7 years назад
Нету коментариев

К востоку восточной части района европейского ледникового щита рас­положен район, охватывающий северо-восток Восточно-Европейской рав­нины, Западную Сибирь вплоть до южной, установленной (и неустановлен­ной) границы максимального (на юг) продвижения льдов ледниковых по­кровов, Центральную Сибирь, шельф и шельфовые острова Северного Ле­довитого океана.

По взглядам других исследователей эта территория в меньшей мере подвергалась покровным оледенениям, была районом господства на значи­тельной его части плейстоценовых морских трансгрессий. Представление о том, что накопление отложений, в частности, на севере Западносибирской равнины, не связано с деятельностью ледников, стало прецедентом для высказывания и даже развития антигляциалистических воззрений.

Район урало-сибирских ледниковых покровов охватывает пространство в границах суши от полуострова Канин до полуострова Таймыр (включи­тельно) на севере. На западе область ограничивается распространением ледниковых отложений с валунами новоземельских горных пород (эта грани