 Мергель
 8
 8
 4,8
 37
 Доломит
 4
 4
 2,4
 38
 Яшма
 7
 7
 4,4
 39
 Кремень
 5
 2
 1
 8
 4,8
 40
 Алеврит
 5
 1
 6
 3,6
 19  Заказ  2770
 289

Продолжение  таблицы  17
 1
 2
 3
 4
 5
 б
 7
 8
 41
 Алевролит
 6
 10
 2
 1
 19
 11,6
 42
 Аргиллит
 I
 1
 0,4
 43
 Конгломерат
 2
 2
 4
 2,4
 44
 Песчаник
 27
 9
 4
 6
 46
 28
 45
 »  аркозовый
 5
 5
 3,0
 46
 Боксит
 2
 2
 1,3
 Итого  осадочных
 126
 23
 6
 10
 165
 100
 В  %
 35,2  50
 8
 14
 30
 Прочие  неопределим,  породы
 9
 9
 В  %
 2,5
 1,6
 Всего  по  таблице
 358
 46
 75
 71
 550
 Привлекая  дополнительные  данные  С.  А.  Архипова  (1960),
С.  А.  Архипова  и  Ю.  А.  Лаврушина  (1957),  С.  Л.  Троицкого
(1966)  и  др.,  возможно  установить  несколько  областей  сноса
материала  на  площадь  северо-востока  равнины.  Состав  валу¬
нов,  распространенных  в  бассейнах  pp.  Пура,  Надыма,  Торм-
Яуна,  Лямина  и  Агана,  более  близок  к  породам  гор  Бырранга,
чем  Средне-Сибирского  (плоскогорья.  Н.  А.  Нагинский  относил
к  ним  валуны  гранита,  сиенита,  микросиенита,  микродиорита,
гранит-аплита,  анамезита  и  мелафира.  Среднесибирскими  он
считал  валуны  лейкогранита,  граносиенита,  кварцевого  диори¬
та,  которые  распространены  в  бассейнах  pp.  Югана,  Ваха  и
Таза.
 Новые  данные  позволяют  более  определенно  выделить  ру¬
ководящие  валуны  таймырского  и  среднесибирского  комплек¬
сов.  Для  первого  С.  Л.  Троицкий  называет  руководящими  ва¬
луны  белого  двуслюдяного  гранита,  биотитового  гранита,  лей¬
когранита,  гранит-порфира,  граносиенита,  эгиринового  сиени¬
та,  лампрофира,  розового  кварцита,  некоторых  субщелочных
пород  и  полимиктовых  песчаников  с  отпечатками  Noeggera-
thiopsis  sp.  и  др.  Для  второго  руководящими,  по  данным  авто¬
ра,  являются  валуны  преимущественно  из  эффузивов  основных
пород  трапповой  формации  Средне-Сибирского  плоскогорья,
среди  которых  чаще  встречаются  оливиновые  долериты  офито¬
вой  структуры  и  базальты  диабазовой  структуры.  Валуны  из
этих  пород  в  бассейне  Таза,  например,  составляют  около  30%
от  всего  количества  (358).  Причем  на  долю  только  долеритов
приходится  около  20%.  Редки  валуны  и  галька  из  туфов  и  ту-
фолав,  вулканического  стекла,  трахита  и  андезита.  Характерны
также  валуны  из  серицитовых,  эпидотовых,  эпидот-хлорито-
вых  и  эпидот-амфиболитовых  сланцев,  галька  боксита  (Зем¬
цов,  1973  а).
 290

Встречающиеся  в  бассейнах  pp.  Пура,  Пима,  Надыма,  Ля-
мина,  Агана  и  Ларь-Егана  валуны  анамезита,  оливинового
анамезита  и  анамезит-базальта  могут  быть  также  названы
руководящими.  Мнение  Н.  А.  Наганского  о  таймырском  проис¬
хождении  этих  валунов  не  подтверждено  С.  Л.  Троицким,  ко-*
торый  не  упоминает  их  в  своем  описке.
 Среди  обломочного  материала,  поступавшего  с  северной
окраины  Енисейского  кряжа,  характерны  валуны  и  преиму¬
щественно  галька  метаморфических  пород,  представленных
удерейскими  сланцами  докембрийского  возраста,  а  также  се-
рицитового  филлита  и  пегматита.
 Валуны  уральского  комплекса  распространены  в  левобе-,
режье  нижней  Оби,  в  бассейнах  pp.  Казыма,  Полуя,  Назыма*
в  верховьях  Лямина  и  низовьях  Надыма,  а  валуны  среднеси¬
бирского  комплекса  —  в  бассейнах  рр,  Ваха,  Таза,  Турухана.
 Наконец,  в  бассейнах  pp.  Югана,  Агана,  Пима,  Пура,  Чер¬
ной,  в  верховьях  Надыма,  т.  е.  в  центральной  части  равнины,
встречаются  валуны  среднесибирские  и  таймырские  (рис.  65).
Среди  последних  но  р.  Черной,  у  г.  Сургута,  автором  найдены
окатанные  обломки  песчаников  с  отпечатками  листьев  кордаи-
тов  —  Noeggerathiopsis  aequalis  (Goepp.).  По  заключению
В.  А.  Хахлова  (1948)  эти  песчаники  имеют  полное  сходство  с
таймырскими  не  только  по  нахождению  в  них  названных
листьев,  но  и  по  литологическому  составу.
 Итак,  питающие  провинции  или  области  сноса  валунно-га-
лечного  материала,  а  также  площади  и  границы  распростра¬
нения  валунов  этих  трех  петрографических  комплексов  уста¬
навливаются  достаточно  определенно  (рис.  65).  Но  каким  же
образом  транспортировался  валунно-галечный  материал  от
областей  сноса  в  пределы  равнины?
 Проблема  транспортировки  валунов  тесно  связана  с  дис¬
куссионной  проблемой  генезиса  мореноподобных  (валуносо¬
держащих)  отложений,  распространенных  на  северё  равнины;
Предложено  несколько  гипотез:  1)  морская  гипотеза,  сторон¬
ники  которой  приписывают  валуносодержащим  отложениям
ледово-морской  генезис,  исключает  оледенение  даже  в  сосед*
них  с  равниной  горах.  Валуны  транспортировались  только
припайными  льдами;  2)  гляциалисты  принимают  эти  образо¬
вания  за  континентально-ледниковые,  а  материковые  льды  —
за  главные  агенты  переноса  валунов;  3)  сторонники  дрифтовой
гипотезы  и  ее  варианта  —  шельфового  оледенения  (Зубаков,
1968)  основную  роль  в  разносе  валунов  отводят  айсбергам;
4)  сторонники  гипотезы  синхронного  развития  материкового
оледенения  на  юге  и  морской  трансгрессии  на  севере  равнины
считают  главными  факторами  переноса  валунов  соответствен¬
но  ледниковые  покровы  и  айсберги  (Земцов,  1958  б;  Лазуков,
1970  и  др.).
 Прежде  чем  перейти  к  критическому  анализу  перечислен¬
 19*
 291

ных  гипотез,  кратко  остановимся  на  возможном  переносе  ва¬
лунов  речным  льдом,  на  что  не  обращалась  должного  вни¬
мания.
 О  переносе  валунов  речным  льдом.  По  каким
рекам,  когда  и  откуда  могли  переноситься  льдом  валуны  на
север  равнины?  Главными  реками  в  плейстоцене  были  Обь,
Иртыш  и  Енисей.
 В  районе  г.  Новосибирска  и  до  с.  Батурина  в  русле  Оби
известны  выходы  пород  палеозоя,  прорванные  гранитными
интрузиями.  Ниже  по  течению  Оби,  до  устья  р.  Томи,  в  аллю¬
виальных  галечниках  плейстоцена  и  в  русле  встречаются  ва¬
луны,  а  еще  ниже  —  только  галечники.  У  г.  Колпашева  наблю¬
даются  лишь  линзы  мелкой  гальки  в  песках  тобольского  гори¬
зонта  (аллювий  Пра-Оби),  датируемой  первой  половиной
среднего  плейстоцена.  Галька  состоит  в  основном  из  гранитов,
гранодиоритов  и  кварцевых  диоритов  (24%),  кварцитов
(21,6%)  и  порфиритов  (14,5%)  и  резко  отличается  от  выделен¬
ных  намда  комплексов  из  валуносодержащих  отложений  севе¬
ра  равнины  (сравни  табл.  1  и  17).  Очевидно,  с  юга  на  север
по  Оби  валуны  льдом  не  переносились.
 Выходы  кристаллических  пород  в  русле  Иртыша  имеются
лишь  в  Казахстане.  Вниз  по  течению  реки  количество  и  круп¬
ность  обломочного  материала  в  аллювии  также  заметно  со¬
кращается.  Например,  у  г.  Семипалатинска  аллювий  III  над¬
пойменной  террасы  представлен  галечником,  а  в  Павлодар¬
ском  Прииртышье  преобладают  гравелистые  пески  с  подчинен¬
ными  прослоями  мелкозернистых  песков  и  алевритов  (Свари-
чевская  и  Тэн,  1966).
 Южнее  60°  с.  ш.,  в  озерно-аллювиальных  отложениях
самаровского  горизонта,  развитых  в  Среднем  Приобье  и  При¬
иртышье  и  синхронных  по  времени  формирования  валуносо¬
держащим  отложениям  севера  равнины,  валунов  нет.  Следо¬
вательно,  в  (плейстоцене  по  Оби  и  Иртышу  валуны  льдом  на
север  равнины  не  переносились.  В  течение  многих  лет  автор
проводил  геологическую  съемку  в  долине  Оби.  Однако  ни  на
поверхности  поймы,  ни  в  ее  разрезах  валуны  обнаружены  не
были.  Перенос  их  речным  льдом  и  в  плейстоцене  и  в  голоцене
в  принципе  возможен,  но  его  следует  рассматривать  как  эпи¬
зодическое  явление.
 В  отличие  от  Оби  и  Иртыша  Енисей  на  расстоянии  многих
сотен  километров  то  пересекает  горные  сооружения,  то  поды¬
мает  склоны  Средне-Сибирского  плоскогорья.  В  русле  Енисея
выходы  каменных  пород  прослеживаются  до  г.  Игарки.  Попа¬
дают  камни  и  со  скалистых  склонов  плоскогорья,  а  также  до¬
ставляются  Ангарой,  Подкаменной  и  Нижней  Тунгусками  и
другими  правыми  притоками  Енисея.
 Скорость  течения  Енисея  на  перекатах  достигает  25  км/час.
При  такой  скорости,  по  Эри,  река  может  перекатывать  по  дну
 J92

камни  без  помощи  льда.  Перенос  валунов  речным  льдом  под-
робно  описан  еще  И.  А.  Лопатиным  и  Л.  А.  Ячевским.  Однако
валунно-галечный  материал  концентрировался  в  долине  Ени¬
сея.
 Располагаясь  у  Средне-Сибирского  плато  в  зоне  параллель¬
ных  его  краю  глубинных  разломов,  Енисей  не  смещался  дале¬
ко  к  западу  и  был  мощным  барьером,  преграждавшим  поступ¬
ление  материала  на  равнину  из  его  правых  притоков.  В  таких
условиях  перенос  валунов  на  север  равнины  речным  льдом  по
Енисею  и  его  притокам  был  бы  возможен  лишь  при  наличии
там  морского  бассейна.
 О  переносе  валунов  морским  льдом.  На  севере
равнины  в  плейстоцене  действительно  было  море.  Никто  из
исследователей,  в  том  числе  и  автор,  этого  не  отрицает.  Но
когда  оно  было  и  какие  территории  занимало?  Однозначного
ответа  пока  нет.
 Наиболее  ортодоксальные  маринисты  показывают  границу
моря,  якобы  существовавшего  непрерывно  в  течение  неогена  и
плейстоцена,  по  60°  с.  ш.  Единственным  обоснованием  границы
является  наличие  севернее  ее  валунов.  В  этом  море  формиро¬
вались  ледово-морские  отложения  —  прямой  аналог  сублито¬
ральных  накоплений  современных  арктических  и  северных  мо¬
рей.  Наличие  же  валунно-галечного  материала  в  них  объясня¬
ется  только  переносом  припаем  и  плавучими  морскими  льдами,
которые  и  являлись  основным  транспортирующим  агентом.  В
таком  случае  валуны  должны  попадать  в  море  с  его  берегов.
Последние  были  сложены  рыхлыми  породами.  Лишь  на  не¬
больших  участках  берег  моря  располагался  у  подножья  Урала
и  Средне-Сибирского  плоскогорья.  Поступавшего  с  этих  бере¬
гов  обломочного  материала  было  далеко  недостаточно  для
формирования  валуносодержащих  отложений,  распространен¬
ных  на  громадных  площадях  и  имеющих  мощность  свыше
300  м.  Остается  также  неясным,  как  могли  попадать  в  море
валуны  из  пород,  слагающих  центральные  районы  Сибирской
платформы,  Таймыр  и  вершины  хребтов  Северного  Урала.
 Дополнительным  источником  мог  быть  валунно-галечный
материал,  переносимый  речным  льдом  по  Енисею  и  его  прито¬
кам.  Действительно,  в  месте  впадения  Енисея  в  море  вскрыты
линзы  аллювия  в  валуносодержащих  отложениях.  Однако
петрографический  состав  галек  и  валунов  из  этих  отложений
намного  беднее  и  однообразнее,  чем  состав  галек  енисейского
аллювия.  По  данным  В.  А.  Зубакова  (1957),  в  последнем  со¬
отношение  пород  Сибирской  платформы  с  породами  Енисей¬
ского  кряжа  и  Саян  равно  1  :  1,  а  во  вмещающих  аллювий
валуносодержащих  отложениях  —  5:  1.  В  более  древнем,  чем
эти  отложения,  енисейском  аллювии  оно  равно  1  :2  или  1,5:2
и  в  более  молодом  —  1,5  :  1  и  2  :  1.  Эти  данные  свидетельствуют
о  незначительном  приносе  енисейским  льдом  валунов  в  мор-
 293

ской  бассейн.  Видимо;  небольшая  часть  валунов  в  бассейн
доставлялась  речным  льдом  по  Нижней  Тунгуске,  если  ее  до¬
лина  не  была  занята  ледником.  Следует  дополнить,  что  еще
И.  А.  Лопатин  (1871,  стр.  301)  писал:  «...на  пространстве  от
Енисейска  до  Подкаменной  Тунгуски  преобладают  в  валунах
граниты  и  метаморфические  осадочные  породы.  Далее  к  севе¬
ру,  до  Ледовитого  моря,  преобладают  преимущественно  раз¬
новидности  трапповых  пород».  Загорская  и  др.  (1965)  отме¬
чают,  что  в  низовьях  Енисея  (р-н  Большой  Хеты)  наблюдается
большое  разнообразие  валунов,  в  середине  (р-н  Ермакова)
они  однообразны,  на  юге  (р-н  Верещагина)  снова  валуны
представлены  самыми  различными  породами.  Такое  соотно¬
шение  можно  объяснить  приносом  валунов  с  Енисейского  кря¬
жа  и  речным  льдом  по  Енисею  к  южной  периферии  ледниково¬
го  покрова.  В  район  Ермакова  и  в  бассейн  Турухана  валуны
транспортировались  ледником  со  Средне-Сибирской  платфор¬
мы.  По  данным  автора,  очень  однообразен,  например,  петро¬
графический  состав  валунов  в  районе  оз.  Маковского,  где  на
долю  среднесибирских  пород:  базальтов,  долеритов,  диабазов,
порфирит-диабазов  и  анамезитов  приходится  85%.  В  бассейн
р.  Большой  Хеты  валуны  попадали  также  и  с  Таймыра.
 На  основании  изучения  современного  осадкообразования  в
ледовитых  морях  А.  П.  Лисицын  (1961)  считает,  что  глубина
воздействия  припая  и  морских  льдов  на  дно  моря  обычно  не
превышает  10  м.  Эти  льды  не  в  состоянии  захватывать  со  дна
и  переносить  валуны,  тем  более  глыбы  и  гигантские  отторжен-
цы,  на  тысячи  километров,  образовывать  гляциодислокации.
Видимо,  донный  лед  может  захватывать  и  поднимать  со  дна
моря  мелкие  глыбы  местных  пород  и  валуны.  Но  в  таком  слу¬
чае  на  дне  должны  быть  выходы  местных  пород  и  валуны,  ра¬
нее  доставленные  в  море  другими  агентами.  Здесь  речь  может
идти  о  локальном  перераспределении  глыб  и  валунов  по  дну
моря.
 Распространение  валунов  по  равнине  и  их  петрографиче¬
ский  состав  не  согласуются  с  разносом  их  припаем  и  паковььм
льдом.  Хотя  эти  льды  и  движутся  по  определенным  направле¬
ниям,  но  имеются  и  значительные  отклонения.  Ведь  дрейф
льда,  толщина  которого  несравнима  с  айсбергами,  меньше
зависит  от  направления  морских  течений,  чем  от  направления
и  скорости  ветров,  особенно  штормовых,  которые  часто  меня¬
ются.  Отсюда  неизбежно  смешение  валунов  из  различных  пи¬
тающих  провинций,  что  считается  важным  доказательством
разноса  их  морскими  льдами  (Чувардинский  и  Киселев,  1969).
В  действительности  на  равнине  такого  смешения  нет:  области
распространения  валунов  различных  комплексов  четко  разгра¬
ничены  (рис.  65).  Ни  в  одном  пункте  на  северо-востоке  равни¬
ны  не  найдены  валуны  уральского  комплекса,  равно  как  и  на
северо-западе  нет  валунов  среднесибирских  и  таймырских.
 294

По  А.  П.  Лисицыну,  обломочный  материал,  переносимый
припайными  и  плавучими  морскими  льдами  и  накапливаемый
на  дне  моря,  резко  отличается  по  петрографическому  составу
от  отложений,  его  вмещающих.  Этот  материал  ,попадал  на  дно
моря  эпизодически,  рассеиваясь  или  образуя  различного  раз¬
мера  и  неправильной  формы  линзы  среди  илисто-глинистых
осадков  другого  генезиса.  Валуносодержащие  отложения,  на¬
пример,  на  северо-востоке  равнины,  наоборот,  характеризуют¬
ся  идентичностью  петрографического  состава  валунов  и  мине¬
ралогического  состава  вмещающих  их  суглинков.  В  тяжелой
фракции  последних  'преобладают  (до  70—80%)  минералы
группы  пироксенов.  В  составе  долерито-базальтовых  валунов
определены:  плагиоклаз,  пироксен,  оливин,  магнетит,  хромит
и  др.  (табл.  18).  Первый,  наряду  с  кварцем,  преобладает  в
легкой,  второй  —  в  тяжелой  фракции  суглинков.  Это  единство
состава  валунов  и  вмещающих  суглинков  свидетельствует  об
одновременном  их  формировании  и  исключает  их  ледово-мор-
ской  генезис.
 Изложенные  выше  данные  не  позволяют  считать  припай  и
морские  льды  главными  факторами  разноса  валунов  по  морю.
Такими  факторами,  на  взгляд  автора,  являются  ледниковые
покровы  и  айсберги. 	_
 О  переносе  валунов  айсбергами  и  ледника-
м  и.  Принимая  айсберги  и  ледники  за  главные  факторы  пере¬
носа  валунов,  мы  вынуждены  признать  наличие  материкового
 Таблица  18
 Основные  породообразующие  минералы  в  составе  валунов
среднесибирского  комплекса  из  плейстоценовых  отложений
северо-востока  Западной  Сибири
 N.  Минералы
 п
 «с
 Я
 ч
 5  *
 н
 о
 §5
 н
 S
 X
 н
 о
 Валуны  из
 «а
 §1
 Си
 О
 в
 S
 А
 ч
 X
 U
 X
 а>
 магнитических
 ч
 С
 с  s
 ч
 X
 ч
 о
 са
 1
 н
 и
 пород
 Базальт
 Диабаз
 Диабаз
 Диабаз  тонкозернистый
Долерит  олибиновый
 Долерит  среднезернист.
Анамезит
 Анамезит  оливиновый
>  >
 Анамезит
 Диабазовый  /порфирит
Порфиритовый  базальт
 40
 40
 10-15
 +
 5
 50
 ЭО
 15
 5
 50
 22
 If—17
 10—12
 60
 16-18
 20
 1—2
 50
 30
 5
 5
 10
 45
 30
 10
 10
 5
 50
 26
 20
 5
 50
 30
 7—S
 2
 10
 5Я
 25
 15  5
 5
 50
 30
 +
 10  5
 +
 ч-
 50
 30
 10
 10
 45
 35
 10
 5—7
 3
 50—52
 30
 6
 +
 7
 50
 40
 5
 5
 295

(горно-долинного,  сетчатонпредгорного  или  покровного)  оле¬
денения  на  соседних  с  равниной  горах.  Отсюда  или  распрост¬
ранялись  на  равнину  ледниковые  покровы  (ледниковая  гипо¬
теза),  или  же  поступали  в  море  лишь  айсберги,  откалывавшие¬
ся  от  края  ледников,  спускавшихся  с  гор  (дрифтовая  гипо¬
теза).
 Перенос  валунов  айсбергами  возможен  при  условии  суще¬
ствования  моря  на  севере  равнины.  Несомненно,  морские  отло¬
жения,  содержащие  фауну  (моллюски,  фораминиферы,  комп¬
лекс  диатомовых  морских  и  солоноватоводных  форм),  распро¬
странены  только  севернее  64—65°  с.  ш.
 Валуносодержащие  отложения,  развитые  на  Сибирских
увалах  и  южнее  их,  большинством  исследователей  принима¬
ются  за  ледниковые  (Земцов  и  Шацкий,  1961;  Лазуков,  1970;
Архипов,  1971  и  др.).  Эти  отложения  не  содержат  морской
фауны  и  включают  округлые  и  угловато-окатанные  валуны  со
штриховкой  и  полировкой,  огромные  отторженцы  весом  в  не¬
сколько  тысяч  и  миллионов  тонн  преимущественно  из  рыхлых
пород.  Перенос  их  мог  осуществляться  ледниками  в  мерзлом
состоянии.  На  границе  валуносодержащих  отложений  с  под¬
стилающими  слоями  видны  динамические  контакты.  Здесь
много  гляциодислокаций.  В  плотных,  оскольчатых  суглинках
отсутствует  сортировка  материала  и  слоистость,  что  придает
им  мореноподобный  облик.
 Описываемые  отложения  не  могут  быть  названы  и  айсбер-
говыми.  Последние,  по  данным  А.  П.  Лисицына,  содержат
только  остроугольные  неокатанные  камни,  поверхность  излома
на  которых  свежая.  На  них  нет  ни  штрихов,  ни  борозд.  По
форме  обломки  напоминают  «дробленый  камень».  Валуны  и
галька  окатанной  формы  составляют  не  более  0,5—1%  от
остроугольных  обломков.  Следовательно,  айсберговый  разнос
валунов  возможен  лишь  севернее  Сибирских  увалов.
 Учитывая  несостоятельность  представления  —  наличие  мо¬
ря  на  севере  и  ледниковых  отложений  на  юге,  В.  А.  Зубаков
(1968)  предложил  гипотезу  шельфового  оледенения  Западной
Сибири.  Гипотеза  основывается  на  сравнении  существования
шельфовых  льдов  и  айсбергов  и  накопления  ими  осадков  вок¬
руг  современной  Антарктиды,  в  частности,  в  морях  Уэделла  и
Росса.  На  взгляд  автора,  географическое  положение  этих  мо¬
рей  имеет  мало  общего  с  положением  Западно-Сибирского
плейстоценового  моря.  Огромные  массы  льда  в  виде  выводных
ледников  с  суши  и  шельфовые  льды  свободно  выносятся  здесь
в  Атлантический  океан,  где  тают  и  рассеивают  на  больших
площадях  обломки.  Подобно  этим  морям  Антарктиды  Запад¬
но-Сибирское  море  тоже  имело  вид  залива,  который,  однако,
глубоко  вдаваясь  в  сушу,  не  был  так  широко  связан  с  Ледови¬
тым  океаном.  Шельфовые  льды,  нараставшие  вблизи  берегов,
сложенных  песками  и  глинами,  не  играли  существенной  роли
 296

в  разносе  валунов.  Такую  роль  должны  были  выполнять  айс¬
берги,  спускавшиеся  в  море  по  горным  долинам.
 При  холодном  климате  ледниковья  и  крайне  благоприят¬
ных  особенностях  залива  —  его  мелководности,  изрезанности
берегов,  наличии  островов  и  распресненности  вод  реками
образовался  -припай.  Судя  по  современным  морям  Ледовитого
океана,  припай  распространялся  на  сотни  километров  от  бере¬
гов  в  сторону  моря.  На  основе  многолетнего  припая  развива¬
лись  шельфовые  льды,  которые  наряду  с  паком  заполняли  за¬
лив.  Поэтому  движение  айсбергов  с  Таймыра  и  Северного
Урала  на  юг,  в  этот  залив,  занимавший  якобы  равнину  до
60°  с.  ш.,  представляется  маловероятным.  Да  и  само  существо¬
вание  залива  в  таких  границах  не  доказано,  ибо  в  распростра¬
ненных  здесь  валуносодержащих  отложениях  нет  морской
фауны.
 С  позиций  шельфовой  гипотезы  не  объяснимы  установлен¬
ные  автором  особенности  распространения  валунов  и  четкая:
приуроченность  их  петрографических  комплексов  к  опреде¬
ленным  районам  севера  равнины.  Нельзя  считать  валуны,  их
состав  и  особенности  распространения  достаточными  для  до¬
казательства  покровного  оледенения  севера  равнины,  а  отло¬
жения,  в  которых  они  содержатся,  не  всегда  континентальные
морены.  Несомненно,  надо  привлекать  и  другие  критерии  —
структуру  и  текстуру  этих  отложений,  наличие  в  них  громад¬
ных  отторженцев,  отсутствие  морской  фауны,  гляциодислока-
ции  и  хорошо  сохранившиеся  ледниковые  формы  рельефа.  Все
это  вместе  взятое  позволяет  говорить  вполне  определенно  о
материковых  льдах,  как  основных  агентах  переноса  валуноа
в  пределы  севера  Западной  Сибири.
 Даже  севернее  65°  с.  ш.,  где  развиты  преимущественно
морские  осадки,  в  транспортировке  валунов,  наряду  с  айсбер¬
гами,  принимали  участие  и  ледники.  Этот  вывод  подтвержда¬
ется  тем,  что  в  районе  Полярного  круга  не  вся  толща  валуно¬
содержащих  отложений  является  морской.  Например,  из  54
скважин,  пробуренных  на  северо-западе  равнины  и  исследо¬
ванных  В.  И.  Гудиной  (1966),  в  23  скважинах  не  были  обнару¬
жены  фораминиферы.  Из  общей  длины  проходки  7070  м,  по
подсчетам  С.  Л.  Троицкого  (1969),  сумма  десятиметровых
интервалов  с  фораминиферами  в  конкретных  разрезах  имеет
мощность  20—60  м,  реже  90—125  м,  то  есть  в  2—3  раза  мень¬
ше  мощности  осадков  ямальской  серии  в  целом,  достигающей
300—340  м.  С.  Л.  Троицкий  приходит  к  выводу,  что  только
одну  треть  пробуренных  скважинами  слоев  занимают  морские
осадки,  которые  прерываются,  как  полагают  С.  А.  Архипов.
(1971),  С.  Л.  Троицкий  (1969)  и  другие  геологи,  континенталь¬
ными  моренами.
 Ледники  в  максимальную  стадию  развития  занимали  весь
север  Западной  Сибири  и  были  важными  факторами  переноса
 29Г

валунов.  В  период  распада  ледников  образовавшаяся  депрес¬
сия  заполнялась  морскими  водами  (Артюшков,  1969).  Проис¬
ходил  размыв  уже  отложенных  морен,  образование  айсбергов
и  накопление  на  дне  мореноподобных  пород.  Не  все  площади,
занимаемые  ледниками,  оказывались  на  дне  моря.  Сибирские
увалы,  например,  активно  воздымавшиеся  и  в  плейстоцене,
оставались  сушей,  где  сохранился  холмистый  рельеф,  сложен¬
ный  типичными  валунными  суглинками.
 С  иных  позиций  доказывает  наличие  периодических  оледе¬
нений  на  севере  Западной  Сибири  В.  Н.  Корценштейн.  Они
были  причиной  понижения  пластовых  температур  на  наиболее
вероятных  глубинах  формирования  газовых  залежей  Тюмен¬
ской  области.  Связанные  с  оледенениями  колебания  темпера¬
туры  недр  «явились  теми  внешними  благоприятными  импуль¬
сами,  которые  привели  к  невиданному  разгазированию  систе¬
мы  и  формированию  уникальных  по  запасам  газовых  место¬
рождений»  (1970,  стр.  1369).
 Таким  образом,  пока  нет  оснований  отрицать  наличие  лед¬
никовых  покровов  на  севере  Западной  Сибири  в  плейстоцене.
 МОРСКИЕ  РЕЛИКТЫ,  БАЙКАЛЬСКИЕ  ЭНДЕМИКИ
И  СВЯЗАННЫЕ  С  НИМИ  ПРОБЛЕМЫ
ПАЛЕОГЕОГРАФИИ
 Одним  из  аргументов,  выдвигаемых  антигляциалистами
против  покровного  оледенения  севера  Западно-Сибирской
равнины,  является  наличие  в  Норильских  озерах,  расположен¬
ных  на  западной  окраине  Средне-Сибирского  плоскогорья,
донной  фауны,  представленной  гляциально-пресноводными  ре¬
ликтами  (Pallasea  quadrispinosa,  Gammaracanthus  loricatis  v.
lacustris,  Pisidium  conventis),  формами,  характерными  для
морских  реликтов  ледникового  периода  (Mysis  oculata  v.
relicta,  Pontoporeia  affinis)  и  обитателями  озера  Байкал
(Hislopia  placoides,  Manayunkia  baicalensis,  Eulimnogammarus
viridis).
 Перечисленная  реликтовая  фауна  в  Норильских  озерах
описана  Н.  В.  Вершининым  (1960,  1963),  который  не  считает
байкальских  эндемиков  байкальскими,  а  принимает  их  за
остатки  сохранившейся  в  Норильских  озерах  с  неогена  пресно¬
водной  фауны,  жившей  во  многих  водоемах  Сибири  (Берг,
1962).  Это  утверждение  Н.  В.  Вершинина  вызывает  сомнение.
Как  могла  сохраниться  неогеновая  фауна  в  озерах,  располо¬
женных  в  области  покровного  оледенения,  существование  ко¬
торого  в  плейстоцене  он  признает.  Не  убедителен  его  ответ,
что  эта  фауна  вместе  с  сиговыми  рыбами  была  вытеснена  лед¬
никами  в  эстуарии  рек  внеледниковой  зоны,  где  и  сохранилась.
 298

Остается  неясным,  в  какие  реки  мигрировала  фауна  и  какими
путями  возвратилась  обратно  в  озера.  Почему,  наконец,  бай¬
кальские  эндемики  не  могли  проникнуть  в  озера  в  плейсто¬
цене?
 Позднее  В.  В.  Рогожин  (1967)  в  ином  свете  интерпретирует
эти  гидробиологические  материалы.  Отрицая  покровное  оле¬
денение  Средне-Сибирского  плоскогорья,  а  следовательно,  и
северо-востока  Западной  Сибири,  он  стремится  доказать,  что
Норильские  озера  —  древние  водоемы,  а  обитающая  в  них
байкальская  фауна  живет  здесь  с  неогена  и  никуда  не  мигри¬
ровала.  В.  В.  Рогожин  ошибочно  приписывает  плиоценовый
возраст  гляциально-пресноводному  моллюску  Pisidium  соп-
ventus  Clessin,  обнаруженному  в  Норильских  озерах  и  широко
распространенному  среди  современной  фауны  Русской  равни¬
ны,  а  также  встречающемуся  в  сибирских  озерах,  расположен¬
ных  но  побережью  Ледовитого  океана.
 Систематизируя  материалы  сибирских  гидробиологических
исследований,  мы  пришли  к  заключению,  что  распространение
перечисленной  выше  фауны  далеко  не  ограничивается  Нориль¬
ской  группой  озер.  Она  имеется  во  многих  озерах  северо-вос-
тока  Западно-Сибирской  равнины  Хассейнто  и  Ямбуто  на
Гыданском  полуострове  (Сластников,  1940),  Налимьем  (Пи¬
рожников,  1931),  Маковском  (Грезе,  1955)  и,  вероятно,  в  озе¬
рах  Советских,  где  обитает  такая  же  ихтиофауна,  как  и  в  Ма¬
ковском  (Земцов  и  Фащевский,  1970).  Не  менее  широко  эта
фауна  распространена  и  в  озерах  северо-западной  окраины
Средне-Сибирского  плоскогорья: 	Мундуйском 	и 	Налимьем
 (Грезе,  1953),  Карасинском  (Грезе,  1955),  а  также  в  Пясин-
ском  (Сакс,  1945  в)  и  Таймырском  (Грезе,  1947).  Таким  обра¬
зом,  реликтовая  фауна  обнаружена  в  озерах  равнин  и  предгор¬
ных  районов  Приенисейской  Сибири  (рис.  67)  и  представлена
одними  и  теми  же  видами  (табл.  19).
 Во  всех  названных  выше  озерах  обитает  несколько  видов  и
подвидов  сиговых  рыб,  которые  относятся  к  морским  релик¬
товым,  адаптированным  к  жизни  в  пресных  водоемах  и  дав¬
шим  ряд  экологических  типов  (Логашов,  1940;  Рогожин,  1967).
В  озерах  Маковском,  Советском  и  Налимьем  водятся  сибир¬
ская  ряпушка  и  два  вида  кумжи  или  пальи  —  с  красным  и  бе¬
лым  мясом.  Эта  рыба  также  считается  реликтовой.
 Столь  значительное  распространение  реликтовой  фауны  во
многих  озерах  приенисейской  Сибири  обязывает  рассматри¬
вать  ее  происхождение  не  изолированно  для  каждого  озера,  в
том  числе  и  Норильских,  а  в  более  широком  географическом
плане.
 Морская  и  гляциально-пресноводная  реликтовая  фауна
встречается  в  северных  районах  Евразии  и  Северной  Америки.
Еще  Л.  С.  Берг  (1962)  опубликовал  в  1916  г.  карты  распрост¬
ранения  рыбы  Myoxocephalus  quadricornis  и  ее  пресноводных
 299

Рис.  67.  Карта  рас¬
пространения  озер  с
байкальскими  эндеми¬
ками.
 1  —  Таймырское;  2  —
Ха  сейнто; 	3 	— 	Ям 	бу-
 то;  4—8  —  Нориль¬
ские;  9—  Карасинское;
10  —  Маковское;  /1  —
Мундуйское;  12  —  На¬
лимье  и  13  —  Налимье
(на  равнине)
 форм,  Limnocalanus  grimaldii  и  его  пресноводной  формы
L.  grimaldii  v.  macrurus,  Mysis  oculata  и  Mysis  oculata  v.
relicta.  К  настоящему  времени  ареалы  их  расширены  и  уточ¬
нены.  Морская  и  гляциально-пресноводная  реликтовая  фауна
обитает  в  Обской  губе  (Лещинская,  1962),  в  низовьях  Лены
(Пирожников  и  Шульга,  1957),  в  Балтийском  море  и  в  озерах
северо-запада  Европейской  части  СССР,  например,  в  Ладож¬
ском  и  Онежском.  Четыре  вида  реликтовых  ракообразных
встречается  в  озерах  Скандинавского  полуострова.  Один  иден¬
тичен  современному,  обитающему  в  арктических  морях  боко-
плаву  Pontoporeia  affinis,  а  три  остальные  эндемики:  Mysis
oculata  v.  relicta,  Gammaracanthus  loricatus  v.  lacustris  и  вес¬
лоногий  рачек  Limnocalanus  macrurus.  Эти  представители  ре¬
ликтовой  фауны  обнаружены  в  23  озерах  южной  Норвегии,
расположенных  на  абс.  отметках  в  интервале  4—185  м  (Холь-
тедаль,  1958).
 В  Канадской  Арктике  также  распространены  Gammara¬
canthus  (2  вида),  Pontoporeia  affinis,  Pallasea  quadrispinosa,
Mysis  relicta,  Mesidothea  entomon,  копепода  Limnocalanus
macrurus  и  рыба  Myoxocephalus  quadricornis.  Центр  этих  ре¬
ликтовых  популяций  находится  в  окрестностях  островов  Вик¬
тория  и  Сомерсет.  Перечисленные  реликты  встречаются  на
арктических  островах,  которые  затапливались  морем.  Мате-
 300

Распространение  реликтовой  фауны  в  озерах  равнин
и  предгорных  районов  Приенисейской  Сибири
 о
 уээинз  'd  и
ашгве  уннэцзэинд
 вдКл  ввнэдо
 эяьвд
 -00
 эоя
 -IT9W
 ЭОЛ
 -ogXirj
 вхэм
 BWBtf
 эояэ
aX¥HiC\v  и
ЭЯИИ1ГВН
 эояэ
 -dnw^Bj.
 5я
 л  *
«  S
 OoS
 2>  о
 в  м
 а>  5
 w  &
 «и
 О
 0ОМ
 -DflOHBW
 ouCgwtf  и
О1Н0ЭЭВХ
 ЭЧПИ1ГВН
 >»
 «•
 ■е
 +  +  +
 +
 о
 £
 s
 о
 2  л
 СО  а)
 *5  00
 «  О  -Г
 ^  к
<1)  е;
 К  КС
ё 	+
 5 	+
 +
 Е
 >
 cd
 Е
 ьЬ
 £  со
 +
 +
 +
 X  +  X
 СО
 3
 у
 3
 сг
 cd
 +  +  +  +  +  +
 +  +
 ++  ++++ 	++
 +  +
+++++++
+  +  +  +  +
 +  +  + 	+  +
 +  +
 +  + 	+ 	+ 	+ 	н—ь
 +  +  +
 +  X
 I 	I
 Ь 	СО
 оз  со  -52
 а‘с  л
 .2
 сл  5§
 *5  .ь
 111  i
 г= 	~ 	5 	£2
 "  8  I
 оз 	cd 	cd 	В
 2  I  S  -3
 о 	з 	О 	cd
 о  '§•  ё*  |  =5
 О 	£ 	« 	3 	^
 а 	X 	S 	ы 	н
 +
 л
 cd
 £
 (О
 Э
 Он
 О
 Э
 X
 К
 К
 3*
 a
 С?
 cd
 X
 cd
 н
 К
 tr
 СО
 а>
 л
 о
 »
 S
 X
 X
 Я
 cd
 ЕГ
 <U  g
 s  з
 я  к
*  н
сх,  о?
 I—I  О
 С  сх.
 а)
 301

рик  заселился  ими  в  ранневисконсинское  время,  а  острова  —
в  конце  висконсина  (Фрей,  1969).  Эти  реликты  имеются  и  в
районах  распространения  бывших  лриледниковых  озер.
 Большинство  ученых  связывают  наличие  реликтовой  фау¬
ны  в  озерах  севера  Евразии  и  Северной  Америки  с  морскими
трансгрессиями  и  приледниковыми  водоемами,  которые  в  позд-
не-  или  послеледниковое  время  занимали  районы,  где  распро¬
странены  сейчас  эти  озера.  А.  Хегбомом  (Hogbom,  1916—1917)
предложена  теория  расселения  реликтов  через  приледниковые
озера  с  севера  в  Каспий.  Позднее  она  была  признана  Л.  С.  Бер¬
гом  (1962),  А.  Тиннеманом  (Thienenmann,  1928),  Л.  А.  Зенке¬
вичем  (1963)  и  многими  другими.  Исследователи  реликтовой
фауны  сибирских  озер  также  связывают  ее  (проникновение  в
озера  с  бореальной  или  позднеледниковой  трансгрессиями,
занимающими  север  Западно-Сибирской  равнины  и  Таймыр¬
скую  низменность  (Грезе,  1957,  1955;  Пирожников,  1931,
1937  а,  б;  Подлесный  и  Лобовикова,  1951;  Сакс,  1953;  Сластни-
ков,  1940).  П.  Л.  Пирожников  выдвинул  идею  о  существовании
на  севере  равнины  центральносибирского  позднеледникового
озера,  возникшего  после  смыкания  уральского  и  сибирского
ледников.  Последние  отгородили  часть  моря,  которая  была  за¬
тем  опреснена  реками.  В  этом  озере  обитала  реликтовая  фау¬
на,  которая  по  Обской  системе  проникала  на  юг,  вплоть  до
Каспия.  Позднее  С.  Сегерштреде  (Segerstrele,  1857)  считал
это  озеро  центром  формирования  ледниковых  реликтов,  отку¬
да  они  расселялись  на  запад,  в  Каспий  и  в  бассейн  р.  Лены.
 В  озера  приенисейской  Сибири  реликтовая  фауна  проникла
не  в  бореальную,  а  в  более  позднюю  каргинскую  трансгрессию
моря.  Ибо  северо-восток  равнины  после  бореальной  (санчугов-
ской)  трансгрессии  был  покрыт  зырянскими  ледниками,  опус¬
кавшимися  с  гор  Путорана.  По  южной  периферии  ледника
образовался  обширный  приледниковый  водоем,  контуры  кото¬
рого  хорошо  видны  на  картах  (Фарковская  равнина).  Уровень
водоема  на  70—100  м  превышал  современный  уровень  моря,  а
высотный  контраст  равнины  и  плоскогорья  был  не  так  ярко
выражен,  как  сейчас.  В  этом  подпрудном  олиготрофном  водое¬
ме  нашли  благоприятные  экологические  условия  байкальские
выходцы,  проникшие  сюда  с  Байкала  по  Ангаре  и  подпружен-
ному  Енисею.  Позднее,  во  время  и  после  распада  ледника  с  се¬
вера,  по  долине  р.  Енисея  ингрессировало  море,  вызвавшее
слабое  осолонение  северной  части  водоема.  Так  попали  сюда
морские  иммигранты.  Фаза  осолонения  водоема  наступила
позднее.  Вселение  байкальских  и  морских  реликтов  происхо¬
дило  неодновременно.  После  регрессии  моря  и  спуска  подпруд-
ного  бассейна  они  сохранились  лишь  в  глубоких  олиготрофных
озерах,  подобных  Маковскому.  Абсолютные  отметки  уровня
озер  не  превышают  100  м,  все  они  находятся  в  границах  быв¬
шего  приледникового  бассейна.
 302

В  Норильские  озера  эти  реликты,  видимо,  иммигрировали'
уже  после  таяния  сартанских  ледников,  занимавших  котлови¬
ны  некоторых  озер.  У  края  ледников  существовало  обширное
и  единое  позднеледниковое  озеро,  соединявшееся  частично-
через  гряду  Ньяпан  с  водами  морской  ингрессии  и  бассейном
Енисея  (Сакс,  1945  в).  После  спуска  этого  озера  в  оставшихся
изолированных  озерах  и  сохранилась  реликтовая  фауна.
 Байкальская  пресноводная  фауна,  в  отличие  от  морской  и
гляциальнонпресноводной,  приурочена  в  приенисейской  Сиби¬
ри  только  к  озерам,  связанным  сейчас  гидросетью  с  Байкалом
и  Енисеем  или  имевшим  эту  связь  в  прошлом.  К  таким  отно¬
сятся  и  Норильские  озера.  На  взгляд  автора  байкальские
эндемики  живут  там  не  с  неогена,  а  иммигрировали  туда,  как
и  морские  реликты,  в  верхнем  плейстоцене.  Допустим,  что  Но¬
рильские  озера  являются  древними  водоемами,  и  байкальская
фауна  могла  в  них  сохраниться  с  неогена  до  наших  дней.  Пусть,
ее  не  могли  уничтожить  неоднократные  морские  трансгрессии,
ибо  существенно  сказалось  опресняющее  влияние  рек,  впадаю¬
щих  в  эти  водоемы  (Рогожин,  1967;  Крюков  и  Рогожин,  1970).
Если  бы  это  было  действительно  так,  то  совершенно  непонят¬
но,  каким  образом  могли  сохраниться  с  неогена  точно  такие
же  байкальские  эндемики  в  озерах  севера  равнины,  которая
неоднократно  в  плейстоцене  покрывалась  морем.  Все  эти  озе¬
ра  равнины  не  древнее  верхнего  плейстоцена,  а  обитающая  в
них  фауна  никак  не  может  быть  неогеновой.  Ясно,  что  она
мигрировала  из  Байкала  по  Ангаре  и  Енисею.
 Необоснован  и  вывод  о  невозможности  проникновения  бай¬
кальской  фауны  в  приенисейские,  в  том  числе  и  Норильские,
озера  через  систему  Байкал  —  Ангара  —  Енисей  (Вершинин,.
I960,  1963;  Рогожин,  1967).  Во-первых,  в  нижнем  и  среднем
течении  Енисея,  наряду  с  8  формами  морской  фауны,  найдено-
18  байкальских  форм,  из  них  14  относится  к  гаммаридам  (Пи¬
рожников,  1937  а).  В  устье  Енисея  обнаружена  также  бай¬
кальская  мшанка  —  гислопия  (Кожов  и  Томилов,  1949;  Пи¬
рожников,  1937  а).  Байкальские  выходцы  могли  попасть  туда
только  по  Ангаре  и  Енисею.  Во-вторых,  по  мере  удаления  от
Байкала  в  Ангаре  наблюдается  постепенное  обеднение  Бай¬
кальского  комплекса  амфипод:  в  60  км  от  истока  обнаружено
34  формы,  а  в  низовьях  только  10  (Грезе,  1953).  Но  из  этого
нельзя  делать  категорического  вывода  о  том,  что  проникнове¬
ние  фауны  через  Ангару  и  Енисей  исключается  (Рогожин,
1967).  В  данном  случае  количество  форм  уменьшилось,  но
отнюдь  они  не  исчезли  вовсе.  В-третьих,  в  современном  пой¬
менном  аллювии,  а  также  в  каргинских  и  казанцевских  отло¬
жениях,  развитых  в  долине  Енисея,  обнаружены  некоторые
байкальские  формы  диатомовых  (Алешинская,  1961;  Троиц¬
кий,  1970  и  др.).  Следовательно,  эти  байкальские  формы  миг¬
рировали  по  Енисею  в  голоцене  и  верхнем  плейстоцене.  Нако-
 303.

иец,  в-четвертых,  гидробиологи  (Грезе,  1953;  Пирожников,
1937  б)  считают  возможным  проникновение  байкальских  энде¬
миков  в  озера  во  время  повышения  уровня  Енисея  в  прошлом
при  подпруживании.  В  это  время  вверх  по  притокам  могли
подниматься  даже  такие  пассивные  организмы,  как  гислопия.
-Проникновение  же  их  по  современным  порожистым  притокам
невозможно,  даже  в  озера  севера  равнины.
 Итак,  обитающая  в  озерах  приенисейской  Сибири,  в  том
числе  в  Норильских,  реликтовая  байкальская  фауна  не  неоге¬
новая,  а  действительно  представлена  выходцами  из  Байкала,
проникшими  в  озера  из  приледниковых  бассейнов  в  верхнем
плейстоцене.  Наличие  же  этой  фауны  в  Норильских  озерах  не
противоречит  оледенению  Средне-Сибирского  плоскогорья  и
соседних  равнин.
 Очень  интересен  в  палеогеографическом  отношении  и  факт
обитания  морских  организмов  в  современном  Енисее  на  рас¬
стоянии  почти  1000  км  от  его  устья.  Несомненно  их  захороне¬
ние  и  переход  в  ископаемое  состояние  в  отложения,  которые
могут  быть  приняты  за  морские  осадки.  Отсюда  следует  вы¬
вод,  что  не  всегда  находки  морской  фауны  являются  убеди¬
тельным  доказательством  морского  генезиса  осадков.  Напри¬
мер,  даже  в  несомненно  ледниковых  отложениях  Шпицбергена
имеется  морская  фауна  (Лаврушин,  1969).  Раковины  морских
моллюсков  хорошей  сохранности  встречаются  в  типичных  мо¬
ренах  Норвегии  и  Северо-Запада  СССР  (Апухтин,  1971).
 ПРОБЛЕМА  ГЕОГРАФИЧЕСКОГО  СООТНОШЕНИЯ
ПОДЗЕМНОГО  И  НАЗЕМНЫХ  ОЛЕДЕНЕНИИ
 На  севере  Западной  Сибири  описаны  ледниковые  и  водно-
.ледниковые  отложения  и  связанные  с  ними  формы  рельефа.
Здесь  же  широко  развита  реликтовая  многолетняя  мерзлота,
которая,  пожалуй,  является  главным  и  наиболее  убедительным
.доказательством  значительного  похолодания  климата  в  плей¬
стоцене.
 Ледниковые  эпохи  в  Западной  Сибири  включают,  таким
образом,  два  типа  криосферных  образований:  ледниковые
покровы  (наземное  оледенение)  и  многолетнемерзлые  породы
(подземное  оледенение).  И  первые  и  вторые  имеют  одну
общую  причину  —  похолодание  климата.  Они  вполне  самостоя¬
тельные  типы  криосферных  образований  и  вызваны  функциями
климата,  прямо  противоположными  друг  другу.  Наземные
оледенения  свойственны  районам  океанического  влияния,  а
подземное  оледенение  формируется  за  счет  промерзания  гор¬
ных  пород  в  континентальных  условиях.
 Следовательно,  Западная  Сибирь  является  переходной
 304

областью  между  Западной  Европой,  где  при  морском  климате
развивались  наземные  оледенения,  и  Восточной  Сибирью  с  ее
резко  континентальным  климатом,  способствовавшим  широ¬
кому  распространению  многолетнемерзлых  пород.  В  каком  же
соотношении  развивались  подземные  и  наземные  оледенения
на  севере  Западной  Сибири?  Прежде  чем  ответить  на  этот
вопрос,  необходимо  кратко  остановиться  на  истории  развития
многолетней  мерзлоты.
 Проблема  времени  образования  и  истории
развития  многолетней  мерзлоты  в  Евразии  и  Се¬
верной  Америке  до  сих  пор  остается  дискуссионной.  М.  И.  Сум-
гин  (1937)  привел  много  данных  в  пользу  древнего  происхож¬
дения  многолетней  мерзлоты,  считая  ее  продуктом  ледниковой
эпохи.  Однако  он  не  отрицал  и  возможности  ее  образования  в
современных  условиях.  Дискуссионной  была  эта  проблема  и
применительно  к  северу  Западной  Сибири.  В.  С.  Говорухин
(1938),  Н.  Я.  Кац  (1939)  и  А.  И.  Мордвинов  (1939)  доказы¬
вали,  что  многолетняя  мерзлота  здесь  начала  формироваться
не  более  2—3  тыс.  лет  тому  назад.  Иного  мнения  придержи¬
вался  В.  Н.  Сакс  (1948,  1953),  относивший  возникновение  мно¬
голетней  мерзлоты  к  концу  неогена  в  связи  с  первым  ухудше¬
нием  климата.  В  эпоху  максимального  оледенения  она,  по-ви¬
димому,  исчезла  под  ледниковым  покровом  и  существовала  по
его  периферии.  А.  И.  Попов  (1953,  1957)  также  полагал,  что
мерзлота  существовала  уже  в  раннем  плейстоцене,  а  во  время
оледенения,  синхронного  морской  трансгрессии,  она  могла
образоваться  только  по  берегам  морского  бассейна.  На  заня¬
той  же  морем  площади  поводы  промерзали  по  мере  его  отсут¬
ствия  к  северу.  А.  И.  Попов  изучал  преимущественно  мерзлоту
голоценового  возраста.
 Открытие  автором  реликтовых  многолетнемерзлых  пород
на  больших  глубинах  и  установление  двухслойного  строения
многолетней  мерзлоты  в  Западной  Сибири  внесло  необходи¬
мую  ясность  в  проблему  возраста.  Оказалось,  что  нигде  в  дру¬
гом  месте,  как  на  севере  Западной  Сибири,  так  четко  не  делит¬
ся  многолетняя  мерзлота  на  несомненно  реликтовую  плейсто¬
ценовую  (нижний  слой)  и  голоценовую,  к  которой  относится
верхний  слой  (Земцов,  1958,  1960).
 Более  подробно  история  развития  многолетней  мерзлоты  в
Западной  Сибири  изложена  В.  В.  Баулиным  (1959,  1962),
А.  А.  Шарбатяном  (1962),  Н.  С.  Шевелевой  и  Л.  С.  Хомичев-
ской  (1967),  Н.  А.  Шполянской  (1971)  и  др.  Однако  в  предло¬
женных  ими  палеогеографических  реконструкциях  подчерки¬
вается  наличие  на  севере  равнины  крупного  и  существовавше¬
го  с  конца  неогена  и  до  верхнего  плейстоцена  морского  бассей¬
на,  по  периферии  которого  могли  промерзать  горные  породы.
Имели  ли  место  колебания  климата  во  время  существования
этого  бассейна?
 20  Заказ  2770
 305

Многие  мерзлотоведы  хотя  и  признают  колебания  климата,
но  считают  их  незначительными  и  малоотражавшимися  на
развитии  многолетней  мерзлоты.  По  их  мнению,  последняя  су¬
ществовала  примерно  в  тех  же  границах  и  в  ледниковые,  и  в
межледниковые  эпохи.  На  карте  В.  В.  Баулина  и  др.  (1967,
стр.  195)  граница  многолетнемерзлых  пород  в  тобольское  меж¬
ледниковье  показывается  даже  южнее,  чем  в  самаровскую
ледниковую  эпоху  (табл.  20).  Основанием  для  показа  таких
границ  явились  лишь  псевдоморфозы  по  повторножильным
льдам,  которые,  как  полагают,  сохранились  в  плейстоценовых
отложениях  всех  горизонтов,  вскрытых  по  правому  берегу
р.  Иртыша.  В  данном  случае  полностью  игнорируются  палео¬
ботанические,  стратиграфические  и  другие  материалы,  анализ
которых  показывает,  что  в  составе  растительности  внеледни¬
ковой  зоны  в  плейстоцене  происходили  сравнительно  крупные,
ритмично  повторяющиеся  изменения.  Эти  ритмы  хорошо  увя-
 Таблица  20
 Границы  многолетней  мерзлоты  в  пределах  Западно-Сибирской  равнины
в  ледниковые  и  межледниковые  эпохи
 Возраст
 Эпохи
 по  В.  В.  Бау¬
лину.
 Л.  М.  Шмеле¬
ву  и  др.  (1967)
 Границы
 по  Ф.  А.  Каплянской
(1970)
 fli
 и
 2  «в*
 Демьянское  оледенение
 До  66°  С.  Ш.
 *  л»
 X  %
с
 я
 Тобольское  межледниковье
 56°  С.  Ш.
 По  пранице  современной
 о
 Cf
 мерзлости  (62°  с.  ш.)
 н
 •ес
 Самаровское  оледенение
 56°  с.  ш.
 52°  с.  ш.
 о
 ч
 с
 Месеовско-ширтинское  меж¬
 —
 Несколько  южнее  грани¬
 ка
 ледниковье
 цы  современной  мерзло¬
 к
 к
 ты
 5
 си
 и
 Тазовское  оледенение  (стадия)
 53°  с.  ш.
 я
 о
 к
 Казанцевское  межледниковье
 60°  с.  ш.
 Севернее  границы  совре¬
 Я
 о
 н
 менной  мерзлоты
 <С
 о>
 ч
 я
 Зырянское  оледенение
 58°  с.  ш.
 50°  с.  ш.
 <С
 Я
 К
 Каргинакое  межледниковье
 58°  с.  ш.
 —
 си
 <D
 CQ
 Сартанское  оледенение
 56°  с.  ш
 54°30'  с.  ш.
 ДО

зываются  с  ледниковыми  и  межледниковыми  эпохами  (Исто-*
рия  развития  растительности..,  1970).
 По  наблюдениям  автора,  в  Среднем  Приобье  псевдоморфо¬
зы  по  повторножильным  льдам  действительно  встречаются  в
ярах  по  левому  берегу  р.  Оби,  но  преимущественно  в  суглин¬
ках  и  глинах  самаровского  и  тазовского  горизонтов  и  реже  в
верхней  пачке  тобольского  горизонта.  Более  отчетливо  крио¬
генные  явления  представлены  в  отложениях  тех  же  стратигра¬
фических  горизонтов,  которые  вскрываются  в  ярах  по  pp.  Ко-
лик-Егану,  Ларь-Егану,  Ильяку,  а  на  юге  —  по  рекам  бывшего
Нарымского  края.
 Ф.  А.  Каплянская  (1966,  1970)  в  течение  многих  лет  спе¬
циально  занималась  изучением  реликтовых  мерзлотных  явле¬
ний  в  Прииртышье,  т.  е.  в  том  же  районе,  где  эти  явления  изу¬
чал  Л.  М.  Шмелев  (1966).
 По  ее  наблюдениям  следы  реликтовых  мерзлотных  явлений
приурочены,  как  и  в  Среднем  Приобье,  к  самаровскому,  та-
зовскому,  зырянскому  горизонтам  и  к  верхним  пачкам  поздне¬
межледниковых  отложений.  Например,  нижняя  пачка  тоболь¬
ского  горизонта  лишена  следов  былой  мерзлоты,  а  в  верхней
они  встречаются  сравнительно  часто.  На  основе  изучения  ре¬
ликтовых  мерзлотных  явлений  в  разных  стратиграфических
горизонтах  Тобольского  Прииртышья  Ф.  А.  Каплянская  приш¬
ла  к  совершенно  правильному  выводу:  на  территории  Запад¬
ной  Сибири  в  плейстоцене  неоднократно  происходили  карди¬
нальные  изменения  природных  условий.  Границы  же  много¬
летнемерзлых  пород  в  ледниковые  эпохи  располагались
намного  южнее,  чем  в  межледниковья  (табл.  20).
 Однако  приуроченность  следов  криогенных  явлений  к  опре¬
деленным  стратиграфическим  горизонтам,  видимо,  еще  недо¬
статочно  выявлена  и  по-разному  интерпретируется.  Не  удиви¬
тельно,  что  исследователи,  работавшие  в  одном  и  том  же  рай¬
оне,  пришли  к  противоположным  палеогеографическим  выво¬
дам.  Отсюда  следует,  что  восстанавливать  историю  развития
многолетней  мерзлоты  в  плейстоцене  только  по  псевдоморфо¬
зам,  без  учета  других  данных,  нельзя.  Неизбежны  ошибки  и
субъективизм  в  истолковании  фактов.
 Автору  представляется  более  надежным  выяснить  отдель¬
ные  этапы  развития  реликтовой  мерзлоты  в  плейстоцене  и
определить  примерный  возраст  три  помощи  изучения  условий
ее  залегания  относительно  основных  геоморфологических  эле¬
ментов  внеледниковой  зоны  равнины.
 Южнее  границы  максимального  оледенения  равнины  сква¬
жины,  пробуренные  со  II  надпойменной  террасы  в  долинах
рек,  вскрыли  реликтовые  многолетнемерзлые  породы  на  боль¬
шей  глубине,  чем  скважины,  бурившиеся  с  поверхности  водо¬
раздельного  плато.  Мощность  этих  пород  под  надпойменной
террасой  не  превышает  90  м,  т.  е.  в  2—3  раза  меньше  не  пол¬
 20*
 307

ностью  вскрытой  их  мощности  (более  220  м)  в  разрезе  плато
(табл.  7).  Подошва  многолетней  реликтовой  мерзлоты  под
II  надпойменной  террасой  залегает  гипсометрически  намного
выше,  чем  в  разрезе  плато.
 Такое  своеобразное  положение  реликтовой  мерзлоты  под
плато  и  террасой,  по  мнению  автора,  связано  с  двумя  эпохами
значительного  похолодания  климата.  Первую  можно  сопоста¬
вить  со  среднеплейстоценовым  оледенением  (самаровская  и
тазовская  стадии).  По  периферии  ледникового  покрова  про¬
мерзание  пород  в  глубину  достигало  300—400  м  и  более.
Южная  граница  мерзлоты,  судя  по  распространению  мерзлот-
но-просадочных  форм  рельефа  и  псевдоморфозам  <по  ледяным
клиньям  в  отложениях  плейстоцена,  располагалась  в  пределах
Казахстана.  Под  водоемами  мерзлота  не  формировалась.
Интенсивное  и  продолжительное  промерзание  происходило  не
под  ледником,  а  по  его  периферии,  где  мощность  мерзлой  тол¬
щи  должна  быть,  несомненно,  наибольшей.  По  мере  отступа¬
ния  ледника  промерзали  породы  и  на  севере  равнины.  Однако
такое  промерзание  было  незначительным,  так  как  при  потепле¬
нии  климата,  когда  деградировали  и  отступали  ледники,  усло¬
вия  для  промерзания  и  образования  «послеледниковой»  мерз¬
лоты  едва  ли  были  благоприятными.
 В  казанцевское  межледниковье,  климат  которого  был  близ¬
ким  к  современному  или  несколько  холоднее  его,  многолетняя
мерзлота  сохранялась  и,  вероятно,  продолжалось  промерзание
пород  на  севере  равнины,  несколько  южнее  границы  современ¬
ной  мерзлоты.  Полностью  не  растаивала  она  и  в  центральной
зоне,  сохраняясь  на  значительных  глубинах.  Подобную  кар¬
тину  мы  имеем  в  настоящее  время,  когда  на  58°  с.  ш.  реликто¬
вая  мерзлота  вскрывается  на  глубинах  140—200  м.
 Таяние  многолетнемерзлой  толщи  происходило  не  только
сверху,  в  связи  с  потеплением  климата,  но  и  снизу.  По  расче¬
там  В.  А.  Кудрявцева  (1970),  при  теплопотоке  30—50  кал/см2
в  год  и  влажности  15—20%  толща  мощностью  100—120  м  мо¬
жет  растаять  за  3—4  тыс.  лет.  Следовательно,  в  казанцевое
межледниковье,  продолжительность  которого  равна  примерно
30—40  тыс.  лет,  многолетнемерзлые  толщи  должны  были  бы
растаять  полностью.  К  аналогичному  выводу  приходят
Г.  Б.  Острый  и  Р.  С.  Сахибгареев  (1971).  Проведенные  ими
подсчеты  упрощенной  модели  взаимодействия  многолетней
мерзлоты  с  теплотоком  из  земных  недр  показали,  что  много¬
летняя  мерзлота  в  течение  первых  тысячелетий  должна  была
исчезнуть.  Однако  она  не  исчезла,  что  связано  с  наличием  на
глубине  300—400  м  благоприятных  условий  для  сохранения
мерзлого  слоя  при  низких  и  отрицательных  температурах.  Та¬
кие  мерзлые  слои  представлены  глинистыми  породами  с  оби¬
лием  монтмориллонита,  который  содержит  в  больших  количе¬
ствах  связанную  и  межслоевую  воду.  Выделение  этих  вод  при
 308

уплотнении  пород  с  монтмориллонитом  сопровождается  логла-
щением  тепла,  что  влияет  на  тепловой  баланс  всей  замерзаю¬
щей  толщи.  Таким  образом,  глинистые  пласты  с  монтморилло¬
нитом,  являясь  теплопоглощающей  толщей,  служат  своеобраз¬
ным  тепловым  экраном  для  потока  тепла  из  недр  земли.
 Перед  следующим  похолоданием  климата  многолетняя
мерзлота  имела  мощность  порядка  100—200  м  под  водораз¬
дельными  равнинами  и  располагалась  примерно  в  интервале
глубин  200—300  м.  Минимальный  криогенный  возраст  этой
реликтовой  мерзлоты^  равен  100—150  тыс.  лет  (Кудрявцев,
1970),  что  соответствует  риссу  II  Западной  Европы  и  тазов¬
ской  стадии  максимального  оледенения  Западной  Сибири.
 В  верхнеилейстоценовую  эпоху  похолодания,  соответствую¬
щую  зырянскому  оледенению  севера  Западной  Сибири,  при
резко  континентальном  климате  породы  промерзали  сильнее.
Промерзание  достигло  кровли  прежней  многолетнемерзлой
толщи,  сохранившейся  со  времени  предыдущей  эпохи  похоло¬
дания,  и  продолжало  распространяться  до  глубин  400—500  м.
Однако  перед  зырянским  похолоданием  формировались
II  надпойменные  террасы  в  речных  долинах.  В  связи  с  некото¬
рым  подпруживанием  рек  имело  место  повышение  базиса  эро¬
зии  и  частичное  затопление  их  долин.  Промерзали  породы  под
руслом,  поймой  и  затопленными  участками  долин  неповсеме¬
стно  и,  вероятно,  кровля  прежней  реликтовой  мерзлоты  не  бы¬
ла  достигнута.  Этот  вывод  подтверждается  данными  бурения
на  пойме  р.  Енисея,  севернее  г.  Туруханска,  в  пределах  зоны
современной  мерзлоты.  Здесь  с  поверхности  поймы  пробурено
около  50  скважин  глубиною  до  20—25  м.  Некоторыми  сква¬
жинами  пробурены  только  талые  породы,  но  большинство  их
на  глубине  0,5—3  м  врезались  во  многолетнемерзлые  породы,
достигая  талых  песков  на  глубине  6—15  м.  Породы  эти  имеют
мощность  от  5  до  12  м  и  залегают  более  или  менее  крупными
островами  среди  талых  пород  (Земцов,  1962  б).  Как  видно  из
приведенных  данных,  мощная  и  сплошная  толща  многолетне¬
мерзлых  пород  в  пойме  не  образуется.
 Два  этапа  похолодания,  среднеплейстоценовый  и  зырян¬
ский,  отличаются  и  по  следам  многолетней  мерзлоты,  которые
представлены  погребенными  полигональными  морозобойными
трещинами,  различными  формами  рельефа  мерзлотно-проса-
дочного  генезиса.  Они  установлены  как  на  поверхности  водо¬
раздельных  равнин,  так  и  на  надпойменных  террасах  в  доли¬
нах  рек  (Городецкая,  1961;  Малиновский,  1961;  Федорович,
1962  и  др.).  Автор  наблюдал  псевдоморфозы  в  отложениях
террас  во  многих  ярах  по  р.  Оби  и  ее  притокам.  Они  встреча¬
ются  также  в  ярах  по  pp.  Иртышу,  Нижней  Оби  и  Енисею  от
€0°  до  66—67°  с.  ш.  (Баулин  и  Шмелев,  1962;  Шмелев,  1966).
 Итак,  в  особенностях  залегания  четко  фиксируются  два
крупных  этапа  в  истории  развития  реликтовой  мерзлоты  вне-
 309

ледниковой  зоны  Западной  Сибири.  Многолетняя  мерзлота
под  вторыми  надпойменными  террасами  формировалась  в
среднеплейстоценовую  эпоху  похолодания  и  имеет  среднеплей¬
стоценовый  возраст.  Формирование  мерзлоты  водораздельных
равнин  продолжалось  и  в  зырянский  этап.  Происходило  как
бы  дальнейшее  нарастание  мерзлоты  сверху  и  снизу  вокруг  ее
более  древнего  «стержня».  Закончилось  оно  примерно  25—
30  тыс.  лет  тому  назад.
 В  каргинское  время,  особенно  в  климатический  оптимум
голоцена,  снова  началась  интенсивная  деградация  многолет¬
ней  мерзлоты.  Но  протаивание  пород  не  достигло  еще  тех  глу¬
бин,  до  которых  оно  происходило  в  казанцевское  межледни¬
ковье.  Продолжительность  последнего  (30—40  тыс.  лет)  на¬
много  больше  климатического  оптимума  (5  тыс.  лет).
 Протаивание  многолетней  мерзлоты  было  приостановлено
примерно  5  тыс.  лет  тому  назад  вновь  наступившим  похолода¬
нием,  приведшим  к  новому  промерзанию  пород.  Однако  в
центральной  зоне  оно  не  достигло  кровли  реликтовой  мерзло¬
ты,  оставшейся  со  времени  зырянского  оледенения.  В  резуль¬
тате  здесь  образовалась  двухслойная  мерзлота.  В  южной  зоне,
несмотря  на  несоответствие  современному  климату,  многолет¬
няя  мерзлота  сохранилась  до  сих  пор.  Причины  ее  сохранения
были  изложены  выше.
 О  соотношении  наземных  и  подземного  оле¬
денений  достаточно  ясно  свидетельствует  история  развития
многолетней  мерзлоты  в  плейстоцене.  Однако  эта  история
тесно  связана  с  палеогеографией  плейстоцена,  которая  по-раз¬
ному  трактуется  гляциалистами  и  их  противниками.
 Некоторые  исследователи,  отрицающие  наличие  леднико¬
вых  покровов  на  севере  Западной  Сибири,  считают,  что  исто¬
рия  развития  многолетней  мерзлоты  совершенно  необъяснима
с  'позиций  гляциолизма  (Баулин,  1965;  Кузин  и  Чочиа,  1965).
Это  утверждение  основано  на  том,  что  мощность  многолетней'
мерзлоты  в  северной  и  центральной  зонах  равнины  одинакова
и  что  якобы  псевдоморфозы  на  юге  встречаются  в  более  древ¬
них,  а  на  севере  в  более  молодых  плейстоценовых  отложениях.
 На  взгляд  автора,  эти  доводы  не  противоречат  наличию
ледниковых  покровов  на  севере  равнины.  Во-первых,  мощность
многолетней  мерзлоты  в  различных  зонах  еще  недостаточно
известна,  а  из  имеющихся  новейших  данных,  хотя  и  близка,  но
далеко  не  везде  одинакова:  на  севере  она  местами  достигает
600  м,  на  юге  мерзлые  породы  такой  мощности  пока  не  вскры¬
ты.  Во-вторых,  в  областях  новейших  тектонических  движений,
в  частности  на  Сибирских  увалах,  мощность  мерзлых  пород
сокращается,  а  в  тектонических  впадинах  значительно  возра¬
стает.  Подошва  многолетней  мерзлоты,  отражая  тектониче¬
скую  активность  структур,  даже  на  небольших  площадях,
например,  в  бассейне  р.  Елогуя,  вскрывается  на  различных
 310

глубинах  и  определяет  крайне  неодинаковую  мощность  мерз¬
лых  пород.  В-третьих,  интенсивному  промерзанию  пород  на
севере  могли  препятствовать  ледниковые  покровы  не  в  мень¬
шей  степени,  чем  морской  бассейн.  По  периферии  же  ледников
создавались  более  благоприятные  условия  для  образования
многолетней  мерзлоты,  чем  по  берегам  крупного,  даже  ледови¬
того  бассейна.  Особенности  распространения  следов  криоген¬
ных  явлений  и  их  якобы  приуроченность  на  юге  равнины  к
более  древним  отложениям  плейстоцена  также  не  могут  про¬
тиворечить  ледниковой  теории.  Следы  криогенных  явлений
автор  наблюдал  не  только  на  юге,  но  и  на  севере  равнины,
например,  в  самаровской  морене  верховьев  р.  Таза.  Лавруши-
ным  (1960)  они  описаны  в  мессовско-ширтинских  отложениях
по  р.  Турухану.  Кроме  того,  отложения  тобольского  и  синхрон¬
ных  им  горизонтов  на  севере  равнины  залегают  ниже  уровня
воды  в  реках  и  в  обнажениях  не  вскрываются.  По  керну  же
скважин  наличие  криотурбаций  проследить  практически  не¬
возможно. 	I
 Анализируя  фактический  материал  и  рассматривая  назем¬
ные  оледенения  и  многолетнюю  мерзлоту  во  взаимосвязи,  на
основе  закона  материалистической  диалектики  можно  в  общих
чертах  говорить  о  синхронном  их  развитии  на  севере  Западной
Сибири  в  плейстоцене.  Наземные  оледенения  развивались
циклично,  прерываясь  более  или  менее  продолжительными
межледниковьями,  в  течение  которых  ледники  на  равнине  пол¬
ностью  стаивали.  Однако  многолетняя  мерзлота  (подземное
оледенение)  была  более  консервативной.  Образовавшись  в
конце  неогена,  она  не  исчезла  полностью  в  течение  всего  плей¬
стоцена  и  голоцена.  Изменялись  лишь  занимаемые  ею  площа¬
ди  и  смещались  границы  то  к  северу,  то  к  югу.  Иными  слова¬
ми,  «подземное  оледенение  не  имело  межледниковий,  как  на¬
земное  оледенение»  (Марков  и  др.,  1965,  стр.  272).  Эта  разно-
фазность  развития  подземного  и  наземного  оледенений,  по
К.  К.  Маркову,  —  «один  из  составных  процессов  метахронности
оледенения».
 Вместе  с  тем  имел  место  и  антагонизм  наземных  оледене¬
ний  и  многолетней  мерзлоты,  который  четко  проявлялся  в
вертикальном  разрезе.  Многолетняя  мерзлота  не  могла  разви¬
ваться  под  ледниковыми  покровами.  Ее  там  не  было,  как  это
доказывается  К.  К.  Марковым  на  основе  систематизации  дан¬
ных  по  Антарктиде,  Гренландии  и  другим  странам.  Не  могла
развиваться  и  сохраниться  многолетняя  мерзлота  также  и  под
морскими  бассейнами.  Море,  трансгрессируя,  уничтожало  ее,
но  одновременно  способствовало  развитию  наземного  оледе¬
нения.
 311

В  заключение  кратко  сформулируем  основные  итоги  и  вы¬
воды.
 В  пределах  Западно-Сибирской  равнины  исключительно
широко  распространены  морфоскульптурные  формы  рельефа,
в  образовании  которых  принимали  участие  различные  экзоген¬
ные  процессы.
 1. 	Значительна  роль  ледниковых  покровов,  качественно  но¬
 вых  и  присущих  только  плейстоцену  мощных  факторов
рельефообразования.  Действием  пассивных  и  активных  льдов
созданы  разнообразные  специфические  формы  рельефа,  кото¬
рым  нет  аналогов  в  доплейстоценовой  истории  равнины.  Выяв¬
ляются  определенные  закономерности  в  их  пространственном
расположении. 	{
 2. 	Морские  плейстоценовые  трансгрессии  на  севере  Запад¬
ной  Сибири,  оказавшие  большое  влияние  на  формирование
рельефа,  тесно  связаны  с  ледниковыми  покровами  и  имеют  в
основном  гляциоизостатическую  природу.
 3. 	Речной  эрозии  и  аккумуляции  принадлежит  первосте¬
пенное  значение  в  формировании  современного  рельефа  рав¬
нины.  Выявлено  направление  в  перемещении  р.  Оби  за  дли¬
тельный  период  на  различных  участках  ее  течения  и  получены
количественные  характеристики  площади  и  скорости  размйгва,
а  также  дан  прогноз  их  развития  в  будущем.  Устанавливается
четкая  зависимость  перемещения  рек  от  знака  и  интенсивно¬
сти  движений  земной  коры.  Прослеживаются  некоторые  осо¬
бенности  развития  эрозии  в  области  зырянского  оледенения,  в
зоне  многолетней  мерзлоты  и  русловых  процессов  на  таежных
реках  под  влиянием  лесных  заломов.  На  основе  анализа
 312

обширного  фактического  материала  впервые  составлена  схема
асимметрии  речных  долин  Западно-Сибирской  равнины.  Ре¬
шающей  силой,  определившей  правостороннюю  асимметрию
большинства  долин,  является  ускорение  Кориолиса.  Сущест¬
венные  коррективы  в  общую  картину  асимметрии  внесли  но¬
вейшие  тектонические  движения.
 4. 	По  новым  данным  южная  граница  распространения
открытой  и  ранее  описанной  автором  реликтовой  многолетней
мерзлоты  проводится  по  58°  с.  ш.,  то  есть  на  несколько  сот  ки¬
лометров  южнее  показываемой  на  картах.  В  каждой  из  трех
широтных  зон  выделяются  свойственные  им  микро-  и  макро¬
формы  криогенного  рельефа.  Испещренный  западинами  рельеф
центральной  части  равнины,  образование  которого  приписы¬
вали  ранее  экзарационной  деятельности  ледников  и  суффо¬
зии,  имеет  несомненно  термокарстовую  природу.
 5. 	Исключительная  заболоченность  Западно-Сибирской
равнины  и  наличие  мощных  торфяников  оказывают  значитель¬
ное  воздействие  на  рельеф  равнины.  Это  воздействие  сопоста¬
вимо  с  крупными  геологическими  событиями  в  истории  плей¬
стоцена.  В  преобразовании  рельефа  под  влиянием  биогенного
фактора  —  торфонакопления  —  выделяются  три  основных
этапа.  Современные  тектонические  движения  лишь  детализи¬
руют  и  вносят  определенные  коррективы  в  общую  схему  гео¬
графического  распространения  болот,  определяемую  климати¬
ческой  зональностью.
 6. 	В  преобразовании  и  переработке  рельефа  равнины  важ¬
ное  значение  имела  миграция  озер,  обусловленная  новейшими
и  современными  тектоническими  движениями,  термокарстом  и
развитием  болотообразовательных  процессов.  Приведены  ко¬
личественные  показатели  скорости  разрушения  берегов  и  пе¬
ремещения  озер  по  равнине.
 7. 	Широкое  распространение  песчаных  отложений  на  севе¬
ре  Западной  Сибири  способствовало  в  отдельные  этапы  исто¬
рии  плейстоцена  развитию  эоловых  процессов  и  образованию
дефляционных  и  аккумулятивных  форм,  которые  сказались  в
моделировке  других  генетических  типов  рельефа.  Выявлены
особенности  в  распространении  плейстоценовых  и  современных
эоловых  форм  рельефа  и  причины  активизации  эоловых  про¬
цессов  в  отдельные  эпохи  плейстоцена  и  в  настоящее  время.
 8. 	Изменения  климата  в  плейстоцене  и  голоцене  определя¬
ли  преобладающее  развитие  того  или  иного  из  перечисленных
выше  экзогенных  процессов,  их  интенсивность  и  динамичность.
Существенно  изменялось  и  их  взаимодействие  с  тектоническим
фактором.  Даны  сравнительная  оценка  и  соотношение  раз¬
личных  факторов  рельефообразования  в  пространстве  и  вре¬
мени.  Анализ  конкретных  примеров  взаимодействия  тектони¬
ческих  и  экзогенных  процессов  показал,  что  в  ряде  случаев
последние  не  зависят  от  первых  и  подчиняются  собственным
 313

закономерностям.  В  других  случаях  ход  экзогенных  процессов
контролируется  современным  непрерывным  и  повсеместным
тектоническим  «подновлением»  ранее  сложившегося  рельефа.
 9. 	Рассмотрены  некоторые  теоретические  проблемы  палео¬
географии  равннны,  связанные  с  экзогенным  рельефообразова¬
нием,  в  частности,  проблема  неоднократных  оледенений  и  ко¬
лебаний  климата  в  плейстоцене.  Приведены  новые  доказатель¬
ства  в  пользу  материкового  оледенения  севера  Западной  Си¬
бири.  Установлено  наличие  двух  ледниковых  горизонтов.
Доказана  возможность  отделения  отложений  плейстоцена  по
минералогическому  составу  от  более  древних  пород,  а  также
расчленения  на  стратиграфические  горизонты  и  генетические
типы.  Уточнено  расположение  и  намечены  границы  трех  терри-
генно-минералогических  провинций  на  севере  Западной  Сиби¬
ри.  Сколько-нибудь  существенного  смешения  терригенного
материала  из  различных  провинций  питания  не  происходило,
что  свидетельствует  о  его  переносе  ледниковыми  покровами.
 10. 	Данные  о  петрографическом  составе  нескольких  тысяч
валунов  позволили  определить  области  сноса  валунно-галеч¬
ного  материала  в  пределы  севера  Западной  Сибири,  оконту¬
рить  площади  и  границы  распространения  валунов  из  трех
петрографических  комплексов,  выбрать  руководящие  валуны
для  каждого  комплекса.  Установленные  особенности  распро¬
странения  валунов  и  четкая  приуроченность  их  комплексов  к
определенным  районам  севера  Западной  Сибири  можно
объяснить  лишь  с  позиций  ледниковой  теории.  Несомненно,
что  ледниковые  покровы  имели  важное  значение  в  становле¬
нии  современного  рельефа  равнины.
 11. 	Выявлены  ареалы  расселения  реликтовой  фауны  в
озерах  равнин  и  предгорных  районов  приенисейской  Сибири.
Обитающая  в  этих  озерах  фауна  не  неогеновая,  а  представле¬
на  выходцами  из  Байкала,  проникшими  в  озера  из  приледни-
ковых  бассейнов  в  верхнем  плейстоцене.  Наличие  же  этой
фауны  в  Норильских  озерах  не  противоречит  оледенению
Средне-Сибирского  плоскогорья  и  соседних  равнин.
 12. 	На  основе  расположения  многолетнемерзлых  пород
относительно  геоморфологических  типов  рельефа  (речные  тер¬
расы,  плато)  устанавливается  два  крупных  этапа  похолодания
климата,  во  время  которых  происходило  интенсивное  промер¬
зание  горных  пород.  Наличие  на  севере  Западной  Сибири  мно¬
голетней  мерзлоты  в  плейстоцене  не  препятствовало  развитию
ледниковых  покровов.
 Автор  признает,  что  не  все  выдвигаемые  в  монографии
положения  в  равной  мере  обоснованы  и  доказаны.  Некоторые
из  них  дискуссионны  и  требуют  дальнейшей  разработки.  Край¬
не  необходимы  также  цифровые  данные  для  показа  динамики
процессов,  обоснования  соотношения  и  количественной  оценки
факторов  рельефообразования.  Возникает  необходимость  по¬
 314

становки  стационарных  исследований  развития  экзогенных
процессов.
 В  связи  с  интенсивным  хозяйственным  освоением  нефтега¬
зоносных  районов  Западной  Сибири  все  большее  значение
приобретает  антропогенный  фактор  в  преобразовании  рельефа.
Учет  и  регулирование  вмешательства  человека  в  экзогенные
процессы  является  одной  из  главных  очередных  задач  геомор¬
фологии  Западно-Сибирской  равнины.  Решение  ее  крайне  не¬
обходимо  уже  в  ближайшее  время.
 ЛИТЕРАТУРА
 Абрамов  Н.  А.  Описание  Березовского  края.  —  Записки  ИРГО.  Кн.
12,  СПб.,  11857.
 Аверина  И.  М.  Острова  Карского  моря.  —  В  кн.:  Советская  Арктика.
Изд-во  «Наука»,  1970.
 Алёшинская  3.  В.  К  стратиграфии  средне-  и  верхнечетвертичных
отложений  северо-востока  Западно-Сибирской  низменности.  —  В  кн.:  Па¬
леогеография  чета.  пер.  СССР.  Изд-во  МГУ,  19611.
 Алёшинская  3.  В.  Диатомовые  водоросли  приенисейской  части  За¬
падной  Сибири  и  их  палеогеографическое  значение.—Автореферат  канд.
диссертации.  М.,  1964.
 Альтер  С.  П.  О  происхождении  параллельно-линейных  гряд  и  лож¬
бин,  развитых  на  севере  Западно-Сибирской  низменности.  —  Информ.  сб.
ВСЕГЕИ,  1960,  №  29.
 Альтер  С.  П.  Ландшафтный  метод  геоморфологического  дешифриро¬
вания  аэрофотоснимков  на  примере  Нижнего  Прииртышья.  —  Геогр.  сб.,
1974,  №  7.
 Андреев  В.  А.,  Ст  а  л  ь  3.  С.  Геологическое  строение  и  геоморфология
левобережья  р.  Пура  в  его  нижнем  течении.  —  «Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  158.
Л.,  Госгеолтехиздат,  1960.
 Аид  реев  В.  Н.  Гидролакколиты  (булгунняхи)  в  Западно-Сибирских
тундрах.  —  «Изв.  ГГО»,  т.  68,  вып.  2,  1936.
 Андреев  В.  Н.  Дешифрирование  по  аэрофотоснимкам  различных  ти¬
пов  тундр  и  их  аэровизуальная  характеристика  по  морозной  трещинова¬
тости.  —  Геогр.  сб.,  1956,  №  7.
 Андреев  Ю.  Ф.  Многолетняя  мерзлота  и  ее  значение  для  поисков
структур  на  севере  Западной  Сибири.—  В  кн.:  Очерки  по  геол.  севера  Заи.-
Сиб.  низменности.  —  «Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  158,  1960.
 Андреев  Ю.  Ф.,  Белорусова  Ж.  М.  Геологическое  строение  Та¬
зовского  полуострова.—  «Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  186,  1961.
 Антонов  Н.  Д.  Количество  тепла,  выносимое  реками  в  Карское  мо¬
ре.  —  «Тр.  Аркт.  ин-та»,  т.  35.  Л.,  1936.
 Анучин  Д.  Н.  Озера  истоков  Волги  и  верховьев  Западной  Двины.  —
Землеведение,  кн.  1—2,  1898.
 Апухтин  Н.  И.  Корреляция  опорных  разрезов  верхнего  плейстоцена
на  северо-западе  СССР  и  критика  маринистических  идей.  —  В  кн.:  Пробле¬
мы  корреляции  новейших  отложений  севера  Евразии.  Л.,  1971.
 Арманд  Д.  Л.  Изучение  геоморфологических  процессов  эксперимен¬
тальным  методом.  —  «Тр.  ин-та  географии»,  т.  17,  вып.  4,  1950.
 Артюшков  Е.  В.  О  физических  причинах  возникновения  полигональ¬
ных  структур  в  грунтах.  —  В  сб.:  Четвертич.  палеогеография  и  морфогенез
в  полярных  странах  и  высокогорье.  Изд-во  МГУ,  1964.
 Артюшков  Е.  В.  Четвертичные  оледенения  и  трансгрессии  в  Запад¬
ной  Сибири.—  «Изв.  АН  СССР».  Серия  геол.,  1969,  №  7.
 Артюшков  Е.  В.  Слой  пониженной  вязкости  в  верхней  мантии  Земли
 315

и  связанные  с  ним  явления.  —  «Бюлл.  МОИП».  Отд.  геологаи,  т.  10  (2)
1970.
 Архипов  С.  А.  Стратиграфия  четвертичных  отложений,  вопросы  нео¬
тектоники  и  палеогеографии  бассейна  среднего  течения  р.  Енисея.  —  «Тр.
ГИН  АН  СССР»,  вып.  30,  М.,  1960.
 Архипов  С.  А.  Проблема  корреляции  аллювиальных  и  ледниковых
отложений:  террасы  Енисея  внеледниковой  зоны  Западно-Сибирской  низ¬
менности.  —  Сб.  Четв.  пер.  Сибири.  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Архипов  С.  А.  О  морфоструктуре  Западно-Сибирской  низменности.—
В  кн.:  Кайнозой  Западно-Сибирской  низменности.  Изд-во  «Наука»,  1968.
 Архипов  С.  А.  Четвертичный  период  в  Западной  Сибири.  Изд-во
«Наука»,  1971.
 Архипов  С.  А.,  Вдовин  В.  В.,  Мизеров  Б.  В.,  Николаев  В.  А.
Западно-Сибирская  равнина.  Изд-во  «Наука»,  1970.
 А  р  х  и  п  о  в  С.  А.,  В  о  л  к  о  в  а  В.  С.,  Г  о  л  ь  б  е  р  т  А.  В.,  Г  у  д  и  н  а  В.  И.,
Сакс  В.  Н.,  Т  р  о  и  цк  и  й  С.  Л.  К  палеогеографии  четвертичного  периода
в  Западной  Сибири.  Критика  основных  положений  антигляциолизма.—
«Изв.  Новосиб.  отд.  ВГО»,  вып.  5,  1971.
 Архипов  С.  А.,  Гудина  В.  И.,  Троицкий  С.  Л.  Распространение
палеонтологических  остатков  в  четвертичных  валунных  отложениях  За¬
падной  Сибири  в  связи  с  вопросом  об  их  происхождении.  —  В  сб.:  Неоген,
и  четв.  отл.  Зап.  Сибири.  Изд-во  «Наука»,  1968.
 Архипов  С.  А.,  Кинк  X.  А.  Краевая  зона  самаровского  оледенения
в  Приенисейской  части  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  ИГГ  СО
АН  СССР»,  вып.  27,  1962.
 Архипов  С.  А.,  Лаврушин  Ю.  А.  К  стратиграфии  четвертичных
отложений  Приенисейского  района  между  устьями  рек  Бахты  и  Туруха¬
на.—  «Тр.  Межвед.  совещ.  но  разработке  стратигр.  схем  Сибири».  Л.,  1957.
 Архипов  С.  А.,  Матвеева  О.  В.  Антропоген  южной  окраины  Ени¬
сейской  депрессии.  —  «Тр.  ИГиГ  СО  АН  СССР»,  вып.  29,  1964.
 	Дфю  некая  Л.  Г.,  С  е  р  г  е  е  в  А.  И.  Современные  тектонические  движе-
 Л*я  и  их  отражение  в  характере  и  степени  заболоченности  ЗСН  (на  при¬
мере  Васюганского  Приобья).—«Вестник  МГУ».  Геол.,  1970,  №  4.
 Бадинова  В.  П.,  Зубаков  В.  А.,  Москалёв  А.  П.,  П  р  о  т  о  п  (>
по  в  X.  В.,  Руднев  Ю.  П.,  Ициксон  Е.  И.  Радиоуглеродные  даты  ла¬
боратории  ВСЕГЕИ  (сообщение  2).  —  В  кн.:  Корреляция  новейших  отло¬
жений  севера  Евразии.  Л.,  1970.
 Багрова  3.  А.,  Кирюшкин  В.  Н.  К  вопросу  о  взаимосвязи  рель¬
ефа  с  четвертичными  отложениями  и  новейшими  тектоническими  движения¬
ми.  ДАН  СССР,  т.  154,  №  2,  1964.
 Б  а  к  л  у  н  д  О.  О.  Общий  обзор  деятельности  экспедиции  братьев  Куз¬
нецовых  на  Полярный  Урал  летом  1909  г.  —  Записки  АН.  Серия  8.  По  физ.-
мат.  отделению,  т.  28,  1911,  №  1.
 БаклундО.  О.  Горные  породы  Полярного  Урала  и  их  взаимные  отно¬
шения.  Ч.  1.  Вост.  склон  в  области  pp.  Ханева  и  Харава.—  Записки  АН.
Серия  8,  т.  28,  1912,  №  3.
 Балабан  Я.  Я.  Происхождение  гривного  рельефа  Западно-Сибирской
низменности.  —  Землеведение,  т.  38,  вып.  1,  1936.
 Баранов  И.  Я.  Принципы  геокриологического  (мерзлотного)  райони¬
рования  многолетнемерзлых  горных  пород.  Изд-во  «Наука»,  1965.
 Баскаков  Г.  А.,  Шпайхер  А.  О.  Современные  вертикальные  дви¬
жения  побережья  Арктических  морей.—  «Тр.  Аркт.  и  Антаркт.  научн.-ис-
след.  ин-та»,  т.  286,  1968.
 Баулин  В.  В.  История  развития  многолетнемерзлых  пород  в  районе
нижней  Оби  в  четвертичный  период.—  Автореферат  канд.  диссертации.  М.,
1959.
 Баулин  В.  В.  Основные  этапы  истории  развития  многолетнемерзлых
пород  на  территории  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  ин-та
мерзлотоведения  им.  В.  А.  Обручева»,  т.  19,  1962.
 316

/  Б  а  у  л  и  н  В.  В.  Вечная  мерзлота  и  палеогеография  Западной  Сибири.—
В  кн.:  Осн.  пробл.  четв.  периода.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Баулин  В.  В.,  Белолухова  Е.  Б.  ,  Дубиков  Г.  И.,  Шме¬
лев  JI.  М.  Геокриологические  условия  Западно-Сибирской  низменности.
М.,  Изд-во  «Наука»,  1967.
 Баулин  Р.  В.,  Шмелев  JI.  М.  О  следах  древних  криогенных  про¬
цессов  в  верлнеплейстоценовух  отложениях  нижнего  течения  р.  Оби.  —  Сб.
Вопр.  криол.  изуч.  четв.  отл.  Изд-во  АН  СССР,  1962.
 Белорусова  Ж.  М.  Было  ли  покровное  оледенение  на  Тазовском  по¬
луострове?—  В  кн.:  Геология  и  геохимия.  ВНИГРИ,  3  (IX).  Л.,  Гостоптех-
издат,  1960.
 Белоусов  В.  В.  Основные  вопросы  геотектоники.  Изд.  1-е,  1954;  изд.
2-е,  М.,  Госгеолтехиздат,  1962.
 Берг  Л.  С.  Опыт  разделения  Сибири  и  Туркестана  на  ландшафтные
и  морфологические  области.  —  Сб.  в  честь  70-летия  Д.  Н.  Анучина,  1913.
 Берг  Л.  С.  П.  А.  Словцов  и  закон  Бэра.  —  В  кн.:  Очерки  по  истории
русских  географических  открытий.  М.,  1949.
 Б  е  р  г  Л.  С.  Избранные  труды.  Т.  5,  1962.
 Б  л  из  н  як  Е.  В.  Обь-Енисейский  водный  путь.  Ч.  2.  Кеть—Тым-Кас-
ская  ветвь  варианта.—Материалы  для  описания  русских  рек,  вып.  51,
СПб.,  1914.
 Богословский  Б.  Б.,  Муравейский  С.  Д.  Очерки  по  озерове¬
дению.  Изд-во  МГУ,  1955.
 Бодылевский  В.  И.  О  следах  верхнего  волжского  яруса  в  Западно-
Сибирской  низменности.  —ДАН  СССР,  н.  с.,  т.  1,  1936,  №  1.
 Бойцов  М.  Н.  О  формировании  рельефа  в  условиях  подземного  оле¬
денения.  —  «Тр.  ВСЕГЕИ»,  н.  с..  т.  64,  1961.
 Бойцов  М.  Н.  Генезис  и  эволюция  трещинно-полигонального  релье¬
фа.—«Тр.  ВСЕГЕИ»,  н.  с.,  т.  90,  1963. 	р
 Бойцов  М.  Н.  Об  эволюции  котловин  термокастовых  озер.—  В  кн.:
Антропоген.  период  в  Арктике  и  Субарктике.  Л.,  1966.
 Б  о  ч  С.  Г.  Материалы  к  четвертичной  геологии  Ляпинского,  Нижне-
сосьвинского  и  Кондинского  краев  Западно-Сибирской  низменности.—  «Тр.
ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  т.  5,  вып.  1,  19Э7.
 Б  оч  С.  Г.  К  геоморфологии  крупнобугристого  рельефа.—  Материалы
ВСЕГЕИ,  1955,  №  9.
 Бронзов  А.  Я-  Верховые  болота  Нарымского  края.—«Тр.  научно-
исслед.  торфяного  института»,  вып.  3,  1930.
 Бузулуцков  Ф.  С.  Литолого-минералогический  состав  четвертичных
отложений  низовьев  Енисея  как  показатель  условий  их  формирования.—
В  кн.:  Морской  плейстоцен  Сибирских  равнин.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1971.
 Бураков  Д.  А.,  Вышегородцев  А.  А.,  ГундризерА.  Н.,
Земцов  А.  А.,  Минин  Н.  К.,  Попков  В.  К.  Озера  нефтеносных  райо¬
нов  Тюменской  области.  —  Докл.  Томского  отдела  ВГО.  Л.,  1970.
 Бэр  К.  М.  Почему  у  наших  рек,  текущих  на  север  или  на  юг,  правый
берег  высок,  а  левый  низмен.—  Морской  сборник,  1867.
 В  а  р  л  а  м  о  в  И.  П.  и  др.  Объяснительная  записка  к  карте  новейшей
тектоники  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  СНИГГИМС’а»,  вып.  67,
1970.
 Варламов  И.  П.  (Ред.).  Геоморфология  Западно-Сибирской  равни¬
ны.  (Объяснительная  записка  к  карте).  Новосибирск,  1972.
 Васильев  А.  В.,  Шмидт  С.  В.  Водно-технические  изыскания.  Л.,
Гидрометеоиздат,  1970.
 Васильев  В.  Г.  Геологическое  строение  северо-западной  части  За-
пгшю-Сибирской  низменности  и  ее  нефтеносность.  М.-Л.,  Гостоптехиздат,
 Васильев  И.  П.  Стратиграфическое  положение  аналогов  кочковской
свиты  в  Тарском  Прииртышье.  —  В  кн.:  Материалы  по  геологии  и  полез¬
ным  ископафым  Новосибирской  области,  1968.
 317

Васильев  И.  П.  Стратиграфия  кайнозойских  отложений  Тарского
Прииртышья.  —Автореферат  канд.  диссертации.  Томск,  1971.
 Введенский  Л.  В.  Геологический  очерк  западной  части  Западно-Си¬
бирской  низменности.  —  «Тр.  ВГРО»,  вып.  330,  1933.
 Вдовин  В.  В.  К  поискам  антиклинальных  структур  геолого-геоморфо-
логическим  методом  на  северо-востоке  Западно-Сибирской  низменности.—
«Изв.  вост.  филиалов  АН  СССР»,  1957,  №  7.
 Вдовин  В.  В.  Современные  структуры  мезозойско-кайнозойского
покрова  полярной  зоны  Западно-Сибирской  низменности.  —*  «Изв.  вост.  фи¬
лиалов  АН  СССР»,  1958,  №  3.
 Вдовин  В.  В.,  Проводников  Л.  Я.  История  формирования  мезо¬
зойских  отложений  и  современного  рельефа  в  бассейне  р.  Ваха.  Новоси¬
бирск,  Изд-во  «Наука»,  1965.
 Великанов  М.  А.  Русловой  процесс.  М.,  1958.
 Величко  А.  А.  Криогенный  рельеф  позднеплиоценовой  перигляциаль-
ной  зоны  (криолитозоны)  Восточной  Европы.  —В  кв.:  Четвертичный  период
и  его  история.  Изд-во  «Наука»,  1965.
 Вельмина  Н.  А.  О  происхождении  западинного  и  гривного  рельефа
Западно-Сибирской  низменности.  —  В  кн.:  Геокриол.  Зап.  Сибири,  Якутии  и
Чукотки.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1964.
 Вен  дров  С.  Л.,  Герасимов  И.  П.,  Куницын  Л.  Ф.,  Ней¬
штадт  М.  И.  Влагооборот  на  равнинах  Западной  Сибири  и  его  роль  в
формировании  природы  и  пути  преобразования.  —  «Изв.  АН  СССР».  Серия
географ.,  1966,  №  5.
 Верещагин  Г.  Ю.  Положительные  и  отрицательные  движения  бере¬
говой  линии  на  оз.  Сегоззре.  —  «Тр.  Олонецкой  науч.  экспедиции»,  ч.  1.  Гео¬
логия,  вып.  1,  1926.
 Вершинин  Н.  В.  К  вопросу  о  происхождении  реликтовой  фауны  в
Норильской  группе  озер.  —  ДАН  СССР,  т.  135,  1960,  №  3.
 Вершинин  Н.  В.  Норильские  озера  и  их  донная  фауна.  —«Тр.  Все-
союзн.  гидробиол.  об-ва»,  т.  13,  1963.
 Вийдинг  X.,  Г  а  й  г  а  л  а  с  А.,  Г  у  д  е  л  и  с  В.,  Р  а  у  к  а  с  А.,  Т  а  р  в  и-
дас  Р.  Кристаллические  руководящие  валуны  Прибалтики.  Вильнюс,  1971.
 Виноградов  А.  П.,  Девирц  А.  Л.,  Д  об  кин  а  Э.  И.,  Марко¬
ва  Н.  Г.  Новые  датировки  позднечетвертичных  отложений  р  а  диуглерод  ным
методом.  —  «Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  1970,  №  37.
 Волков  И.  А.,  Волкова  В.  С.  О  позднеплейстоценовом  озере-море
на  юге  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  ИГГ  СО  АН  СССР»,  вып.
44.  Новосибирск,  Изд-во  СО  АН  СССР,  1964.
 Волков  И.  А.,  Волкова  В.  С.  Фазы  обводнения  внеледниковой  по¬
лосы  Западно-Сибирской  низменности.—В  кн.:  Осн.  проблемы  изучения
четв.  периода.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1965.
 Волков  И.  А.  Позднечетвертичная  субаэральная  формация.  Изд-во
«Наука»,  1971.
 Волкова  В.  С.  Четвертичные  отложения  низовьев  Иртыша  и  их  био-
стратиграфическая  характеристика.  Новосибирск,  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Волкова  В.  С.,  Воробьев  А.  И.,  Задкова  И.  И.  Строение  и  ли¬
тологический  состав  четвертичных  отложений  запада  Обь-Иртышского  меж¬
дуречья.  Новосибирск,  Изд-во  «Наука»,  1970.
 Волкова  В.  С.,  Шурыгин  А.  Г.  Стадии  отступания  зырянского
оледенения  в  низовьях  Енисея.  Материалы  по  геол.  Вост.  Сибири.—«Тр.
ВСЕГЕИ»,  н.  с.,  т.  66,  1961.
 Вольдштедт  П.  Происхождение  озер  в  областях  древнего  оледене¬
ния.  —  Сб.  Геология  четвертичного  периода.  М.,  1955.
 Воробьев  А.  И.,  Черноусое  С.  И.  Ледниковые  отложения  вер¬
ховьев  р.  Б.  Салым  и  их  физические  свойства.  —  В  кн.:  Материалы  по  гео¬
логии  и  полезным  ископаемым  Новосиб.  области.  Новосибирск,  1968.
 Воскресенский  С.  С.  Асимметрия  склонов  речных  долин  европей¬
ской  части  СССР.  —  Вопросы  географии.  Сб.  4,  1947.
 Воскресенский  С.  С.  Геоморфология  Сибири.  Изд-вфМГУ,  I960.
 318

Вотах  М.  Р.  Разрез  четвертичных  отложений  у  с.  Вертикос  (Висков
Яр)  на  р.  Оби,  —«Тр.  ИГГ  СО  АН  СССР»,  вып.  23,  1962.
 Втюрин  Б.  И.,  Данилова  Н.  С.,  Каллина  Т.Н.,  Коре  ft-
ша  М.  М.,  Мухин  Н.  И.  Мерзлотные  условия  Таз-Енисейского  между¬
речья.—  «Изв.  АН  СССР».  Серия  географ.,  1969,  №  4.
 Высоцкий  Н.  К.  Очерк  физико-географических  изменений  Западной
Сибири  в  третичную  и  послетретичную  эпохи.—  Записки  Минералогическо¬
го  об-ва,  34,  вып.  1,  1895.
 Высоцкий  Н.  К.  Очерк  третичных  и  послетретичных  образований  За¬
падной  Сибири.  —  Геологические  изыскания  и  разведочные  работы  по  линии
Сибирской  ж.  д.,  вып.  5,  1896.
 Галкина  Е.  А.  Применение  аэросъемки  при  изучении  болотных  мас¬
сивов.  —  «Тр.  Второго  Всесоюзн.  геогр.  съезда»,  т.  2,  М.,  1948.
 Галкина  Е.  А.  Болотные  ландшафты  лесной  зоны.  —Геогр.  сб.,  7,
 1955.
 Генералов  П.  П.  К  стратиграфии  плиоцен  (?)  четвертичных  отложе¬
ний  верховьев  р.  Северной  Сосьвы.—  В  кн.:  Стратиграф.  четв.  отл.  Урала.
М.,  Изд-во  «Недра»,  1965.
 Генералов  П.  П.,  Кузин  И.  Л.  К  вопросу  о  возрасте  рельефа  Се¬
верного,  Приполярного  и  Поля1рного  Урала.  —  Геология  и  геофиз.,  1968,
№  7.
 Геология  СССР,  т.  44,  Западно-Сибирская  низменность.  Изд-во  «Недра»,
 1964.
 Герасимов  И.  П.  О  значении  эпейрогенических  движений  в  развитии
рельефа  Прикаспийской  и  Западно  Сибирской  (низменностей.  —  «Изв.  ГГО»,
т.  68,  вып.  5,  1936.
 Герасимов  И.  П.  Основные  вопросы  геоморфологии  и  палеогеогра¬
фии  Западно-Сибирской  низменности.—«Изв.  АН  СССР».  Серия  геогр.,
1940,  №  5.
 Герасимов  И.  П.  Структурные  черты  рельефа  земной  поверхности
на  территории  ССОР  и  их  происхождение.  Изд-во  АН  СССР,  1959.
 Герасимов  И.  П.,  Мещеряков  Ю.  А.  Геоморфологический  этап  в
развитии  Земли.  —  «Изв.  АН  СССР».  Серия  географ.  1964  а,  №  6.
 Герасимов  И.  П.,  Мещеряков  Ю.  А.  Морфоструктура  и  морфо-
скульптура  земной  поверхности.  —  В  кн.:  Современные  проблемы  географии.
Изд-во  «Наука»,  1964  б.
 Герасимова  А.  С.  Современные  геологические  процессы  Нижнего
Приобья  и  их  инженерно-геологическое  значение.—  Автореферат  канд.  дис¬
сертации.  М.,  1960.
 Геренчук  К.  И.  Тектонические  закономерности  <в  орографии  и  речной
сети  Русской  равнины.  —«Зап.  геогр.  об-ва  СССР»,  н.  с.,  20,  1960.
 Г  е  рм  а  н  Е.  В.,  Кисляков  В.  Н.,  Р  ейя  и  н  И.  В.  Геология  и  геомор¬
фология  п-ва  Ямал  —  нового  района,  перспективного  для  поисков  нефти  и
газа.  —  «Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  225.  Гостоптехиздат,  1963.
 Г  л  а  д  ц  ы  н  И.  Н.  Каменные  многоугольники.  Статья  первая.  —  «Изв.
РГО»,  т.  60,  вып.  2,  1928.
 Гладцын  И.  Н.  Каменные  многоугольники.  Статья  вторая.  —  «Изв
РГО»,  т.  68,  вып.  6,  19Э6.
 Глебов  Ф.  3.  Болота  и  заболоченные  леса  лесной  зоны  Енисейского
левобережья  М.,  Изд-во  «Наука»,  1969.
 Говорухин  В.  С.  Западный  берег  Тазовской  губы  Карского  моря.  —
«Уч.  зап.  МГУ».  География,  вып.  19,  т.  2,  1938.
 Головкинский  Н.  А.  О  послетретичных  образованиях  по  Волге  в  ее
среднем  течении.  —  «Изв.  и  уч.  зап.  Казанского  университета»,  т.  1,  вып.  V.
VI,  1865.
 Голубева  Л.  В.  Споро-пыльцевые  спектры  четвертичных  отложений
северо-западной  части  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  ГИН  АН
СССР»,  вып.  31,  1960.
 Гольберт  А.  В.,  Гудина  В.  И.,  Левковская  Г.  М.  Некоторые
особенности  минералогического  состава  н  условий  образования  морских
 319

четвертичных  отложений  на  севере  Западной  Сибири.  —  В  кн.:  Осн.  пробл.
изуч.  четв.  периода.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1965.
 Горбацкий  Г.  В.  К  вопросу  об  эрозионной  деятельности  полярных
рек.  —  Землеведение,  т.  37,  вып.  3,  1935.
 Городецкая  М.  Е.  О  следах  вечной  мерзлоты  в  Павлодарском  При¬
иртышье.  —  Мат.  по  изуч.  четв.  периода,  т.  3,  М.,  1961.
 Городецкая  М.  Е.  О  морфоструктуре  Западно-Сибирской  равни¬
ны.-—В  сб.:  Геоморфологические  исследования  при  нефтегазопоисковых  ра¬
ботах  в  Зап.-Сиб.  низменности.  Тюмень,  1970.
 Городецкая  М.  Е.,  Мещеряков  Ю.  А.  Морфоструктурные  эле¬
менты  рельефа  Западно-Сибирской  равнины  и  размещение  полезных  иско¬
паемых.—  «Изв.  АН  СССР».  Серия  географ.,  1968,  №  9.
 Городков  Б.  Н.  Западно-Сибирская  экспедиция  Российской  Акаде¬
мии  наук  и  Русского  географического  общества.—«Природа»,  1924,  №  7—12.
 Городков  Б.  Н.  Крупнобугристые  торфяники  и  их  географическое
распространение.  —  «Природа»,  1928,  №  6.
 Городков  Б.  Н.  Почвы  Гыданской  тундры.  —  «Tip.  Полярной  ком.  АН
СССР»,  вып.  7,  1932.
 Городков  Б.  Н.  Морозная  трещиноватость  грунтов  на  севере  Запад¬
ной  Сибири.  —  «Изв.  ВГО»,  1950.
 Гофман 	Э.  Северный  Урал  и  береговой 	хребет  Пай-Хой.  Т.  2, 	1866.
 Г  р  а  в  е  Н. 	А.  Мерзлые  толщи  земли.  —  «Природа»,  1968,  №  1.
 Грачев  А.  Ф.  Некоторые  методологические  вопросы  геоморфологии—
«Вестн.  ЛГУ».  Геогр.,  6,  1963.
 Грезе  В. 	Н.  Таймырское  озеро.—«Изв. 	ВГО»,  т.  79,  вьвп.  3, 	1947.
 Грезе  В. 	Н.  Озера  западной  окраины 	Средне-Сибирского 	плоско¬
 горья.  —  Сб.  Вопросы  географии  Сибири,  №  3,  Томск.  1953.
 Г  р  ез  е  В.  Н.  Основные  черты  гидробиологии  озера  Таймыр.  —  «Тр.  Все-
союзн.  гидробиол.  об-ва»,  т.  8,  1957.
 Грезе  И.  И.  Гидробиология  низовьев  р.  Ангары.  —  «Тр.  Всесоюзн.  гид¬
робиол.  об-ва»,  т.  5,  1953.
 Грезе  И.  И.  О  продуктивности  таежных  озер  Красноярского  края  и
возможности  ее  повышения.  —  «Тр.  Томского  ун-та».  Серия  биол.,  т.  131,
1956.
 Григор  Г.  Г.,  Земцов  А.  А.  Природное  районирование  Западной
Сибири.  —Вопросы  географ.  Сб.  55.  М.,  1961.
 Григорьев  А.  А.  Типы  тундрового  микрорельефа  субарктической  Евр¬
азии,  их  географическое  распространение  и  генезис.—  Землеведение,  т.  27,
вып.  1—2,  1925.
 Г  р  и  ч  у  к  М.  П.  Об  основных  чертах  развития  природы  южной  части
Западно-Сибирской  низменности  и  стратиграфическом  расчленении  четвер¬
тичных  отложений.—Материалы  совещания  по  изуч.  четвертичного  перио¬
да,  т.  3,  1962.
 Г  р  и  ч  у  к  М.  П.  Вопросы  изучения  истории  растительного  покрова  в  Си¬
бири  в  четвертичное  время.  —  В  сб.:  Четвертичный  период  Сибири,  Изд-во
«Наука»,  1966.
 Громов  В.  И.  Материалы  по  изучению  четвертичных  отложений  в
бассейне  среднего  течения  р.  Оби.  —  «Тр.  КЧ  АН  СССР»,  т.  3,  вып.  2,  1934.
 ГроссвальдМ.  Г.  Некоторые  особенности  оледенений  материковых
шельфов.—  Материалы  гляциол.  исслед.  М.,  1970.
 ГубонинаЗ.  П.  Предварительные  данные  палеоботанического  изуче¬
ния  плейстоценовых  отложений  севера  Западной  Сибири.—  «Тр.  Ин-та  гео¬
графии  АН  СССР»,  21,  1959.
 Г  у  д  и  н  а  В.  И.  Фораминиферы  и  стратиграфия  четвертичных  отложений
северо-запада  Сибири.  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Гудина  В.  И.  Морской  плейстоцен  Сибирских  равнин.  Фораминиферы
Енисейского  Севера.  —  «Тр.  Ин-та  геологии  и  геофиз.  СО  АН  СССР»,  вып.
63,  1969.
 Гудина  В.  И.,  Г  ольбертА.  В.  Литолого-палеонтологические  иссле¬
 320

дования  тазовско-санчуговских  отложений  бассейна  р.  Турухана.  —  «Тр.
Ин-та  геологии  и  геофизики  СО  АН  СССР»,  вып.  27,  1062.
 Г  у  р  а  р  и  Ф.  Г.,  3  и  м  и  н  Ю.  Г.,  К  о  н  т  а  р  о  в  и  ч  А.  Э.  и  др.  Дизъюнктив¬
ная  тектоника  Западно-Сибирской  плиты.  —  «Тр.  СНИИГГИМС’а».  Серил
нефт.  геол.,  вып.  65,  1967.
 Гурари  Ф.  Г.,  Микуленко  К.  И.,  Старосельцев  В.  С.  и  дрх
Тектоника  мезозойско-кайнозойского  осадочного  чехла  Западно-Сибирской
плиты.  —  «Тр.  СНИИГГИМС’а»,  вып.  100,  1971.
 Гуртовая  Е.  Е.,  Троицкий  С.  Л.  К  палинологической  характерис¬
тике  сангомпанских  отложений  Западного  Ямала.  —  В  сб.:  Неогеновые  и.
четвертичные  отложения  Западной  Сибири.  Изд-во  «Наука»,  1968.
 Данилов  И.  Д.  Строение  и  литогенез  плейстоценовых  отложений  мор¬
ских  равнин  севера  Евразии.—  Автореферат  докт.  дисс.  М.,  1971.
 Дементьев  В.  А.  Рельеф  бассейна  р.  Ваха  и  его  история  в  четвертич¬
ное  время.—  «Изв.  ГГО»,  т.  66,  вып.  1,  1934.
 Дементьев  В.  А.  Геоморфологический  очерк  долины  р.  Назыма  и.
прилегающей  части  долины  р.  Оби.  —  «Изв.  ГГО»,  т.  68,  1936,  №  4.
f  Дементьев  В.  А.  Материалы  к  методике  комплексного  геоморфоло¬
гического  изучения  речных  террас.  —  «Изв.  ГГО»,  1938,  №  4—б.
г  Дементьев  В.  А.  Опыт  геоморфологического  районирования  Запад¬
но-Сибирской  низменности.  —  «Изв.  ВГО»,  т.  72,  вып.  3,  1940.
 Дербиков  И.  В.  и  др.  Элементы  тектоники  Западно-Сибирской  низ¬
менности  и  вопросы  методики  ее  исследования.  —  «Тр.  СНИИГГИМС’а»».
вып.  И,  1960.
 Д  и  бне  р  В.  Д.,  Загорская  Н.  Г.  Конусообразные  холмы  арктиче¬
ских  тундр.  —  «Природа»,  1958,  №  4.
 Д  ,р  а  н  и  ц  ы  н  Д.  А.  О  некоторых  зональных  формах  рельефа  Крайнего
Севера.  —  «Почвоведение»,  1914,  №  4.
 Драницын  Д.  А.  Материалы  то  почвоведению  и  геологии  западной
части  Надымского  края.  —  «Тр.  почв.-бот.  экспед.  по  исслед.  колонизац*.
р-нов  Азиатской'  России»,  ч.  1,  вып.  1,  1915.
 Дуни  н-Г  о  р  к  а  в  и  ч  А.  А.  Север  Тобольской  губернии.  —  Ежегодн.  То¬
больск.  музея,  выл.  8,  1897.
 Дуни  н-Г  оркавич  А.  А.  Географический  очерк  Тобольского  севе¬
ра.  —  «Изв.  ИРГО»,  т.  X,  вып.  1—2,  1904.
 Дьяконов  В.  П.,  Уточкина  Н.  П.  О  геотермических  условиях  и,
многолетнемерзлых  породах  Среднего  Приобья.  —  Гидрогеология  Енисей¬
ского  севера,  вып.  1,  1969.
 Дядченко  М.  Г.  О  результатах  изучения  минералогического  состава
четвертичных  отложений  Украинской  ССР  и  связанных  с  ними  полезных
ископаемых.—Материалы  Всесоюзн.  совещ.  по  изуч.  четвер.  периода,  т.  2,
1961.
 Ермилов  И.  Я.  О  влиянии  вечной  мерзлоты  на  рельеф.  —  «Изв.  ГГО»,.
т.  66,  вып.  3,  1934.
 Ермилов  И.  Я.  Геологические  исследования  на  Гыданском  п-ве  в.
1927  г.  —  «Тр.  Полярной  комиссии»,  вып.  20,  1935.
 Ершова  С.  Б.,  Коломенская  В.  Н.,  Петрова  Е.  А.  Новые  дан¬
ные  о  строении  водораздельных  равнин  Томской  области.  —  «Геология  и
разведка»,  1970,  №  6.
 Жежель  О.  Н.,  Каплянская  Ф.  А.,  Тарноградский  В  .Д.
Ледниковые  отложения  у  с.  Семейка  на  Нижнем  Иртыше.  —  В  кн.:  Пробле¬
мы  корреляции  новейших  отложений  севера  Евразии.  Л.,  1971.
 Жилинский  И.  И.  Очерк  гидротехнических  работ  в  районе  Сибир¬
ской  железной  дороги  в  1895—1904  гг.  СПб.,  1907.
 Житков  Б.  М.  Полуостров  Ямал.  —  Записки  ИРГО  по  общей  геогра¬
фии,  т.  49,  1913.
 Жуков  В.  Ф.  Разрушение  берега  Обской  губы.  —  «Природа»,  1961,
№  И.
 3  а  го  р  с  к  а  я  Н.  Г.,  Яшина  3.  И.,  С  л  о  б  од  и  н  В.  Я.,  Леви¬
 21  Заказ  2770
 321

н  а  Ф.  М.,  Белевич  А.  М.  Морские  неоген  (?)-четвертичные  отложения
нижнего  течения  реки  Енисея.  —  «Tip.  НИИГА»,  т.  144,  1965.
 Загорская  Н.  Г.,  Кулаков  Ю.  Н.,  Пуминов  Д.  И.,  Суздаль¬
ски  й  О.  В.  О  корреляции  стратиграфических  схем  позднего  кайнозоя  обла¬
сти  морских  трансгрессий  Западной  Сибири.  —  В  кн.:  Геология  позднего
-кайнозоя  Западной  Сибири  и  прилегающих  территорий.  Л.,  1067.
 Задачи  и  правила  изучения  и  описания  стратотипов  и  опорных  страти¬
графических  разрезов.  М.,  1963.
 Зайонц  И.  J1.  Строение  Ямальской  серии  в  бассейне  реки  Оби.—  Сб.
Материалы  к  пробл.  геол.  позднего  кайнозоя.  —  «Тр.  НИИГА»,  1969.
 Зайниц  И.  Л.,  Холодова  3.  И.  Новые  данные  о  распространении
новейших  морских  отложений  в  Западной  Сибири.  —В  сб.:  Кайнозойская
история  Полярного  бассейна.  Л.,  1068.
 3  а  н  и  н  Г.  В.  Природные  условия  мелиорации  и  хозяйственного  освое¬
ния  восточной  части  Васюганья.  —  В  кн.:  Природн.  уел.  и  особенности  хоз.
осв.  сев.  районов  Западной  Сибири,  1969.
 3  а  р  р  и  н  а  Е.  П.,  Каплянская  Ф.  А.,  Краснов  И.  И.  и  др.  Пери-
гляциальная  формация  Западно-Сибирской  низменности.—  Материалы  по
четв.  геологии  и  геом.  СССР,  вып.  4.  Л.,  196*1.
 Захаров  Ю.  Ф.  Четвертичные  отложения  Нижнего  и  Среднего  При-
*обья,  Северного  Зауралья  и  их  корреляция.  —  В  кн.:  Основные  проблемы
изучения  четв.  периода.  Изд-во  «Наука»,  1965.
 Захаров  Ю.  Ф.  О  возрасте  рельефа  Северного,  Приполярного  и  По¬
лярного  Урала.  —  «Геология  и  геофизика»,  1966,  №  М.
 Захаров  Ю.  Ф.  Условия  формирования  кайнозойских  отложений  и
рельефа  Северного  Зауралья.  —  Автореферат  канд.  дисс.,  1967.
 Захаров  Ю.  Ф.  Экзотектонические  дислокации  в  осадочном  чехле
Западной  Сибири.  —  «Геология  и  геофизика»,  1968,  №  6.
 Захаров  Ю.  Ф.  О  проблеме  четвертичных  оледенений  Западной  Си¬
бири.—  В  сб.:  Четвертичная  геология  и  геоморфология  Сибири.  —  «Тр.
ИГГ  СО  АН  СССР»,  1969.
 Захаров  Ю.  Ф.  Еще  раз  о  возрасте  рельефа  Северного,  Приполярного
и  Полярного  Урала.  —  «Геология  и  геофизика»,  1970,  №  8.
 Земцов  А.  А.  Геоморфологические  наблюдения  в  бассейне  р.  Агана.  —
«Вопросы  географии  Сибири»,  1951,  №  2.
 Земцов  А.  А.  Материалы  к  геоморфологии  бассейна  р.  Парабели.  —
«Вопросы  географии  Сибири»,  1953,  №  3.
 Земцов  А.  А.  Геолого-геоморфологический  очерк  Вах-Тазовского  меж¬
дуречья.  —  «Тр.  Томск,  ун-та»,  т.  147,  1957  а.
 Земцов  А.  А.  Новые  данные  о  вечной  мерзлоте  в  Западной  Сибири.  —
«Тр.  Томск,  ун-та»,  т.  147,  1957  б.
 Земцов  А.  А.  О  границах  распространения  и  времени  образования
вечной  мерзлоты  в  Западной  Сибири.—  «Вестник  ЗСГУ  и  НТГУ»,  №  1,
 1958.
 Земцов  А.  А.  Некоторые  данные  о  минералогическом  составе  отложе¬
ний  мезозоя  и  кайнозоя  в  бассейнах  pp.  Таза  и  Турухана.  —  «Научн.  докл.
высш.  школы»,  1959  а,  №  1.
 Земцов  А.  А.  О  зандровой  равнине  в  центральной  части  Западно-Си¬
бирской  низменности.  —  В  кн.:  Ледниковый  период  на  терр.  евр.  части
СССР  и  Сибири.  М.,  Изд-во  МГУ,  1959  б.
 Земцов  А.  А.  Глубокозалегающие  многолетнемерзлые  породы  в  За¬
падной  Сибири.  —  «Изв.  АН  СССР».  Серия  географ.,  1960,  №  4.
 3  е  м  ц  о  в  А.  А.  Вечная  мерзлота.  Озера  и  болота.—  В  кн.:  Гидрография
Западной  Сибири.  Томск,  1961.
 Земцов  А.  А.  Перевевание  песков  на  севере  Западно-Сибирской  низ¬
менности.  «Вопросы  географии  Сибири»,  1962  a,  JSfe  4.
 Земцов  А.  А.  Многолетнемерзлые  породы  в  пойме  Енисея.  —  «Тр.
ин-та  мерзлотовед.»,  т.  19,  196<2  б.
 Земцов  А.  А.  Ледниковый  рельеф  области  зырянского  оледенения  на
северо-востоке  Западной  Сибири.  —  «Гляциология  Алтая»,  1964  а,  №  3.
 -322

Земцов  А.  А.  Стратиграфия  четвертичных  отложений  Вахского  При¬
обья.  —  «Уч.  записки  Томск,  ун-та»,  т.  49,  1964  б.
 Земцов  А.  А.  Стратиграфия  четвертичных  отложений  Среднего  При¬
обья.—  В  кн.:  Осн.  пробл.  четв.  периода.  Изд-во  «Наука»,  М.,  1965.
 Земцов  А.  А.  К  формированию  рельефа  центральной  части  Западно-
Сибирской  низменности.  —  «Вопр.  географии  Сибири»,  1966  а,  №  6.
 Земцов  А.  А.  Тектонический  фактор  в  развитии  рельефа  севера  За¬
падно-Сибирской  низменности.  —  «Вопросы  географии  Сибири»,  1966  б,
№  6.
 Земцов  А.  А.  Морские  и  ледниково^морские  отложения  Таз-Енисей-
ского  междуречья.  —  «Уч.  записки  Томск,  ун-та»,  1967  а,  №  63.
 Земцов  А.  А.  О  взаимодействии  эндогенных  и  экзогенных  рельефооб¬
разующих  факторов.  —  «Изв.  Алт.  отд.  ВГО  СССР»,  вып.  8,  Барнаул,  1967  6.
 Земцов  А.  А.  Проблемы  геоморфологии  и  четвертичной  геологии  За¬
падно-Сибирской  низменности.  —  В  кн.:  Итоги  исслед.  по  геол.  и  географии
за  50  лет.  Томск,  1968  а.
 Земцов  А.  А.  Рельеф  и  четвертичные  отложения  Александровского
района.—  В  кн.:  Природа  и  эконом.  Александр,  нефтегазоносного  района.
Томск,  1968  б.
 Земцов  А.  А.  Тектонические  структуры  и  их  связь  с  современным
рельефом  Васюганья.  —  В  кн.:  Структурно-геом.  исслед.  при  нефтепоисковых
работах.  Л.,  1969.
 Земцов  А.  А.  Об  эффективности  структурно-геоморфологических  ме¬
тодов  при  нефтегазопоисковых  работах  на  севере  Томской  области.  —  «Тр.
Зал.-Сиб.  НИГНИ»,  вып.  37,  1970  а.
 3  е  м  ц  о  в  А.  А.  Оползни  таежной  зоны  Западной  Сибири.  —  В  кн.:  Проб¬
лемы  геом.  и  неотект.  платформ,  областей  Сибири.  Новосибирск,  1970  б.
 Земцов  А.  А.  Рельеф  бассейна  ip.  Таз.—  Докл.  Томского  отдела  ВГО,
вып.  1.  Л.,  1970  в.
 Земцов  А.  А.  Многолетняя  мерзлота  и  ее  влияние  «а  рельеф  Запад¬
ной  Сибири.  —  Объясн.  записка  к  геом.  карте  Зап.-Сиб.  равнины.  Новоси¬
бирск,  1972.
 Земцов  А.  А.  Петрографический  состав  валунов  и  вопросы  палеогео¬
графии  севера  Западной  Сибири.  —  «Изв.  АН  СССР».  Серия  географ,
1973  а,  №  2.
 Земцов  А.  А.  Асимметрия  речных  долин  Западно-Сибирской  равни¬
ны.  —  «Изв.  ВГО»,  т.  105,  1973  б,  №  2.
 Земцов  А.  А.  Минералогический  состав  четвертичных  отложений  и
вопросы  палеогеографии  севера  Западной  Сибири.  —  «Изв.  высших  уч.  заве¬
дений».  Геология  и  (разведка,  1973  в,  ДГ®  6.
 Земцов  А.  А.  Проблемы  палеогеографии  севера  Западной  Сибири  и
многолетняя  мерзлота.  —  Материалы  научн.  конференции:  Проблемы  гля¬
циологии  Алтая.  Томск,  1973.
 Земцов  А.  А.,  Бураков  Д.  А.  О  деформациях  русел  Оби  и  ее  при¬
токов.  —  «Докл.  Ин-та  геогр.  Сибири  и  ДВ»,  1966,  №  13.
 Земцов  А.  А.,  Бураков  Д.  А.  Современные  геоморфологические
процессы  в  центральной  части  Западно-Сибирской  равнины.  —  В  кн.:  Проб¬
лемы  геом.  и  неотект.  платформ,  обл.  Сибири.  Изд-во  «Наука»,  1970.
 Земцов  А.  А.,  Б  у  р  а  к  о  в  Д.  А.  Боковая  эрозия  реки  Оби  и  возмож¬
ности  ее  прогноза.  «Геоморфология»,  1972,  №  4.
 Земцов  А.  А.,  Г  о  р  ю  х  и  н  Е.  Я.,  Карлсон  В.  J1.  .Многолетнемерз¬
лотные  породы  в  восточной  части  Западно-Сибирской  равнины.  —  «Изв.
ВГО»,  т.  103,  1971,  №  1.
 Земцов  А.  А.,  Мартынов  В.  А.,  Дубинкин  С.  Ф.  Геоморфоло-
тия.  —  В  кн.:  Геология  СССР,  т.  14.  Западная  Сибирь.  М..  Изд-во  «Недра»,
 1967.
 Земцов  А.  А.,  Тельцова  М.  М.  Минералогический  состав  четвер¬
тичных  отложений  северо-востока  Западной  Сибири.  —  «Вестник  ЗСГУ  и
НГУ»,  1958,  №  2.
 323

Земцов  А.  А.,  Фащевский  Б.  В.  Озера  Советские.  —  «Изв.  ВГО»,
т.  102,  вып.  3,  1970.
 Земцов  А.  А-,  Фащевский  Б.  В.  Озеро  Маковское  и  проблемы  па¬
леогеографии  Приенисейской  Сибири.  —  «Изв.  ВГО»,  т.  104,  вып.  2,  1972.
 3  е  м  ц  о  в  А.  А.,  Ш  а  ц  к  и  й  С.  Б.  К  вопросу  о  геоморфологическом  райо¬
нировании  северо-востока  Западно-Сибирской  низменности.  —  В  кн.:  Ледни¬
ковый  период  на  терр.  евр.  части  СССР  и  Сибири.  Изд-во  МГУ,  1959.
 Земцов  А.  А.,  Ш  а  ц  к  и  й  С.  Б.  К  геологии  и  стратиграфии  четвертич¬
ных  отложений  северо-восточной  части  Западно-Сибирской  низменности.  —
«Тр.  Всесоюзн.  совещ.  по  изуч.  четв.  периода»,  т.  III.  М.,  Изд-во  АН  СССР,
1961.
 Зенкевич  Л.  А.  Биология  морей  СССР.  М.,  1963.
 Зенкович  В.  П.  Основы  учения  о  развитии  морских  берегов.  М.,  Изд-
во  АН  СССР,  1962.
 Золотарев  А.  Г.  Опыт  применения  данных  минералогических  анали¬
зов  для  изучения  палеоклимэтических  условий  формирования  аллювиаль¬
ных  отложений  четвертичного  периода.  —  «Бюлл.  МОИП».  Отд.  геол.,  1963,
No  5.
 Золотарев  Г.  С.  Генетические  типы  оползней,  их  типы  и  изучение.—
Материалы  совещ.  по  вопр.  изуч.  оползней  и  меры  борьбы  с  ними.  Киев,
 1964.
 Зорин  Л.  В.  Отражение  роли  климата  и  возраста  в  минералогических
спектрах  аллювия.  —  «Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  1965,  №  30.
 Зубаков  В.  А.  К  вопросу  о  стратиграфии  и  характере  ледниковых
отложений  долины  среднего  течения  р.  Енисея.  —  «Тр.  ВСЕГЕИ»,  н.  с..  вып.
1,  1956.
 Зубаков  В.  А.  К  стратиграфии  четвертичных  отложений  долины  Ени¬
сея  на  участке  Осиново  —  Туруханск.  —  «Тр.  межвед.  совещ.  по  стратигра¬
фии  Сибири».  Л.,  Гостоптехиздат,  1967.
 Зубаков  В.  А.  Шельфово-ледниковая  формация  Западной  Сибири.—
«Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  1967,  №  34;  1968,  №  35.
 Зубаков  В.  А.  Геохронологическая  шкала  материкового  оледенения.
(По  радиоуглеродным  данным).  «Геохимия».  1967  б,  №  2.
 Зубаков  В.  А.  Новейшие  отложения  Западно-Сибирской  низменно¬
сти.—«Тр.  ВСЕГЕИ»,  н.  с.,  т.  184,  Л.,  Ю72  а.
 Зубаков  В.  А.  Палеогеография  Западно-Сибирской  низменности  в
плейстоцене  и  позднем  плиоцене.  Л.,  Изд-во  «Наука»,  1972  б.
 Зябловский  Е.  Ф.  Новейшее  землеописание  Российской  империи.
Ч.  1,  СПб.,  1807.
 Зятькова  Л.  К.  Геолого-геоморфологические  методы  выявления
локальных  структур.  —  «Тр.  ИГГ  СО  АН  СССР»,  вып.  14,  1961.
 Зятькова  Л.  К.,  Кузнецова  Г.  Ф.  Структурно-геоморфологиче¬
ские  исследования  в  различных  морфоструктурных  зонах  Западной  Сиби¬
ри.—  В  кн.:  Структурно-геом.  исследования  в  Сибири.  Изд-во  «Наука»,
Сиб.  отд.,  1970.
 И  в  а  н  о  в  К.  Е.  Гидрология  болот.  Л.,  1953.
 Иванов  К.  Е.  Эрозионные  явления  на  болотах  и  их  роль  в  формиро¬
вании  озерно-болотных  ландшафтов  Западной  Сибири.  —  «Тр  ГГИ»  вып
157,  1969.
 Ивановский  Л.  Н.  Геоморфологические  наблюдения  в  долинах  рек
Казыма  и  Надыма.  —  «Тр.  Томск,  ун-та»,  т.  95,  1939.
 И  л  ь  и  н  Р.  С.  Природа  Нарымского  края.  Томск,  1930.
 Ильин  Р.  С.  Границы  оледенения  в  области  среднего  течения  р.  Оби.—
Материалы  по  геол.  Зап.  Сибири,  вып.  14,  1934.
 Ильин  Р.  С.  Геология  низовий  Иртыша  ниже  Горной  Субботы  и  Оби
до  Б.  Атлыма.  —Материалы  по  геол.  Зап.  Сибири,  вып.  36,  1936.
 Исаева  Л.  И.  Следы  четвертичного  оледенения  в  северо-западной
части  Средне-Сибирского  плоскогорья.  —  «Изв.  АН  СССР».  Геология,  1963,
No  12.
 История  развития  растительности  внеледниковой  зоны  Западно-Сибир¬
 324

ской  низменности  в  позднеплиоценовое  и  четвертичное  время.  —  «Тр.  ИГГ
СО  АН  СССР»,  вып.  92,  1970.
 КадкинаЭ.  JL,  ПирумоваЛ.  Г.  Отложения  и  некоторые  палеогео¬
графические  особенности  тобольского  межледниковья.  —  «Вестник  МГУ».
Серия  геология..,  1970,  №  1.
 Казанский  Ю.  П.  Новые  данные  по  стратиграфии  четвертичных  от¬
ложений  бассейнов  рек  Б.  Дубчеса,  Сыма  и  Б.  Каса.  —  «Тр.  Томск,  ун-та».
Серия  геол.,  т.  136,  1956.
 Казаринов  В.  П.  Строение  поверхности  доюрского  фундамента.  —
«Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  114,  1958.
 Кайялайнен  В.  И.  О  терригенно-минералогических  провинциях  в
средне-  и  верхнечетвертичных  отложениях  Яно-Индигирской  (Приморской)
низменности.  —  В  кн.:  Проблемы  изуч.  четв.  периода  (тезисы).  Хабаровск,
 1968.
 Кальянов  В.  П.  Геоморфологические  и  гидрологические  наблюдения
на  экспедиционном  судне  «Альбатрос»  летом  1932  г.  в  Обь-Енисейской  губе
и  прилегающей  части  Карского  моря.  —  Землеведение,  т.  36,  кн.  3,  1934.
 К  а  п  л  и  н  а  Т.  Н.  Криогенные  склоновые  процессы.  Изд-во  «Наука»,
 1965.
 |/  Каплянская  Ф.  А.  Стратиграфическое  положение  следов  многолет¬
ней  мерзлоты  в  четвертичных  отложениях  внеледниковой  области  Западно-
Сибирской  низменности.  —  В  сб.:  Четвертичный  период  Сибири.  Изд-во
«Наука»,  1966.
 Каплянская  Ф.  А.  Мерзлотные  явления  в  плейстоцене  Тобольского
Ррииртышья  и  их  стратиграфическое  и  палеогеографическое  значение.  —
Автореферат  канд.  диссертации.  Л.,  1970.
 Каплянская  Ф.  А.,  Тар  но  градский  В.  Д.  К  стратиграфии
плейстоцена  низовий  Иртыша.  —  В  кн.:  Решения  и  труды  Межвед.  совещ.
по  доработке  и  уточнению  унифицир.  и  корреляцион.  стратиграфических
схем  Западно-Сибирской  низменности.  Гостоптехиздат,  1961.
 Каплянская  Ф.  А.,  Тарноградский  В.  Д.  Стратиграфическая
схема  плейстоцена  низовий  рек  Иртыша  и  Тобола.  —В  кн.:  Четвертичный
период  Сибири.  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Каплянская  Ф.  А.,  Тарноградский  В.  Д.  Следы  раннеплейсто¬
ценового  похолодания  на  Нижнем  Иртыше.  —  В  кн.:  Проблемы  корреляции
новейших  отложений  севера  Евразии.  Л.,  1971.
 Карагодина  Е.  М.  О  кратковременных  ледяных  образованиях  на  по¬
верхности  почвы  в  Болыиеземельской  тундре.  —  В  сб.:  Вопросы  физической
географии  полярных  стран,  выл.  2,  1959.
 Караваева  Н.  А.  О  процессе  прогрессивного  заболачивания  в  поч¬
венном  покрове  тайги  Западной  Сибири.  —В  кн.:  Природные  условия  и  осо¬
бенности  хозяйственного  освоения  северных  районов  Западной  Сибири.  М.,
Изд-во  «Наука»,  1969.
 Касимов  Н.  С.  Реликты  вечной  мерзлоты  в  Северном  Казахстане.  —
«Вестник  МГУ».  География,  1971,  №  5.
 Кац  Н.  Я-  О  динамике  вечной  мерзлоты  в  низовьях  Оби  в  послеледни¬
ковое  время.  —  БМОИП.  Отд.  биол.,  т.  18  (2—3),  1939.
 Кац  Н.  Я-  Типы  болот  СССР  и  Западной  Европы  и  их  географическое
распространение.  М.,  1948.
 К  а  ц  Н.  Я.,  К  а  ц  С.  В.  История  развития  растительности  болот  севера
Сибири  как  показатель  изменений  послеледникового  ландшафта.  —  «Тр.
Ин-та  географии»,  вып.  37,  1946.
 Кац  Н.  Я.,  Покрасс  Е.  П.  Связь  болотообразования  с  условиями
развития  рельефа  и  неотектоникой  Барабы.—ДАН  СССР,  т.  87,  1952,  №  2.
 Качугин  Е.  Г.  Еще  раз  об  одной  причине  асимметрии  речных  долин.—
В  сб.:  Вопросы  географии,  1951,  №  7.
 .  КачуринС.  П.  Отступание  вечной  мерзлоты.  —ДАН  СССР,  т.  19,  1938,
№  6.
 КачуринС.  П.  Абразия  и  вечная  мерзлота  на  Анадыре.  —  «Изв.  ГГО»,
т.  71,  вып.  7,  1939.
 325

Качурин  С.  П.  Реликты  вечной  мерзлоты  на  юге  Западно-Сибирской
низменности.  —  Мерзлотоведение,  т.  2,  вып.  1,  1947.
 КачуринС.  П.  Вечная  мерзлота  на  крайнем  Севере-Востоке  СССР.—
«  Гр.  Ин-та  мерзлотоведения  АН  СССР»,  т.  7,  1960.
 КачуринС.  П.  Термокарст  на  территории  СССР.  М.,  1961.
 Келлер  Б.  М.  Маршрутное  геологическое  исследование  р.  Сым.—
«Изв.  ГГО»,  т.  65,  вып.  5,  1936.
 Кесь  А.  С.  О  генезисе  котловин  Западно-Сибирской  равнины.  —  «Тр.
Ин-та  физической  географии»,  вып.  16,  1935.
 Кинд  Н.  В.  Абсолютная  хронология  основных  этапов  истории  послед¬
него  оледенения  и  позднеледниковья  Сибири  (по  данным  радиоуглеродного
метода).  —  В  кн.:  Четвертичный  период  и  его  история.  М.,  1966.
 Кирюшкин  В.  Н.,  Стариченков  И.  П.,  Тихомиров  Л.  И.
Влияние  геолого-геоморфологических  условий  местности  на  формирование
болот.  —  В  кн.:  Природа  болот  и  методы  их  исследований.  Л.,  1967.
 К  о  ж  о  в  М.  М.,  Томилов  А.  А.  О  (находках  байкальской  фауны  вне
Байкала.—  «Тр.  Всесоюзн.  гидробиол.  общ.»,  т.  1,  1949.
 »  Комлев  А.  М.,  Блукке  П.  П.  —  В  сб.:  Вопросы  гидрометеорологии
Сибири.  Новосибирск,  1965.
 Кондратьев  Н.  Е.  Гидроморфологические  основы  расчетов  свобод¬
ного  меандрирования.  —  «Тр.  ГГИ»,  вып.  155,  1968.
 Коптев  А.  И.  Некоторые  закономерности  в  распределении  минерало¬
гического  состава  антропогенных  отложений  области  древнего  оледенения
Европы.  —В  кн.:  Материалы  по  генезису  и  лит.  четв.  отл.,  1961.
 КоржуевС.  С.  О  естественной  эрозии  в  зоне  многолетней  мерзлоты  —
«Изв.  АН  СССР».  Серия  географ.,  1964,  №  3.
 Коровин  М.  К.  Геология  Западной  Сибири  по  новейшим  данным.—
Сб.  по  геологии  Сибири.  Томск,  1932.
 Корце  н  штейн  В.  Н.  О  влиянии  периодических  оледенений  на  фор¬
мирование  уникальных  газовых  месторождений  севера  Тюменской  обла¬
сти.  —  ДАН  СССР,  191,  1970,  №  6.
 Костицина  Р.  П.,  Полещук  В.  П.,  Стрижова  А.  И.,  Юди¬
на  Е.  В.  Спорово-пыльцевая  характеристика  и  вопросы  стратиграфического
расчленения  четвертичных  отложений  центральных  районов  Западной  Си¬
бири.—  В  сб.:  Четв.  период  Сибири.  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Костров  Н.  А.  Очерки  Туруханского  края.  —  Записки  Сибирского  от¬
дела  ИРГО,  кн.  3  и  4,  1857.
 Костяев  А.  Г.  О  происхождении  клиновидных  и  складчатых  дефор¬
маций  слоев  в  четвертичных  отложениях.—В  кн.:  Проблемы  палеогеогра¬
фии  и  морфогенеза  в  полярных  странах  и  высокогорье.  Изд-во  МГУ,  1964.
 Костяев  А.  Г.  О  южной  границе  подземного  оледенения  и  перигля-
циальной  зоне  в  четвертичный  период.  —  Подземный  лед,  вып.  2.  Изд-во
МГУ,  1965.
 К  отт  а  Б.  Степи  Западной  Сибири.  —  Горный  журнал,  кн.  4,  1869,  №  И.
 Крапивнер  Р.  Б.  Новые  данные  о  геологическом  строении  района
Самаровского  останца.  —  В  сб.:  Материалы  к  пробл.  геол.  позднего  кайно¬
зоя.—«Тр.  НИИГА».  Л.,  1969  а.
 Крапивнер  Р.  Б.  Геологическое  строение  Тобольского  материка  меж¬
ду  г.  Тобольском  и  Ханты-Мансийском.  —  В  сб.:  Материалы  к  пробл.  геол.
позднего  кайнозоя.  —  «Тр.  НИИГА».  J1.,  1969  б.
 Краснов  И.  И.  О  болотной  солюфлюкции  и  трансгрессии  болот  на
Среднем  и  Северном  Урале  и  прилегающих  равнинах.  —  «Изв.  ВГО»,  1943,
№  1.
 КривошапкинМ.  Ф.  Енисейский  округ  и  его  жизнь.  —  «Изв.  ИРГО»,
т.  1,  2,  СПб.,  1865.
 Крюков  В.  Д.,  Рогожин  В.  В.  О  границах  распространения  поздне¬
кайнозойских  трансгрессий  Арктического  бассейна  на  северо-западе  Средне-
Сибирского  плоскогорья.  —  В  кн.:  Сев.  Лед.  океан  и  его  побережье  в  кайно¬
зое.  Л.,  1970.
 Крыговский  Б.  Некоторые  седиментологические  параметры  и  свой-
 326

ства  моренных  суглинков  Западной  Польши.  —  В  кн.:  Современный  и  четв.
континет.  литогенез.  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Кудрявцев  В.  А.  О  минимальном  криогенном  возрасте  многолетне¬
мерзлых  толщ  в  различных  мерзлотно-температурных  зонах  СССР.  —  «Вест¬
ник  МГУ».  Геология,  1970,  №  2.
 Кудряшов  В.  В.  Торфяник  как  растущее  тело.  М.,  1929.
 Кузин  И.  Л.  Новейшая  тектоника  и  ее  проявление  на  северо-западе
Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  158,  1960.
 Кузин  И.  Л.  О  роли  движений  земной  коры  и  колебаний  уровня  океа¬
на  в  формировании  рельефа  севера  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.
ВНИГРИ»,  вып.  186,  1961.
 Кузин  И.  Л.  Геоморфологические  уровни  севера  Западной  Сибири.—
«Тр.  ВНИГРИ»,  вьш.  225,  1963.
 Кузин  И.  Л.  Являлся  ли  Урал  центром  материковых  оледенений.—
В  кн.:  Четв.  период  в  Сибири.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1966.
 К  у  з  и  н  И.  Л.,  Р  е  й  н  и  н  И.  В.,  Чочиа  Н.  Г.  Основные  черты  палеогео¬
графии  четвертичного  периода  на  территории  Западно-Сибирской  низмен¬
ности  в  связи  с  вопросом  об  ее  оледенении.  —  «Тр.  ВСЕГЕИ»,  н.  с.,  т.  64*
1961.
 Кузин  И.  Л.,  Чочиа  Н.  Г.  Проблема  оледенений  Западно-Сибирской
низменности.  —  В  кн.:  Осн.  пробл.  изуч.  четв.  периода.  М.,  1965.
 Кузин  И.  Л.,  Чочиа  Н.  Г.  Самаровский  и  юганский  «ледниковые
отторженцы»  Западной  Сибири.—  В  кн.:  Четвертичный  период  Сибири.  М.,
Изд-во  «Наука»,  1966.
 Кузнецов  Н.  И.  О  болотах  На]рымского  края  Томской  губернии.—
Болотоведение,  1,  1915.
 Кулаков  Ю.  Н.  Основные  черты  геоморфологии  северной  части  За¬
падно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  НИИГА»,  т.  107,  вып.  12,  1959.
 Кулик  Н.  А.  О  северном  постплиоцене.  —  Геологич.  вестник,  т.  5,  1926,.
№  1—3.
 Куликов  Ю.  С.  Новые  данные  о  рельефе  и  стратиграфии  четвертич¬
ных  отложений  гор  Хараелах  и  Мелко-Ламской  депрессии.  —  В  сб.:  Геоло¬
гия  северо-запада  Сибирской  платформы.  —  «Тр.  НИИГА»,  т.  133,  вып.  1.
М.,  1963.
 Куликов  Ю.  С.  Геоморфология  северо-запада  Средне-Сибирского
плоскогорья  и  прилегающих  частей  Северо-Сибирской  (Таймырской)  и  За¬
падно-Сибирской  низменностей.  —  Автореферат  канд.  диссертации.  Л.,  1971.
 Куликов  Ю.  С.,  Летов  Б.  И.  Новые  данные  о  верхнепротерозойских
образованиях  Игарского  района.  —  «Тр.  НИИГА»,  т.  162,  вып.  2,  Л.,  1970.
 Кулиш  В.  П.,  Сараев  П.  И.  Эрозионные  .процессы  в  нижнем  течении
Чулыма  (размыв  берегов).  —  В  кн.:  Вопросы  гидроклиматологии.  Новоси¬
бирск.  1967.
 Куницын  Л.  Ф.  Многолетняя  мерзлота  и  связанные  с  ней  формы
рельефа  на  северо-западе  Западно-Сибирской  низменности.  —  В  кн.:  Вопро¬
сы  физической  географии.  М.,  1958.
 КуторгаС.  С.  Естественная  история  земной  коры.  СПб.,  1858.
 Кучин  М.  И.  Состояние  вопроса  по  исследованию  подземных  вод  Ба-
рабинской  и  Кулундинской  степей  Западно-Сибирского  края.  —  Вестник
ЗСГРТ,  вып.  1,  1932.
 Кучин  М.  И.  Подземные  воды  Обь-Иртышского  бассейна.  —  Гидрогео¬
логия  СССР,  вып.  16,  1940.
 /  К  у  ш  е  л  е  в  с  к  и  й  Ю.  И.  Северный  полюс  и  земля  Ямал.  СПб.,  1868.
 Лаврушин  Ю.  А.  Новые  геологические  данные  о  возрасте  вечной
мерзлоты  в  приенисейском  районе  Западной  Сибири.—  «Бюлл.  ком.  по  изуч.
четв.  периода»,  1960,  №  25.
 Лаврушин  Ю.  А.  Четвертичные  отложения  Шпицбергена.  М.,  Изд-во
«Наука»,  1969.
 Лазуков  Г.  И.  О  размерах  и  характере  зырянского  оледенения  на
северо-западе  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Вестник  МГУ»,  1959,
№  4.
 32?

Лазуков  Г.  И.  Древние  погребенные  долины  на  севере  Западной  Си-
•бири.  —  «Вестник  МГУ».  Геогр.,  1962,  №  5.
 Лазуков  Г.  И.  Антропоген  северной  половины  Западной  Сибири
Изд-во  МГУ,  1970.
 Лазуков  Г.  И.  О  генетической  и  возрастной  трактовке  отложений  са-
маровского  оледенения  Западной  Сибири.  —  «Вестник  МГУ».  Геогр.,  1971
■  №  5.
 Лазуков  Г.  И.  Антропоген  северной  половины  Западной  Сибири
{палеогеография).  Изд-во  МГУ,  1972.
 Л  а  к  ш  а  Б.  Г.,  Худяков  Г.  И.  О  причинах  асимметрии  речных  стоков
(на  примере  Обь-Иртышского  междуречья).  —  «Изв.  АН  СССР».  Серия  гео¬
граф.,  1968,  №  3.
 Ламакин  В.  В.  Об  отклонении  течения  рек  их  притоками.  —  «Приро¬
да»,  1951,  №  6.
 Лапина  Н.  Н.  Минералогические  провинции  в  современных  донных
осадках  Северного  Ледовитого  океана.  —  «Тр.  НИИГА»,  т.  107.  Л.,  1959.
 Лаптев  И.  П.  Озера  водораздела  рек  Казыма  «  Надыма.  —  «Уч.  за-
«писки  Томск,  ун-та»,  10,  1948.
 Ласточкин  А.  Н.  Роль  неотектоники  в  распределении  и  морфологии
озер  севера  Западно-Сибирской  равнины.—«Изв.  АН  СССР».  Серия  гео¬
граф.,  1969,  №  5.
 Ласточкин  А.  Н.  Рельефообразующая  роль  тектонических  движений
разного  типа  на  севере  Западно-Сибирской  равнины.  —  В  кн.:  Структ.-геом.
исслед.  в  Сибири.  Тюмень,  1970.
 Ласточкин  А.  Н.  О  формах  проявления  разрывных  нарушений  в
рельефе  Западно-Сибирской  равнины  и  структурно-геоморфологическом  ме¬
тоде  их  обнаружения.  —  «Изв.  ВГО»,  т.  3,  вып.  1,  1971.
 Л  а  т  к  и  н  Н.  В.  Енисейская  губерния  и  ее  прошлое  и  настоящее.  СПб.,
.1892.
 Лебедев  В.  Г.  Связь  современного  рельефа  Западно-Сибирской  низ¬
менности  с  мезокайнозойской  тектоникой.  —  «Изв.  АН  СССР».  Серия  геогр.,
 1959, 	N9  2.
 Леваковский  И.  Ф.  О  причинах  различия  в  формах  склонов  речных
долин.  Харьков,  1870.
 Левковская  Г.  М.  Особенности  интерпретации  палинологического
-анализа  четвертичных  отложений  севера  Западной  Сибири.—  В  кн.:  Четв.
период  Сибири..  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Левковская  Г.  М.,  Кинд  Н.  В.,  За  вельский  Ф.  С.,  Фроло¬
ва  В.  С.  Абсолютный  возраст  торфяников  района  г.  Игарки  и  расчленение
голоцена  Западной  Сибири.  —  «Бюлл.  комиссии  по  изуч.  четв.  периода»,
 1970, 	№  37.
 ЛеонтьевО.  К.  Геоморфология  морских  берегов  и  дна.  Изд-во  МГУ,
 1955.
 Леонтьев  О.  К.  Об  изменениях  уровня  Мирового  океана  в  мезозое-
кайнозое.  —  Океанология,  т.  10,  вып.  2,  1970.
 Лещ  и  некая  А.  С.  Зоопланктон  и  бентос  Обской  губы  как  кормовая
база  для  рыб.  —  «Тр.  Салехардского  стационара»,  вып.  2,  1962.
 Ли  П.  Ф.,  Равдоникас  О  В.,  Пятницкий  В.  К.  Геологическое
строение  и  перспективы  нефтегазоносности  Березовского  газоносного  района
Западно-Сибирской  низменности.  —  «Труды  ВСЕГЕИ»,  н.  с.,  т.  36,  1960.
 Лидер  В.  А.  Геология  Северо-Сосьвинского  буроугольного  бассейна.—
В  сб.:  Материалы  по  геол.  и  полезн.  ископаем.  Урала.  Изд-во  «Недра»,  1964.
 Лидер  В.  А.  Основные  закономерности  строения  четвертичного  покро¬
ва  Урала  и  прилегающих  к  нему  равнин.  —  В  сб.:  Осн.  пробл.  изуч.  четв.
периода.  Изд-во  «Наука»,  1965.
 Л  и  д  е  р  В.  А.  Четвертичная  система.  —  Геология  СССР,  т.  12,  ч.  1,  кн.  1,
Изд-во  «Недра»,  1969.
 Линдберг  Г.  У.  Четвертичный  период  в  свете  биогеографических  дан¬
ных.  Изд-во  АН  СССР,  1955.
 Липагина  В.  Я.,  Казьмина  Т.  А.  Остракоды  четвертичных  отло¬
 328

жений  Среднего  Приобья.—  В  кн.:  Четвертичная  геология  и  геоморфология
Сибири,  ч.  1.  Новосибирск,  1969.
 Лисицын  А.  П.  Закономерности  ледового  разноса  грубообломочного
материала.  —  В  кн.:  Современные  осадки  морей  и  океанов.  М.,  Изд-во  АН
СССР,  1961.
 Логашов  М.  В.  Озеро  Мелкое  и  его  рыбохозяйственное  использова¬
ние.—  «Тр.  ин-та  полярного  земледелия»,  вып.  11,  1940.
 Логвиненко  Н.  В.  К  вопросу  об  осадочной  дифференциации  веще¬
ства.  —  В  кн.:  К  вопросу  о  состоянии  науки  об  осадочных  породах.  М.,  Изд-
во  АН  СССР,  1951.
 Лопатин  И.  А.  Об  изборожденных  и  шлифованных  льдом  валунах  и
утесах  по  берегам  Енисея  к  северу  от  60°  с.  ш.  —«Зап.  ИРГО  по  общ.
геогр.»,  т.  4,  1871.
 Лопатин  И.  А.  Некоторые  сведения  о  ледяных  слоях  в  Восточной  Си¬
бири.—  «Зап.  Росс.  Академии  наук»,  т.  29.  Приложение  1.  СПб.,  1876.
 Лопатин  И.  А.  Дневник  Туруханской  экспедиции  1866  г.  —  Зап.  ИРГО
по  общей  геогр.,  т.  38,  1897.
 Лукашев  К.  И.  Вечная  мерзлота  как  особая  физико-географическая  в
строительная  область.  Л.,  1938.
 Лукашев  К.  И.,  Астапова  С.  Д.  Изменение  литолого-минералогиче-
ского  состава  морен  в  процессе  почвообразования.  «Почвоведение»,  1970,
№  7.
 Лунгерсгаузен  Г.  Ф.  Некоторые  итоги  аэрогеологических  исследо¬
ваний  в  Зап.  Сибири.  —  Сов.  геология,  т.  45,  1955.
 Лурье  И.  С.,  Поляков  С.  С.,  Сергеев  Е.  М.  Южная  граница
распространения  многолетнемерзлых  пород  и  формы  их  залегания  на  тер¬
ритории  Ханты-Мансийского  нац.  округа.  —  «Вестник  МГУ».  Геол.,  1966,
№  5.
 * 	Лысенко  В.  В.  Русловые  деформации  р.  Оби  в  зоне  выклинивания
подпора  Новосибирского  водохранилища  в  естественных  условиях.  —Матер,
совещ.  по  изуч.  берегов  водохранилищ  и  вопросам  дренажа  в  условиях  Си¬
бири.  Новосибирск,  1968.
 Л  ь  в  о  в  ч  ч  М  И.  Рекм  СССР.  М.,  Изд-во  «Мысль»,  1971.
 Макеров  Я.  А.  О  ледниковых  отложениях  по  правому  берегу  Ирты¬
ша.—  «Тр.  Санкт-Петербургского  об-ва  естествоиспыт.»,  21,  вып.  1,  1891.
 Маккавеев  Н.  И.  Русло  реки  и  эрозия  в  ее  бассейне.  М.,  Изд.  АН
СССР,  1955.
 Маккавеев  Н.  И.  (ред.).  Экспериментальная  геоморфология.  Вып.  2.
Изд-во  МГУ.  1969.
 Максимов  Ал.  Древние  материковые  дюны  в  Западной  Сибири.  —
«Природа»,  1930,  №  7—8.
 М  а  л  и  к  Л.  К.  Происхождение  волн  половодья  на  главных  реках  и  на
притоках  в  центральных  районах  Западно-Сибирской  равнины.  —  В  кн:
Природные  условия  и  особенности  освоения  сев.  районов  Зап.  Сибири.  М.,
Изд-во  «Наука»,  1969.
 Малиновский  В.  Ю.  К  вопросу  о  морене  тазовского  оледенения  в
нижнем  течении  р.  Оби.—  «Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  1960,  №  25.
 Малиновский  В.  Ю.  Вечная  мерзлота  в  центральном  Казахстане.  —
«Природа»,  1961,  №  8.
 Маркграф  О.  В.  Великая  Сибирская  низменность,  ее  географические
особенности  и  значение  для  хозяйства  и  заселения  страны.  —  Землеведение.
Кн.  2—3,  1895.
 Маркевич  В.  П.  История  геологического  развития  и  нефтегазоность
Западно-Сибирской  низменности.  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Марков  К.  К.  Древние  материковые  дюны  Евразии.  —  «Природа»,
1928,  №  6—9.
 Марков  К.  К.  О  сходстве  холмисто-моренного  и  камового  ландшаф¬
та.—  Проблемы  физ.  географии,  10,  1941.
 Марков  К.  К.  Основные  проблемы  геоморфологии.  М.,  Географгиз,
1948.
 329

Марков  К.  К.  Пр<эблемы  палеогеографии  антропогена  Марокко.—
«Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  1961,  JSfe  26.
 Марков  К.  К.  О  географическом  соотношении  наземного  и  подземного
оледенений  (в  связи  со  статьей  Б.  П.  Любимова).  —  Проблемы  криолитоло¬
гии.  Вып.  1,  1969.
 Марков  К.  К.,  Лазуков  Г.  И.,  Николаев  В.  А.  Четвертичный  пе¬
риод.  Т.  1.  Изд-во  МГУ,  1965.
 Матвеев  А.  В.  Ледниковые  отложения  Белоруссии.  Минск,  1971.
 Матвеева  Т.  А.,  Перугин  Н.  Н.  Некоторые  особенности  стратигра¬
фии  неогеновых  (миоцен-антропогеновых)  отложений  севера  Западной  Си¬
бири.  —  «Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  293.  Л.,  1971.
 Мезенцев  В.  С.,  Карнацевич  И.  В.  Увлажненность  Западно-Си¬
бирской  равнины.  Л.,  Глдрометеоиздат,  1969.
 Мещеряков  Ю.  А.  К  методике  изучения  морфоструктуры  Западно-
Сибирской  равнины.—  «Тр.  СНИИГГИМС’а».  Серия  нефт.  геолог.,  вып.  9,
 1960.
 Мещеряков  Ю.  А.  Морфоструктура  Западно-Сибирской  равнины  —
«Изв.  АН  СССР».  Серия  географ.,  1962,  №  3.
 Мещеряков  Ю.  А.  Структурная  геоморфология  равнинных  стран.  М.,
Изд-во  «Наука»,  1965.
 Мещеряков  Ю.  А.  Морфоструктура  суши.  —  В  кн.:  Рельеф  земли.
Изд-во  «Наука»,  1967.
 Миддендорф  А.  Ф.  Путешествие  на  север  и  восток  Сибири.  Ч.  1,
отд.  1.  СПб.,  1860.
 Миддендорф  А.  Ф.  Путешествие  на  север  и  восток  Сибири.  СПб.,
1861.
 Мизеров  Б.  В.  Стратиграфия  четвертичных  отложений  восточной  час¬
ти  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  Межвед.  совещ.  по  разраб.  уни-
фицир.  схем  Сибири».  Л.,  1957.
 Мизеров  Б.  В.  К  материалам  по  сопоставлению  четвертичных  отло¬
жений  ледниковой  и  внеледниковой  зон  восточной  части  Западно-Сибир¬
ской  низменности.  —  В  кн.:  Решения  и  труды  Межвед.  совещ.  по  доработке
и  уточнению  стратигр.  схем  Зап.-Сиб.  низменности.  Л.,  Гостоптехяздат,  1961.
 Мизеров  Б.  В.,  Стрижова  А.  И.  Основные  черты  палеогеографии
Кеть-Тымского  Приобья  в  четвертичном  периоде.  —  «Тр.  Ин-та  геологии  и
геофизики»  СО  АН  СССР»,  вып.  44,  1964.
 Мизеров  Б.  В.,  Черноусое  С.  И.,  Абрамов  С.  П.,  Сухору¬
ко  в  а  С.  С.,  Вотах  М.  Р.  Аллювиальные  и  озерно-аллювиальные  кайно¬
зойские  отложения  Среднего  Приобья.  Новосибирск,  Изд-во  «Наука»,  1971.
 Миллер  Г.  Ф.  История  Сибири.  М.,  Изд-во  АН  СССР,  1937.
 Милюкова  Н.  Н.  Палеогеография  северного  Предуралья  и  Зауралья
в  четвертичное  время.—  «Изв.  АН  СССР».  Серия  географ.,  1968,  №  3.
 М  и  н  а  е  в  А.  Н.  Крупные  гидролакколиты  в  Западно-Сибирской  низмен¬
ности.—В  сб.:  Многолетнемерзл,  горн,  породы  различ.  районов  СССР.
Изд-во  «Наука»,  1963.
 Михайличенко  В.,  Иорданский  И.  В  вершине  Торм-Яуна.  Ом*
ская  область,  1937,  №  7.
 Миханков  Ю.  М.  О  происхождении  гривного  рельефа  в  южной  части
Западно-Сибирской  низменности.  —  Информ.  сб.  ВСЕГЕИ,  1960,  №  29.
 Молчанов  И.  А.  Следы  древнего  оледенения  в  Енисейском  кряже.  —
«Изв.  Сиб.  отд.  Геолкома»,  т.  5,  вып.  5,  1926.
 МордвиновА.  И.  К  вопросу  об  изменении  климата  в  низовьях  р.  Ени¬
сея  в  послеледниковое  время.  —«Изв.  АН  СССР».  Серия  географ,  и  геофиз.,
 1939, 	№  2.
 Морозов  П.  А.,  Алексеев  Е.  Я.,  Каменских  А.  П.  Некоторые
геологические  закономерности  размещения  месторождений  строительных
материалов.  —  «Тр.  Зап.-Сиб.  НИГНИ».  вып.  23,  1969.
 Москвитин  А.  И.  «Ледяные»  клинья  —  клиновидные  трещины  и  их
стратиграфическое  значение.—  «Бюлл.  МОИП».  Отд.  геол.,  т.  18,  вып.  2,
 1940.
 330

Москвитин  А.  И.  Об  ископаемых  следах  вечной  мерзлоты.—  «Бюлл.
ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  1946,  №  12.
 Москвитин  А.  И.  Происхождение  рельефа  Степного  Приобья.  —
«Изв.  АН  СССР».  Серия  геол.,  1962,  №  7.
 Мудров  Ю.  В.  К  вопросу  о  формировании  тундровых  пятен-медальо¬
нов.  —  В  кн.:  Вопр.  геогр.  полярн.  стран,  вып.  1,  1956.
 Нагинский  Н.  А.  К  истории  нижнечетвертичных  оледенений  Запад¬
но-Сибирской  низменности.  —  «Уч.  зап.  Томск,  ун-та»,  1946,  №  1.
 Нагинский  Н.  А.  О  складчатом  строении  выхода  юрских  пород  в
центральной  части  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Уч.  зап.  Томск,  ун¬
та»,  1946  а,  N2  5.
 Нагинский  Н.  А.  Напорные  образования  и  фазы  развития  Уральско¬
го  ледникового  покрова  Западно-Сибирской  низменности.—  «Природа»^
1948  б,  №  1<2.
 Нагинский  Н.  А.  Из  истории  формирования  рельефа  бассейна
р.  Б.  Югана.  —  «Вопр.  геогр.  Сибири».  Томск,  1949,  №  1.
 Нагинский  Н.  А.  Оледенение  Западно-Сибирской  низменности.  —
«Природа»,  1950,  №  1(2.
 Нагинский  Н.  А.  Области  развевания  четвертичных  ледниковых  по¬
кровов  Западно-Сибирской  низменности.  —  ДАН  СССР,  т.  91,  1953  а,  №  2^
 Нагинский  Н.  А.  Приледниковая  зона  Васюганья.—  «Вопр.  геогр.
Сибири»,  1953  б,  №  3.
 Нагинский  Н.  А.  Основы  общей  динамики  четвертичных  ледниковых
покровов.  —  «Тр.  Туркм.  ун-та»,  вып.  11,  1957.
 Нагинский  Н.  А.  Вещественный  состав  ледниковых  и  при  ледниковых,
отложений  Западно-Сибирской  области  четвертичного  материкового  оледе¬
нения.  —  «Тр.  Туркм.  ун-та»,  вып.  15,  1959.
 На  горский  М.  П.  К  вопросу  о  геологическом  строении  Обь-Иртыш-
ского  междуречья.  —  «Вестник  ЗСГУ»,  1948,  N2  1.
 Нагорский  М.  П.  Материалы  «  стратиграфии  нижне-  и  среднечетвер¬
тичных  отложений  Томского  Приобья.  —  «Вестник  ЗСГУ  и  НТГУ»,  1962„
No.  2.
 Нагорский  М.  П.,  Нагорская  Е.  П.  К  литолого-минералогической
характеристике  сенонских  отложений  юго-востока  Западно-Сибирской  низ*
менности.  —  Сов.  геология»,  1969,  №11.
 Накоряков  В.  Д.  Основные  источники  формирования  мезозойских
отложений  восточной  части  Западно-Сибирской  низменности.  —«Геология
и  геофизика»,  1966,  №  2.
 Наливкин  В.  Д.  Новые  данные  по  геологии  и  газонефтеносности  се*
веро-зашада  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  106,
1958.
 Наливкин  В.  Д.  Типы  тектонических  структур  платформенного  чех¬
ла.  -  «Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  236,  1965.
 Наливкин  Д.  В.  Учение  о  фациях.  Т.  1.  Изд-во  АН  СССР,  1956.
 Нейштадт  М.  И.  Мировой  природный  феномен  —  заболоченность  За¬
падно-Сибирской  равнины.  —  «Изв.  АН  СССР».  Серия  географ.,  1971,  JSfe  L
 Нестеров  И.  И.  Методика  изучения  и  классификации  платформенных
локальных  структур  Западно-Сибирской  низменности.  Нефтегазовая  геоло¬
гия  и  геофизика.  1964,  №  10.
 Нестеров  И.  И.  Основные  проблемы  структурной  геоморфологии  в
Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  Зап.-Сиб.  НИГНИ»,  вып.  37,  1970.
 Никитин  В.  П.  Семенные  флоры  четвертичных  отложений  Западно-
Сибирской  низменности.—  В  сб.:  Осн.  пробл.  изуч.  четв.  периода.  М.,  Изд-во
«Наука»,  1965.
 Никитин  В.  П.  Четвертичные  флоры  Западной  Сибири  (семена  и  пло¬
ды).—В  кн.:  История  развития  растительности  внеледниковой  зоны  Зап.-
Сиб  низменности  в  позднеплиоценовое  и  четвертичное  время.  М.,  Изд-во
«Наука»,  1970.
 Никитин  П.  А.  Четвертичные  семенные  флоры  с  низовьев  р.  Ирты¬
ша.  —  «Тр.  биол.  НИИ  Томск,  ун-та»,  т.  5,  1936.
 331

Никитин  П.  А.  Четвертичные  семенные  флоры  берегов  р.  Оби.  —  Ма¬
териалы  по  геол.  Зап.  Сибири,  1940,  №  12  (54).
 — 	Никитин  С.  Н.  Пределы  .распространения  ледниковых  следов  в  цент¬
ральной  России  и  на  Урале.  —  «Изв.  Геолкома»,  т.  4,  СПб.,  1885,  №  4.
 Никитин  С.  Н.  Бассейн  Волги.  —  «Тр.  экспедиции  для  источников
главных  рек  Евр.  России».  СПб.,  1899.
 Николаев  В.  А.  Геология  и  геоморфология  Западно-Сибирской  низ¬
менности.—Автореферат  докт.  дисс.  Новосибирск,  1964.
 Николаев  В.  А.,  Проводников  JI.  Я.  Демьянский  свод.  —  «Гео¬
логия  и  геофизика»,  1960  а,  №  3.
 Николаев  В.  А.,  Проводников  JI.  Я.  Верхнетазовский  свод.—
,  «Геология  и  геофизика»,  1060  б,  №  1'2.
 Николаев  В.  А.,  Проводников  JI.  Я.  Новейшая  тектоника  За¬
падно-Сибирской  низменности.  —  В  сб.:  Неотектоника  СССР.  Рига,  1961  а.
 Николаев  В.  А.,  Проводников  JI.  Я.  Верхнеказымский  свод.—
«Геология  и  геофизика»,  1961  б,  №  5.
 Николаев  Н.  И.  Новейшая  тектоника  СССР.  Изд-во  АН  СССР,  1949.
 Никонов  М.  Н.  О  роли  торфонакопления  в  формировании  мезорелье¬
фа  суши.  —  Сб.  статей  по  изуч.  торф,  месторождений.  М.,  1956.
 Никольская  В.  В.  Морфоскульптура  бассейна  Амура.  М.,  Изд-во
«Наука»,  1972.
 Обедиентова  Г.  В.  Неотектоника  и  реки  разной  величины.  —  «При¬
рода»,  1957,  №  3.
 Обручев  В.  А.  Признаки  ледникового  периода  на  территории  северной
и  центральной  Азии.  —«Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  1931,  №  3.
 Обручев  В.  А.  История  геологического  исследования  Сибири.  Период
третий  (1889—1917).  Изд-во  АН  СССР,  1937.
 Обручев  В.  А.  Основные  черты  кинетики  и  пластики  неотектоники.—
«Изв.  АН  СССР».  Серия  геол.,  1948,  №  5.
 О  б  р  у  ч  е  в  В.  А.  Избранные  труды  по  географии  Азии.  Т.  3,  1951.
 Обручеве.  В.  Тунгусский  бассейн.  —  «Тр.  ВГРО».  Вып..  164,  1932.
 Одинец  Г.  Ф.  О  выходе  юры  в  долине  р.  Большого  Югана  и  перспек¬
тивах  нефтеносности  этого  района.  —  «Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,
 1966, 	№31.
 Орлов  В.  И.  Генезис  и  морфология  озерных  котловин  Западно-Сибир¬
ской  низменности.  —  «Изв.  ВГО»,  т.  92,  вьгп.  3.  1960.
 Орлов  В.  И.  Некоторые  закономерности  размещения  и  формирования
торфяников  и  болот  Западной  Сибири.—  «Уч.  зап.  Тартуского  ун-та»,  вып.
141,  1963.
 Орлов  В.  И.  Ход  развития  природы  лесоболотной  зоны  Западной  Си¬
бири.—«Тр.  Зап.-Сиб.  НИГНИ»,  вып.  10,  1968.
 Орлова  В.  В.  Западная  Сибирь.  —  Климат  СССР.  J1.,  Гидрометеоиз-
дат,  1962.
 Острый  Г.  Б.  Особенности  залегания  и  формирования  многолетнемерз¬
лых  пород  в  связи  e-геологическим  строением  территории  (на  примере  при¬
енисейской  части  Западно-Сибирской  равнины).  —  «Тр.  Ин-та  мерзлотовед.»,
т.  19,  1962.
 Острый  Г.  Б.  Геологические  условия  распространения  мощной  толщи
мерзлых  пород.  —  «Тр.  Гипротюменьнефтегаза».  вып.  6,  1968.
 Острый  Г.  Б.,  Сахибгареев  Р.  С.  Об  одной  возможной  причине
сохранения  мощных  толщ  мерзлых  пород  в  нефтегазоносных  районах  За¬
падной  Сибири.  —  «Геол.  и  геофиз.»,  1971,  №  3.
 Павлов  А.  П.  О  рельефе  равнин  и  его  изменениях  под  влиянием  рабо¬
ты  подземных  и  поверхностных  вод.  —  Землеведение,  кн.  3—4,  1898.
 Паллас  П.  С.  Путешествие  по  разным  местам  Российского  государст¬
ва.  Ч.  2,  кн.  2.  СПб.,  1786.
 Панов  Д.  Г.  Геоморфологический  очерк  берегов  полярных  морей
СССР.  —  «Уч.  зап.  МГУ».  География,  вып.  19,  1938.
 П  е  т  р  о  в  И.  Б.  Развитие  склонов  коренных  берегов  низовьев  Иртыша.  —
 332

В  кн.:  Топологические  особенности  тепла,  влаги,  вещества  в  геосистемах.
Иркутск,  1970.
 Пирожников  П.  Л.  К  географическому  познанию  области,  находя¬
щейся  между  pp.  Тазом  и  Енисеем.  —  Землеведение,  т.  33,  вып.  1—2,  1931.
 Пирожников  П.  Л.  Морские  и  байкальские  элементы  в  фауне  р.  Ени¬
сея.  —  «Бюлл.  МОИП».  Серия  биол.,  т.  16  (3),  1937  а.
 Пирожников  П.  Л.  К  вопросу  о  происхождении  северных  элементов
в  фауне  Каспия.—  ДАН  СССР,  т.  15,  1937  б,  №  8.
 Пирожников  П.  Л.,  Шульга  Е.  Л.  Основные  черты  зоопланктона
низовьев  р.  Лены.  —  «Тр.  Всесоюзн.  гидробил.  общ.»,  т.  8,  1957.
 Повх  И.  Л.  Вечная  мерзлота  в  Самарове  на  Оби.  —  «Тр.  ком.  по  веч¬
ной  мерзлоте»,  т.  9,  1940.
 Подлесный  А.  В.,  Лобовикова  А.  А.  Рыбы  Таймырского  озе¬
ра.  —  «Вопросы  географии  Сибири».  Томск,  1951,  №  2.
 Позер  Г.  Северная  граница  лёсса  и  позднеледниковый  климат.  —  В
кн.:  Вопросы  геол.  четв.  периода.  М.,  1955.
 Пок^расс  Е.  П.  О  новейших  геоструктурах  южной  части  Западно-Си¬
бирской  низменности.  —  «Вопросы  географии»,  сб.  35,  1954.
 Полканов  В.  П.  Методика  прогноза  локальных  поднятий  по  геомор¬
фологическим  данным  с  помощью  алгоритмов  распознавания  образов.—
Автореферат  канд.  дисс.  Уфа,  1970.
 Полканова  В.  Б.  О  возможности  проявления  в  современном  рельефе
центральной  части  Западно-Сибирской  низменности  молодых  разрывных  на¬
рушений.  —  «Тр.  СНИИГГИМС’а»,  вып.  26,  1962.  .
 Полканова  В.  Б.  Возможность  применения  структурно-геоморфоло¬
гических  методов  в  центральной  части  Западно-Сибирской  низменности.
Красноярск,  1968.
 Полканова  В.  Б.,  Шацкий  С.  Б.  Изучение  новейших  тектониче¬
ские  движений  центральной  части  Западно-Сибирской  низменности  с  целью
выявления  локальных  структур.  —  В  кн.:  Тект.  движения  и  нов.  структуры
земной  коры.  М.,  Изд-во  «Недра»,  1967.
 ПолымскийВ.  Н.  К  лимнологии  озер  Гыданского  полуострова  —
«Изв.  ВНИОРХ»,  т.  75,  1971.
 Поляков  И.  С.  Письма  и  отчеты  о  путешествии  в  долину  р.  Оби.—
Приложение  к  тому  30  записок  АН,  167*7,  №  2.
 Понамарев  В.  М.  Вечная  мерзлота  и  подземные  воды  района  Усть-
Енисейского  порта.  —  «Тр.  Ин-та  мерзлот.»,  т.  10,  1952.
 Полов  А.  И.  Некоторые  вопросы  палеогеографии  четвертичного  перио¬
да  в  Западной  Сибири.  —  «Вопр.  географ.»,  1949,  №  12.
 Попов  А.  И.  Вечная  мерзлота  в  Западной  Сибири.  М.,  Изд-во  АН
СССР,  1953.
 Попов  А.  И.  История  вечной  мерзлоты  в  СССР  в  четвертичный  пе¬
риод.—  «Вестник  МГУ».  География,  1957,  №  3.
 Попов  А.  И.  Блочный  рельеф  на  севере  Западной  Сибири  и  в  Больше-
земельской  тундре.  —  В  сб.:  Вопросы  физ.  геогр.  полярных  стран,  вып.  1,
1958.
 П  о  п  о  в  А.  И.  Четвертичный  период  в  Западной  Сибири.  —  В  кн.:  Ледн.
период  на  тер.  евр.  части  СССР  и  Сибири.  Изд-во  МГУ,  1969.
 Попов  А.  И.  Покровные  суглинки  и  полигональный  рельеф  Болыиезе-
мельской  тундры.  —  В  кн.:  Вопр.  геогр.  мерзлотовед,  и  перигляциальной
морфологии.  Изд-во  МГУ,  1962.
 П  о  п  о  в  А.  И.  Сопоставление  опорных  разрезов  четвертичных  отложе¬
ний  севера  Западной  Сибири  и  Болыиеземельской  тундры.  —  В  кн.:  Осн.
пробл.  изуч.  четв.  периода.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1965.
 •Попов  И.  В.  Применение  морфологического  анализа  к  оценке  общих
русловых  деформаций  р.  Оби.  —  «Тр.  ГГИ»,  вып.  94,  1962.
 ^П  о  п  о  в  И.  В.  Деформации  речных  русел  и  гидротехническое  строитель¬
ство.  Изд.  1-е,  1965;  изд.  2-е,  1969.  Л.,  Гидрометеоиздат.
 Последний  ледниковый  покров  на  северо-западе  европейской  части
СССР.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1969.
 333

Природные  условия  освоения  Тазовского  нефтегазоносного  района.  Изд-
во  «Наука»,  1972.
 Проводников  Л.  Я.  Схема  структурных  элементов,  вещественного
состава  и  рельефа  фундамента  Западно-Сибирской  низменности  по  геофи¬
зическим  данным.—  «Изв.  Вост.  фил.  АН  СССР»,  1957,  №  6.
 Проводников  Л.  Я.  Карты  тектонического  районирования,  вещест¬
венного  состава  и  современного  рельефа  доюрского  фундамента  и  структур¬
но-тектоническая  карта  Западно-Сибирской  плиты.  Новосибирск,  1966.
 П  р  о  к  а  е  в  В.  И.,  О  л  е  н  е  в  А.  М.  Физико-географическое  районирова¬
ние  Свердловской  области  в  связи  с  районированием  Урала  и  Западной
Сибири.  —  Сиб.  геогр.  сб.,  N°  1.  М.,  Изд-во  АН  СССР,  1962.
 ПьявченкоН.  И.  Бугристые  торфяники.  М.,  1955.
л  Рагозин  Л.  А.  О  геоморфологическом  проявлении  тектонических
структур  на  юго-востоке  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  Второго
съезда  ВГО»,  т.  2,  194в.
 Рагозин  Л.  А.  Значение  четвертичной  геологии  и  неотектоники  в  изу¬
чении  структур  фундамента  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Бюлл.  ком.
по  изуч.  четв.  периода»,  1953,  №  19.
 Рагозин  Л.  А.,  Сухов  С.  В.  Обь-Енисейский  водораздел  между  ре¬
ками  Кольчимом  и  Орловкой.—  «Вопр.  географии  Сибири»,  1951,  №  2.
 Р  е  й  н  и  н  И.  В.  Новые  данные  о  четвертичных  отложениях  бассейна
р.  Надыма.  —  «Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  158,  1960.
 Ресурсы  поверхностных  вод  СССР.  Т.  15.  Алтай  и  Западная  Сибирь.
Вып.  2.  Средняя  Обь.  Л.,  1972.
 Рихтер  Г.  Д.  Озера  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Природа»,
 1967, 	№  9.
 Рихтер  Г.  Д.  Рельеф  и  геологическое  строение.  —В  кн.:  Природные
условия  и  естеств.  ресурсы  СССР.  Западная  Сибирь.  Изд-во  АН  СССР,
 1963.
 Рогожин  В.  В.  Реликтовая  фауна  Норильских  озер  и  ее  палеогеогра¬
фическое  значение.—  В  кн.:  Природная  обстановка  и  фауна  прошлого,  вып.
3.  Киев,  1967.
 Рождественский  А.  П.  О  связи  некоторых  излучин  Волги  с  мест¬
ной  тектоникой.  —ДАН  СССР,  т.  90,  1953,  №  3.
 Розе  Г.  Геогностичеекие  и  минералогические  замечания  на  проезд  из
Екатеринбурга  в  Тобольск.  —  Горный  журнал,  кн.  3,  1838.
 Романова  Е.  А.  Краткая  ландшафтно-морфологическая  характеристи¬
ка  болот  Западно-Сибирской  низменности.  *—«Тр.  ГГИ»,  вып.  126,  1965.
 Романова  Е.  А.  Некоторые  морфологические  характеристики  олиго¬
трофных  болотных  ландшафтов  Западно-Сибирской  равнины  как  основа  их
типологии  и  районирования.—  В  кн.:  Природа  болот  и  методы  их  исследо¬
вания.  Л.,  1967.
 Романова  Е.  А.  Ландшафтно-морфологическая  характеристика  болот
в  бассейне  р.  Конды.  —«Тр.  ГГИ»,  вып.  145,  1967.
 Романова  Е  А..  Усова  Л.  И.  Геоботаническая  и  краткая  гидроло¬
гическая  характеристика  болотных  ландшафтов  водоразделов  рек  Ваха  и
Ватинского  Егана  в  Западной  Сибири.  —  «Тр.  ГГИ»,  вып.  157,  1969.
 Ростовцев  Н.  Н.  Дискуссионные  вопросы  по  тектонике  платформен¬
ного  чехла  Западно-Сибирской  плиты.—  «Тр.  Зап.-Сиб.  НИГНИ»,  вып.  1,
 1965.
 Ростовцев  Н.  Н,Трофимчук  А.  А.  (ред.).  Геология  и  нефтегазо-
носность  Западно-Сибирской  низменности  —  новой  нефтяной  базы  СССР.
Новосибирск,  1963.
 Рубцов  Н.  И.  Геоморфологические  типы  болот  и  их  значение  для
классификации  болотных  массивов.—  В  кн.:  Природа  болот  и  методы  их
исследования.  Л.,  1967.
 Рубцов  Н.  И.  Значение  рельефа  при  формировании  болот.  —  Авторе¬
ферат  канд.  диссертации.  Л.,  1971.
 РудкевичМ.  Я.  Тектоника  Западно-Сибирской  плиты  и  ее  райониро¬
 334

вание  по  перспективам  нефтегазоносности.  —  «Тр.  Зап.-Сиб.  НИГНИ»,  вып.
14,  1969.
 Р  у  д  к  е  в  и  ч  М.  Я-,  Бочкарев  В.  С.  и  др.  Основные  этапы  геологи¬
ческого  развития  Западно-Сибирской  плиты.  —«Тр.  Зап.-Сиб.  НИГНИ»,
вып.  28,  1970.
 Рудкевич  М.  Я.,  Зорькин  Л.  М.  Перспективы  нефтегазоносности
приуральской  части  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Сов.  геология»,
 1961, 	№  2.
 Русловой  процесс.  Л.,  Гидрометеоиэдат,  1959.
 Рухина  Е.  В.  Литология  моренных  отложений.  Изд-во  ЛГУ,  1960.
 Рябухин  Г.  Е.  О  некоторых  проявлениях  вечной  мерзлоты  в  районе
Усть-Порта.  —  «Проблемы  Арктики»,  1939,  №  6.
 Рябченков  А.  С.  Результаты  сравнительного  изучения  минералоги¬
ческого  состава  четвертичных  отложений  западной  части  Русской  равни¬
ны.—  Материалы  Всесоюзн.  совещ.  по  изуч.  четв.  периода,  т.  2,  1961.
 Рябченков  А.  С.  Региональная  основа  и  аспекты  изучения  валунного
и  минерального  состава  четвертичных  отложений  северо-восточной  части
Русской  равнины.—  Сб.  статей  по  геологии  и  гидрогеологии,  вып.  4,  1965.
 Саваренский  Ф.  П.  Инженерная  геология.  М.,  1937.
 Сакс  В.  Н.  Некоторые  данные  о  вечной  мерзлоте  в  низовьях  Енисея  —
«Проблемы  Арктики»,  1940,  №  1.
 С  а  к  с  В.  Н.  О  расчленении  четвертичных  отложений  севера  Сибири.  —
«Сов.  геология»,  1941,  №  5.
 Сакс  В.  Н.  Некоторые  данные  о  вечной  мерзлоте  в  бассейне  р.  Пяси-
ны.  —  «Тр.  ГГРУ»,  вып.  21,  1945  а.
 Сакс  В.  Н.  Новые  данные  о  геологическом  строении  бассейна  р.  Пя-
сины.  —  «Тр.  ГГРУ»,  1945  б,  №  16.
 Сакс  В.  Н.  Геологические  исследования  в  северо-восточной  части  За¬
падно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  ГГРУ»,  вып.  22,  1946.
 Сакс  В.  Н.  Колебания  уровня  моря  в  устье  Енисея  в  четвертичный  пе¬
риод.  —  «Природа»,  1947,  №  5.
 Сакс  В.  Н.  Четвертичный  период  в  Советской  Арктике.  —  «Тр.  Арктич.
ин-та»,  т.  201,  1948.
 С  а  кс  В.  Н.  Четвертичный  период  в  Советской  Арктике.  —  «Тр.  НИИГА»,
т.  77,  1953.
 Сакс  В.  Н.,  Ронкина  3.  3.  Юрские  и  меловые  отложения  Усть-Ени¬
сейской  впадины.  —  «Тр.  НИИГА»,  т.  90,  195*7.
 СваричевскаяЗ.  А.,  Тэн  М.  С.  История  среднеллиоцен-четвертич-
ного  осадконакопления  в  Павлодарском  Прииртышье.  —  В  кн.:  Четвертич¬
ный  период  Сибири.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Сиденснер  А.  К.  Экспедиция  Министерства  путей  сообщения  на  во¬
доразделе  Оби  и  Енисея  в  1675  г.  —«Изв.  ИРГО»,  т.  14,  вып.  3,  1878.
 Сластников  Г.  С.  К  нахождению  многощетинкового  червя
Manayunkia  в  озерах  бассейна  р.  Гыды.  —  «Природа»,  1940,  №  7.
 Словцов  П.  А.  Историческое  обозрение  Сибири.  1  кн.,  1838;  2  кн.,
1844.  Переизд.,  1866.
 Сляднев  А.  П.  Природно-климатическое  районирование  Западной  Си¬
бири.—  «Тр.  ГГО»,  вып.  162.  Л.,  1964.
 Соколов  В.  Н.  Геологическое  строение  северной  части  Западно-Си¬
бирской  низменности.  —  «Тр.  НИИГА»,  т.  81,  1957.
 Соколов  В.  Н.  Тектоническое  районирование  севера  Западно-Сибир¬
ской  низменности.  —  «Тр.  НИИГА»,  т.  92,  1968.
 Соколов  В.  Н.  Геологи  я  и  перспективы  нефтегазоносности  Арктиче¬
ской  части  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  НИИГА»,  т.  100,  1960.
 Соколов  В.  Н.  Северная  часть  Западно-Сибирской  палеозойской  плат¬
формы.  —  «Тр.  НИИГА»,  т.  135,  1963.
 Соколов  В.  Н.,  3  н  а  ч  к  о-Я  ворский  Г.  А.  Новые  данные  по  геоло¬
гии  Гыданского  п-ва.  —  Информ.  бюлл.  НИИГА,  вьвп.  6,  1957.
 Соколов  Д.  И.  Курс  геогнозии.  Ч.  2.  СПб.,  1839.
 Соколова  Н.  С.  Палеоботаническая  характеристика  четвертичных
 335

отложений  бассейна  Нижней  Оби.  —В  кн.:  Палеогеография  четв.  периода.
Изд-во  МГУ,  1965.
 Спафарий  Н.  Путешествие  через  Сибирь  от  Тобольска  до  Нерчинска
и  границ  Китая.  —  Записки  РГО  по  отд.  этнографии,  кн.  10.  СПб.,  1882.
 Сперанский  Б.  Ф.  Предварительные  геологические  результаты  ра¬
бот  съемочных  партий  ЗСГУ  в  1940  г.  —  «Вестник  ЗСГУ»,  1940,  №  6.
 Старосельцев  В.  С.  Четвертичные  оледенения  и  поиски  полезных
ископаемых  валунным  методом  на  северо-западе  Сибирской  платформы.—
Автореферат  канд.  дисс.  Новосибирск,  1965.
 Страхов  М.  Н.  Общая  схема  осадкообразования  в  современных  мо¬
рях  и  озерах  малой  минерализации.  —  В  кн.:  Образование  осадков  в  совре¬
менных  водоемах.  М.,  Изд-во  АН  СССР,  1954.
 Страхов  М.  Н.  Основы  теории  литогенеза.  Т.  1.  М.,  Изд-во  АН  СССР,
 1962.
 Стрелков  С.  А.  История  ландшафтов  низовьев  Енисея  в  четвертич¬
ный  период.  —  «Тр.  НИИГА»,  т.  16,  1951.
 Стрелков  С.  А.  Генезис  ледникового  рельефа  и  краевых  образований
на  равнинах  северо-востока  Западной  Сибири.—«Тр.  ком.  по  изуч.  четв.
периода»,  21.  М.,  1963.
 Стрелков  С.  А.  Север  Сибири.  Изд-во  «Наука»,  1965.
 Стрелков  С.  А.,  Д  и  б  н  е  р  В.  Д.  и  др.  Четвертичные  отложения  Со¬
ветской  Арктики.  —«Тр.  НИИГА»,  т.  91,  1959.
 Стремяков  А.  Я.  К  вопросу  о  происхождении  ориентированных
озер.  —  В  кн.:  Многолетнемерзлые  горные  породы  различ.  р-нов  СССР.
Изд-во  «Наука»,  1963.
 Судакова  Н.  Г.  К  методике  изучения  минералогических  комплексов
четвертичного  аллювия  в  различных  климатических  условиях  осадконакоп-
ления  и  гипергенеза.  —  В  кн.:  Современный  и  четв.  континентальный  лито¬
генез.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Суетова  И.  А.  Карта  и  площади  древнего  оледенения  территории
СССР.  —  «Вестник  МГУ»,  1961,  №  2.
 Сукачев  В.  Н.  О  находке  ископаемой  арктической  флоры  на  Иртыше
у  с.  Демьянского  Тобольской  губернии.  —  «Изв.  АН».  Серия  6,  СПб.,  1910,
№  6.
 Сукачев  В.  Н.  К  вопросу  о  влиянии  мерзлоты  на  почву.  —  «Изв.  АН».
6  сер.,  т.  5,  1911,  №  1.
 Сукачев  В.  Н.  Иртышская  фитопалеонтолагическая  экспедиция.  —  В
сб.:  Экспедиции  АН  1931  г.  М.,  1932.
 Сукачев  В.  Н.  Исследования  четвертичных  отложений  Нижнеиртыш¬
ского  края.  —  В  сб.:  Экспедиции  АН  1932  г.  М.,  1933.
 Сукачев  В.  Н.  Обследования  четвертичных  отложений  Нарымского
края.  —  В  сб.:  Экспедиции  АН  СССР  1933  г.  М.,  1934.
 С  у  к  а  ч  е  в  В.  Н.  По  Оби  и  Тыму.  —  В  сб.:  Экспедиции  АН  СССР  1934  г.
М..  1935.
 Сумгин  М.  И.  Южная  граница  вечной  мерзлоты  в  пределах  СССР.—
«Тр.  ком.  по  изуч.  вечной  мерзлоты»,  т.  2,  1933.
 Сумгин  М.  И.  Вечная  мерзлота  почвы  в  пределах  СССР.  1-е  изд.
Владивосток,  1927;  2-е  изд.  Москва,  1937.
 СухоруковаС.  С.,  Мизеров  Б.  В.  Литолого-фациальная  характе¬
ристика  среднечетвертичных  отложений  Вискова  и  Чагина  яров  (Тымское
'Приобье).  —  «Тр.  ИГГ  СО  АН  СССР»,  вып.  44,  1963.
 Тамошайтис  Ю.  С.  Ложе  болот  как  один  из  основных  болотообра¬
зовательных  факторов.  —  В  кн.:  Природа  болот  и  методы  их  исследований.
Л.,  1967.
 ТанфильевГ.  И.  Бараба  и  Кулундинская  степь  в  пределах  Алтайско¬
го  округа.—  Тр.  геол.  части  Кабинета,  т.  5.  СПб.,  1902.
 Танфильев  Г.  И.  География  России,  Украины.  Ч.  2,  1923.
 Танфильев  Г.  И.  Избранные  географические  работы.  М.,  Географгиз,
1953.
 Тарноградский  В.  Д.  Реликтовый  мерзлотный  рельеф  приледнико-
 336

вых  равнин  Западно-Сибирской  низменности.—  Мат.  VIII  Всесоюзн.  меж--
вед.  совещ.  по  геокриологии,  вып.  6.  Якутск,  1966.
 Толмачев  И.  П.  Формы  поверхности  и  строение  земной  коры  в  пре¬
делах  Западной  Сибири.  —  Полное  геогр.  описание,  т.  16.  СПб.,  1907.
 Толстое  А.  Н.,  Яковлев  Е.  А.  Последствия  недоучета  явлений  со¬
лифлюкции.—В  сб.:  Стр-во  в  р-нах  Вост.  Сибири  и  Крайнего  Севера.  1962,.
Ко  3.
 Томирдиаро  С.  В.  Эволюция  озерно-термокарстовых  ландшафтов  на
равнинах  Восточной  Сибири  и  динамика  подземного  оледенения.  —  В  кн.:
Палеогеогр.  аопекты  изменения  природных  условий  Сибири  и  ДВ.  Новоси¬
бирск,  1969.
 Трепетцов  Е.  В.  Инженерно-геологическая  оценка  размыва  берегов,
р.  Оби  в  степном  Алтае.  —  «Бюлл.  НТИ»,  1963,  №  2  (52).
 * 	Трепетцов  Е.  В.  Размывы  берегов  р.  Томи.—  «Изв.  АН  СССР».  Се¬
рия  географ.,  1969,  №  5.
 Третьяков  П.  И.  Туруханский  край.  —  Записки  РГО  по  общей  гео¬
графии,  2,  1869.
 Троицкий  JI.  С.  О  масштабах  оледенения  Урала  в  четвертичном  пе¬
риоде.  —  В  кн.:  Четвертичный  период  Сибири.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Троицкий  С.  Л.  Четвертичные  отложения  и  рельеф  равнинных  побе¬
режий  Енисейского  залива  и  прилегающих  частей  гор  Бырранга.  М.,  Изд-во
«Наука»,  1966.
 '  Троицкий  С.  Л.  Новые  данные  о  последнем  покровном  оледенении:
Сибири.  —ДАН  СССР,  т.  174,  1967,  №  6.
 Троицкий  С.  Л.  Общий  обзор  морского  плейстоцена  Сибири.  —  В  кн.:
Проблемы  четвертичной  геологии  Сибири.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1969.
 Троицкий  С.  Л.  О  времени  появления  реликтовых  поселений  солоно¬
ватоводных  и  байкальских  элементов  в  озерах  Енисейского  севера.  —  ДАН
qCCP,  т.  194,  1970,  №  6.
 Трофимов  В.  Т.  Характеристика  состава  и  свойств  аллювиальных  и.
аллювиально-озерных  отложений  долины  р.  Северной  Сосьвы.  —  «Вестник.
МГУ».  Серия  геол.,  1964,  №  4.
 Туаев  Н.  П.  Проблема  нефтегазоносности  Западно-Сибирской  низмен¬
ности  в  свете  новых  данных.  —  «Нефтяное  х-во»,  1937,  №  9.
 Туаев  Н.  П.  Очерки  по  геологии  и  нефтеносности  Западно-Сибирской^
низменности.—  «Тр.  НГРИ»,  н.  с.,  вьгп.  4,  1941.
 Т  ы  р  и  н  Ф.  С.  Плановая  форма  русла  свободно  меандрирующих  излу¬
чин.  —  «Изв.  АН  Азерб.  ССР».  Серия:  «Наука  о  Земле»,  1967,  №  5.
 Тюменцев  Н.  Ф.  О  болотах  и  урманах  Привасюганья.  —  Вопросы,
охраны  природы  Западной  Сибири,  вып.  2,  1960.
 Тюремнов  С.  Н.  О  торфяных  месторождениях  Западно-Сибирской,
►низменности.  —  «Тр.  Томск,  ун-та»,  т.  141,  1957.
 Тюремнов  С.  Н.,  Виноградова  Е.  А.  Геоморфологическая  класси¬
фикация  торфяных  месторождений.  —  «Тр.  Московского  торфяного  ин-та»,.
вып.  2,  1953.
 Урванцев  Н.  Н.  Следы  четвертичного  оледенения  центральной  части,
севера  Сибири.—  «Тр.  ГГРУ»,  вып.  113,  1931.
 Усов  М.  А.  Элементы  геоморфологии  и  геологии  рыхлых  отложений.
Томск,  1934.
 Фальк  И.  П.  Записки  путешествия.  —  Полное  собр.  учен,  путешествий
по  России.  Т.  6.  Изд.  АН,  1824;  т.  7,  1825.
 Федоров  Е.  С.  Заметки  о  нахождении  меловых  и  валунных  отложе¬
ний  в  приуральской  части  Северной  Сибири.  —  «Изв.  Геолкома»,  т.  6,  1887*,
No.  1.
 Федоров  Е.  С.  Новые  данные  по  геологии  Северного  Урала.—  «Изв.
Геолкома»,  т.  8,  1889,  N2  1.
 Федорович  Б.  А.  Мерзлотные  образования  в  степях  и  пустынях  Евр¬
азии.  —  «Тр.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  т.  19,  1962.
 Фениксова  В.  В.  История  развития  восточной  части  внеледниковой
 22  Заказ  2770
 ЗЗГ

зоны  Западно-Сибирской  низменности  в  позднем  кайнозое.  —  Автореферат
докт.  дисс.  М.,  1966.
 Фиалков  Д.  Н.  Современные  вертикальные  движения  земной  коры  в
Западно-Сибирской  низменности  по  материалам  повторных  нивелировок
повышенной  точности.  —«Изв.  Омск,  отдела  ВГО»,  1956,  №  1.
 Фиалков  Д.  Н.  Эволюция  русла  Иртыша  по  материалам  повторного
картографирования.—  «Тр.  Омск,  с/х  ин-та»,  т.  1,  1963.
 Фиалков  Д.  Н.  Градовые  формы  рельефа  Западно-Сибирской  низ¬
менности.  Омск,  1964.
 Фиалков  Д.  Н.  Страницы  Сибирской  истории.  —  «Изв.  Омск,  отдела
ВГО»,  вып.  7  (14),  1965.
 Физико-географическое  районирование  Тюменской  области.  Ред.
Н.  А.  Гвоздецкий.  Изд-во  МГУ,  1973.
 Философов  В.  П.  К  вопросу  о  происхождении  частной  асимметрии
рельефа  равнин.  —В  кн.:  Геоморфология  и  новейш.  тектоника  Волго-Ураль-
ской  области  и  Южного  Урала.  Уфа,  1960.
 Филькин  В.  А.  Современные  тектонические  движения  и  геоморфоло¬
гические  особенности  района  трассы  повторного  нивелирования  Челябинск—
Курган.  —  В  кн.:  Современ.  тект.  движения  земной  коры  и  методы  их  изу¬
чения.  М.,  1961.
 Фннш  О.,  Брэм  А.  Путешествие  в  Западную  Сибирь.  М.,  1882.
 Ф  и  р  с  о  в  Л.  В.,  П  а  н  ы  ч  е  в  В.  А.,  О  р  л  о  в  а  Л.  А.  Радиоуглеродные  да¬
ты  лаборатории  геохронологии  Института  геологии  и  геофизики  СО  АН
СССР.—  «Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  1972,  №  38.
 Фрадкин  М.  М.  О  двукратном  оледенении  Западно-Сибирской  низ¬
менности.  ДАН  СССР,  т.  24,  1939,  №  4.
 Фрадкин  М.  М.  Петрографический  состав  валунов  на  севере  Западно-
Сибирской  низменности.—  «Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  1946,  JNb  8.
 Фрей  Д.  Очерк  биогеографии  других  беспозвоночных.  —  В  кн.:  Четвер¬
тичный  период  США,  т.  2,  М.,  1969.
 Хайн  В.  Е.  Геотектонические  основы  поисков  нефти.  Баку,  1954.
 Хайн  В.  Е.  Диалектическое  взаимодействие  эндогенных  и  экзогенных
процессов  как  основа  развития  земной  коры.  —  «Жизнь  Земли»,  1961,  №  1.
 X  а  и  н  В.  Е.  Общая  геотектоника.  Изд-во  «Недра»,  1973.
 Хахлов  В.  А.,  Нагинский  Н.  А.  Валуны  с  периокарбоновыми  рас¬
тениями  в  центральной  части  Западно-Сибирской  низменности.  ~  «Уч.  зап.
Томск,  ун-та»,  1948,  №  10.
 ХольтедальУ.  Геология  Норвегии.  Т.  2,  1958.
 Худяков  Г.  И.  Структурно-морфометрический  метод  изучения  текто¬
нических  движений  в  условиях  Западно-Сибирской  низменности.  —В  кн.:
Вопросы  региональн.  ландшафтоведения  и  геоморфологии  СССР  Львов
1964.
 Цыганков  А.  В.,  Алешин  В.  М.  Крупные  излучины  рек  Волгоград¬
ского  Поволжья  и  их  связь  с  новейшими  тектоническими  движениями.  —
«Изв.  АН  СССР».  Серия  географ.,  1967,  №  6.
 ЧерноусовС.  И.  Использование  некоторых  физических  свойств  гли¬
нистых  пород  при  решении  вопросов  генезиса  и  стратиграфии  кайнозойских
отложений  Среднего  Приобья.  —В  сб.:  Четвертич.  период  Сибири.  М.,  Изд-
во  «Наука»,  1966.
 Черский  И.  Д.  Геологические  исследования  Сибирского  почтового
тракта  от  оз.  Байкал  до  восточного  склона  хр.  Уральского.  —  Записки  АН,
т.  59,  кн.  2.  СПб.,  1889.
 Чочиа  Н.  Г.  Тектоника  северной  половины  Западно-Сибирской  низмен¬
ности.  —  В  сб.:  Молодые  платформы,  их  тектоника  и  перспективы  нефтега¬
зоносности.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1964.
 Чочиа  Н.  Г.  и  др.  Структурно-тектоническая  схема  севера  Западно-
Сибирской  нефтегазоносной  провинции.—  «Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  225,  1963.
 Чочиа  Н.  Г.  (Ред.).  Геологическое  строение  и  прогноз  нефтегазонос¬
ности  севера  Западной  Сибири.  —  «Тр.  ВНИГРИ»,  вып.  263,  1968.
 Чувардинский  В.  Г.,  Киселев  И.  И.  О  разносе  валунного  мате-
 338

риала  на  Кольском  полуострове.  —  В  кн.: 	Природа  и  хозяйство  Севера.
 Апатиты.  1969.
 Ш  а  м  р  а  й  И.  Н.,  Орехов  С.  Я.  О  стратиграфическом  выделении  чет¬
вертичных  отложений  на  юге  европейской  части  СССР  по  минералогическим
критериям.—  Материалы  Всесоюзн.  совещ.  по  изуч.  четв.  периода,  т.  11,
 1961.
 Шанцер  Е.  В.  Аллювий  равнинных  рек  умеренного  пояса  и  его  значе¬
ние  для  познания  закономерностей  строения  и  формирования  аллювиальных
свит.  —  «Тр.  ин-та  геол.  наук  АН  СССР»,  вып.  126,  1951.
 Ш  а  р  б  а  т  я  н  А.  А.  К  истории  развития  многолетнемерзлых  горных  по¬
род.—  «Тр.  Ин-та  мерзлотовед.»,  т.  19,  1962.
 Шацкий  С.  Б.  К  вопросу  о  разновременности  Уральского  и  Сибирско¬
го  оледенения.  —  «Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  1955^  №  19.
 Шацкий  С.  Б.  Стратиграфия  четвертичных  отложений  северо-восточ¬
ной  части  Западно-Сибирской  низменности.  —  «Тр.  Томск,  ун-та»,  т.  133,
 1956.
 Шацкий  С.  Б.  Ледниковые  отторженцы  в  четвертичных  отложениях  у
юрт  Еутских  на  р.  Б.  Югане  и  вблизи  г.  Ханты-Мансийска.  —  В  кн.:  Основн.
пробл.  изуч.  четв.  периода.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1965.
 Шацкий  С.  Б.  Примечание  к  статье  И.  Л.  Кузина  и  Н.  Г.  Чочиа  «Са¬
маровский  и  Юганский  ледниковые  отторженцы  Западной  Сибири».  —В  кн.:
Четв.  период  Сибири.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Шацкий  С.  Б.,  Васильев  И.  П.  Верхнеплиоцен-нижнечетвертичные
отложения  Обь-Иртышского  междуречья.  —  «Тр.  СНИИГГИМС»,  вып.  115,
 1971.
 Шевелева  Н.  С.  Пятнистые  образования  в  тундре  нижнего  течения
р.  Оби.  —  «Тр.  Ин-та  мерзлотовед.»,  9,  1952.
 Шевелева  Н.  С.,  Хомичевская  Л.  С.  Геокриологические  усло¬
вия  Енисейского  севера.  М.,  Изд-во  «Наука»,  1967.
 Шило  Н.  А.  К  истории  развития  низменностей  субарктического  пояса
Северо-Востока  Азии.  —  «Тр.  Сев.-Вост.  комлл.  науч.  исслед.  ин-та»,  вып.  2,
 1964.
 Шмелев  Л.  М.  Следы  криогенных  явлений  в  четвертичных  отложе¬
ниям  Западной  Сибири  и  их  палеогеографическое  значение.—  В  сб.:  Четв.
период  в  Сибири.  Изд-во  «Наука»,  1966.
 Шостакович  В.  Б.  Вечная  мерзлота.  —  «Природа»,  1916.
 Шполянская  Н.  А.  Основные  закономерности  распространения  веч¬
ной  мерзлоты  Западной  Сибири  и  этапы  ее  развития.  —  В  кн.:  Природные
условия  Западной  Сибири.  Изд-во  МГУ,  1971.
 Шуб  а  ев  Л.  П.  Геоморфологический  очерк  бассейна  р.  Торм-Яун  и
водораздела  ее  с  р.  Надымом.  —  «Уч.  зап.  Ленинградского  пединститута  им.
Герцена»,  т.  73,  1948.
 Шумилова  Е.  В.  Терригенные  компоненты  мезозойских  и  кайнозой¬
ских  отложений  Западно-Сибирской  низменности  и  их  роль  в  палеогеогра¬
фических  реконструкциях.  Новосибирск,  1963.
 Шумилова  Е.  В.  Материалы  к  литолого-минералогической  характе¬
ристике  четвертичных  отложений  Усть-Енисейского  района.  —  В  кн.:  Неоге¬
новые  и  четверт.  отложения  Западной  Сибири.  Изд-во  «Наука»,  1968  а,
№  14.
 Шумилова  Е.  В.  К  вопросу  о  минералогическом  составе  и  условиях
формирования  моренных  отложений  Карым-Кары  (р.  Обь)  и  горы  Пионер¬
ской  (устье  р.  Иртыша).  —В  кн.:  Кайнозой  Западной  Сибири.  Новосибирск,
Изд-во  «Наука».  1968  б.
 Шумилова  Е.  В.  Минералого-петрографическая  характеристика  чет¬
вертичных  доказанцевских  отложений  севера  Западной  Сибири.  Изд-во
«Наука»,  1971.
 Шумилова  Е.  В.,  Николаев  В.  А.  Терригенно-минералогические
провинции  четвертичных  пород  Западно-Сибирской  низменности  и  некото¬
рые  закономерности  их  формирования.  —  «Тр.  Ин-та  геологии  и  геофизики
СО  АН  СССР»,  вып.  44,  1964.
 22*
 339

Шумилова  Е.  В.,  Троицкий  С.  Л.  Литолого-минералогическая  ха¬
рактеристика  четвертичных  отложений  западной  части  полуострова  Ямал.
 — 	В  кн.:  Четвертич.  геология  и  геомор.  Сибири,  ч.  2.  Новосибирск,  1969.
 Ш  у  х  о  в  И.  Н.  Общий  обзор  бассейна  р.  Таза.  Ачинск,  1915.
 Щу  к  и  н  И.  С.  Общая  геоморфология.  Изд-во  МГУ,  т.  1,  1960;  т.  2,  1964.
 Щ  у  к  и  н  И.  С.  О  так  называемых  «перигляциальных  явлениях».  —  «Вест¬
ник  МГУ».  Серия  географич.,  1963,  №  5.
 Эдельштейн  Я.  С.  Геологический  очерк  Западно-Сибирской  равни¬
ны.  —  «Изв.  Зап.-Сиб.  отдела  РГО»,  1926.
 Эдельштейн  Я.  С.  К  вопросу  об  оледенении  Западно-Сибирской
низменности.  —  «Природа»,  1931,  №  6.
 Эдельштейн  Я.  С.  Геоморфологический  очерк  Западно-Сибирской
низменности.—  «Тр.  Ин-та  физ.  географии»,  вып.  20,  1936.
 Эдельштейн  Я-  С.  Схема  тектонического  деления  Сибири  и  Дальнего
Востока.  —  «Изв.  АН  СССР».  Серия  геол.,  1944,  №  6.
 Яковлеве.  А.  Руководящие  валуны,  морены  и  границы  распростране¬
ния  Новоземельского  оледенения.  —  «Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,
1939,  №  5.
 Яковлев  С.  А.  О  соотношениях  ледниковых  покровов  четвертичного
периода.  —  «Бюлл.  ком.  по  изуч.  четв.  периода»,  1953,  №  18.
 Яковлева  С.  В.  К  изучению  ледниковых  валунов  на  Русской  равни¬
не.—  Сб.  ВСЕГЕИ.  Материалы  по  геом.  и  четв.  геологии  СССР,  вып.  1,
 1956.
 Яковлева  С.  В.  Ориентировка  валунов  в  основных  моренах  и  ее
значение  для  определения  направления  движения  ледников.—  «Тр.  ком.  по
изуч.  четв.  периода»,  т.  13,  1957.
 Яснопольская  Г.  Г.  К  характеристике  растительности  и  торфяной
залежи  Васюганского  болота.  —  «Уч.  зап.  Томск,  ун-та»,  1965,  №  51.
 Ячевский  Л.  А.  О  вечномерзлой  почве  в  Сибири  и  ледяных  слоях.  —
«Изв.  РГО»,  т.  25,  вып.  5,  1889.
 Belt  Т  h.  The  stappes  of  Sibiria.  —  Guarterly  Journal  of  the  Geol.  Soc.„
vol.  XXX,  120.  London,  1874.
 Danuel  James.  Channel  Movement  of  Meandering  Indiana  Streams.—
Geological  survev  professional  papaer  732-A.  Washington,  1971.
 D  у  1  i  k  Jan.  Glazy  rzezbione  przez  wiatr  i  utwory  podobne  do  lessy  w
Srodkowei  Polsce.  Biul.  67.  Warszawa,  1952.
 Dylik  J  a  n.  О  peryglacjalnum  charakterze  pzezly  Srodkowej  Polski.
Lodz,  1953.
 Dylik  Jan.  Struktury  peryglacjalne  w  Tarzymiechach  i  ich  znaczenie
dla  morfogenezy  i  stratigrafii  czwartorzedu.  Biul  peryg,  nr.3.  Lodz,  1956.
 Dylik  Jan.  Elements  essentiels  de  la  notion  de  «periglaciaire».  —
Reponse  a  l’enguete.  Biul.  Perygl.  nr  14,  1964.
 Dylik  Jan.  Sur  les  changements  climatiques  pendant  la  demiere
periode  froide.  INQUA  Report,  v.  IV,  1964.
 EdelmanC.  und  MaarleveldG.  Pleistozan-geologiche  Ergeb-
nisse  der  Bodenkartierung  in  den  Wiedebanden.  Geol.  Jahrbuch,  Bd.  73,  1958.
 Erman  A.  Reise  um  die  durch  Nord-Asien  und  die  beiden  Ocean  in
Jahren  1828,  1829  und  I860.  Berlin,  1833.
 Finsch  O.  Reise  nach  West-Sibirien  im  Jahre  1876.  Berlin,  1879.
 Frue  I.  C.,  W  i  11  m  a  n  N.  B.,  Black  R.  F.  Outline  of  Glacial  geology
of  Illinois  and  Wisconsin.  The  Quaternary  of  the  U.  S.,  1966.
 G  e  о  r  g  i  I.  G.  Bemerkungen  einer  Reise  im  Russischen  Reich  in  den
Jahren  1772,  1773  und  1774.  S.-Petersburg,  1776.
 Georgi  I.  G.  Georgaphisch-pysickalische  und  naturhistorische
Beschreibung  des  Russischen  Reiches.  Konigsberg,  1787—«1800.
 Gmelin  I.  G.  Reise  durch  Sibirien  im  Jahre  1733—1743.  Gotti-
gen  H751—1752.
 Hjulstrom  F.  Studien  tiber  das  Maander-Problem.  Geogr.  Annaler,
Arg.,  XXIV,  H.  3—4,  1942.
 H  o  g  b  о  m  A.  G.  Ober  die  arctischen  Elemegte  in  der  aralokaspischen
 340

Fauna,  ein  tiergeographisches  Problem.  Bull.  of.  Geol.  Inst,  of  Unrf  ot
Uppsala,  v.  14,  1916—4927.
 Humboldt  A.  Central-Asien.  Bd.  i;  1844.
 Jarnefors  B.  A.  Sedimentpetrographic  study  of  glacial  tiill  from  the
Pajala  district.  —  Geol.  Foren.  Forhande.  Bd  74,  H.  2,  1952.
 К  e  i  s  e  г  К.  Klimazeugen  des  periglazialen  Dauerfrostbodens  in  Mittel-
und  Westeuropa.  —  Eiszeitalter  und  Gegenwart.  Bd.  11,  1960.
 Klebelsberg  R.  Handbuch  der  Gletscherkunde  und  Glacialgeologie.
Wien.  Bd.  1,  1948.
 Martens  E.  Fossile  Suss-Wasser  Conchyllien  aus  Sibirien.  —  Zeit.  der
Deutsch.  Geol.  Ges.,  16,  1864.
 M  i  11  h  e  r  s  V.  Die  Gliederung  und  Verbreitung  des  Skandinavischen
Vereisungen  in  Nordwesteuropa.  —  Geol.  For.  i  St.  Forn.,  Bd.  72,  H.  3,
N.  462,  1950.
 Pallas  P.  S.  Betrachtungen  uber  die  Veranderungen  der  Erdkugel,
besonders  in  Bezichung  auf  das  Rissische  Reich.  Stb.,  1777.
 Pecsi  Marton.  Chronological  Problems  of  the  patterned  Soils  of
Hungary.  Biul.  Perigl.  N  14,  1964.
 P  о  h  1  e  R.  Beitrage  zur  Kenntnis  der  westsibirichen  Tiefebene.  —  Zeit-
schrift  Ges.  Erd.  Berlin,  N  1—2,  1918;  N  9—10,  1919.
 S  e  к  у  r  a  I.  Periglacial  phenomena.  Survey  of  Czechoslovak  Quaternary.—
Quaternary  of  Centr.  and  East.  Europe.  Inst.  Geol.  Prace,  t.  34,  Warzawa,  1961.
 Segerstrele  S.  G.  On  the  immigration  of  the  glacial  relicts  of  Northern
Europa  with  remarks  in  their  prehistory.  Comment,  biol.  Soc.  Scient.  Fennica,
16,  N.  16,  1957.
 Schmidt  F.  Wissenschaftliche  Resultate  der  zur  Aufsuchung  eines
angekundigten  Mammuthcadevere  ausgesandten  Expedition.  Mem.  Ac.  Imp.
Sc.  st.  Ptsb.  VII,  ser  XVIII,  N  1,  1872.
 ThinenmannA.  Die  Reliktenkrehse  Mysis  relicta,  Pontoporeia  quadris-
pinosa  und  die  van  ihnen  bewohnten  norddeutschen  Seen.  Arch.  Hydrobiol.,
19,  1928.
 T  г  i  с  а  r  t  J.  Carte  des  phenomenes  periglaciaires  quaternaires  en  France.
Paris,  1956.
 Voorthuysen  I.  H.  van.  Pliocene  and  Lower  Pleistocene  in  a  boring
Oosterhout.  Foraminifera.  Meded.  Geol.  Stichting,  n.  s.  N  7,  1953.
 Washburn  A.  L.  Classification  of  patterned  ground  and  review
Suggested  orignis.  Geol.  Soc.  Am.,  1956.
 Woldstedt  P.  Studien  an  Rinnen  und  Sanderflachen  in  Norddeutsch-
land.  Jb.  Preuss.  Geol.  Land.,  42,  1923.
 Woldstedt  P.  Das  Eiszeitalter.  Grundlinien  einer  Geologie  das
Diluviums.  Stuttgart,  1929.
 W  г  i  g  h  t  G.  F.  The  Ice  Age  in  North  America.  1889.
 Y  a  n  g  С.  T.  On  river  meanders.  Journal  of  Hydrology.  Volume,  N  3L  197i.

СОДЕРЖАНИЕ
 Введение 		$
 Из  истории  развития  представлений  о  рельефе  и  его  генезисе 	7
 Часть  первая
 УСЛОВИЯ  РАЗВИТИЯ  ЭКЗОГЕННЫХ  ПРОЦЕССОВ
 Геологическое  строение  фундамента  и  чехла 		18
 Четвертичные  отложения  и  их  отражение  в  рельефе  .... 	29
 Плейстоцен 		29
 Отложения  нижнего  плейстоцена 		29
 Отложения  среднего  плейстоцена 		35
 Отложения  верхнего  плейстоцена 		77
 Голоцен 		91
 Морфоструктура  		92
 Морфоструктура  и  морфоструктурное  районирование  . 	93
 Из  истории  развития  морфоструктуры 		95
 Неотектоника  и  ее  роль  в  формировании  морфоструктуры 	97
 Физико-географические  условия  и  опыты  районирования  ... 	99
 Часть  вторая
 ЭКЗОГЕННЫЕ  ПРОЦЕССЫ  И  МОРФОСКУЛЬПТУРНЫЕ  ФОРМЫ
 РЕЛЬЕФА
 Определение  понятия  «морфоскульптура» 	103
 Оледенения  и  рельеф 	104
 Роль  демьянского  ледникового  покрова  		105
 Роль  максимального  ледникового  покрова 	107
 Ледниковый  и  водноледниковый  рельеф  зырянского  оледенения
 и  условия  его  формирования 	118
 Морские  трансгрессии  как  рельефообразующий  фактор  . 	. 	. 	.135
 Причины  морских  плейстоценовых  трансгрессий 	.136
 Плейстоценовые  трансгрессии  как  фактор  рельефообразования
и  осадконакопления  		..... 	137
 342

Современные  абразионно-аккумулятивные  процессы  и  связанные
 с  ними  формы  рельефа 	139
 Скорость  абразии  и  условия,  ее  определяющие 	141
 Речные  долины.  Эрозия  и  аккумуляция  рек 	144
 Современные  речные  долины 	144
 О  заложении  речных  долин 	145
 Боковая  эрозия  рек 	149
 Активизация  склоновых  процессов  боковой  эрозией 	.164
 Возможности  прогноза  боковой  эрозии  р.  Оби 	167
 Асимметрия  речных  долин  и  причины,  ее  определяющие 	.172
 Многолетняя  мерзлота  и  рельеф 	181
 Границы  распространения  многолетнемерзлых  пород 	. 	182
 Районирование  криолитозоны  		188
 Мерзлотные  зоны  и  формы  криогенного  рельефа 	. 	.190
 Роль  болот  в  преобразовании  рельефа 	205
 Заболоченность  равнины  и  мощность  торфяников  ....  206
Возраст  торфяников  и  скорость  торфонакопления  ....  207
 Причины  заболоченности 	210
 Отрицательные  формы  рельефа  как  очаги  заболачивания 	211
 Новейшие  тектонические  движения  и  болотообразовательный
 процесс  	213
 Развитие  болот  и  этапы  преобразования  рельефа  . 	.216
 Озера  как  геоморфологический  фактор 	224
 Озерные  районы 	224
 Закономерности  распространения  озер  и  генезис  их  котловин  227
Преобразование  озерных  котловин  и  деградация  озер 	. 	233
 Миграция  озер  и  переработка  рельефа  равнины  ....  237
 Роль  неотектоники  в  миграции  озер 	243
 Эоловые  процессы  и  связанные  с  ними  формы  рельефа  ....  245
 Плейстоценовые  эоловые  формы 	245
 Современные  эоловые  процессы  и  формы  рельефа  ....  252
 Условия  активизации  эоловых  процессов 	256
 Сравнительная  оценка  рельефообразующих  факторов  ....  259
 Общие  положения  	259
 Соотношение  факторов  рельефообразования 	261
 Оценка  факторов  рельефообразования  		265
 Часть  третья
 ПРОБЛЕМЫ  ПАЛЕОГЕОГРАФИИ,  СВЯЗАННЫЕ  С  ЭКЗОГЕННЫМ
РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕМ 	267
 Проблема  материкового  оледенения  в  свете  изучения  терригенных
 компонентов 	268
 Решение  некоторых  аспектов  проблемы  материкового  оледене¬
ния  литолого-минералогическими 	методами 	268
 Решение  проблемы  на  основе  изучения  петрографического  сос¬
тава  валунов 	282
 Морские  реликты,  байкальские  эндемики  и  связанные  с  ними  пробле¬
мы  палеогеографии 	298
 Проблема  географического  соотношения  подземного  и  наземных  оле¬
денений  	304
 Заключение 	312
 Литература 		31S

Алексей  Анисимович  ЗЕМЦОВ
 ГЕОМОРФОЛОГИЯ  ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ  РАВНИНЫ
(Северная  и  центральная  части)
 Томск,  Изд.  ТГУ,  1976  г.,  344  с.+б  вкл.
 Литературный  редактор  JI.  П.  Цыганкова
Технический  редактор  Р.  М.  Подгорбунская
Корректоры  В-  Г.  Лихачева,  Т.  И.  Стексова
 *К302425  Сдано  в  набор  10.IV.1975  г.  Подписано  к  печати  29.IX.1976  г.
Ъум.  типографская  №  1.  Формат  60X90Vi6;  п.  л.  21,6+6  вкл.;  уч.-изд.  л.
19.  Заказ  2770.  Тираж  500.  Цена  1  руб.  90  коп.
 Издательство  ТГУ.  Томск-29,  ул.  Никитина,  17.
 Кемеровский  полиграфический  комбинат.  Кемерово,  ул.  Ноградская,  5.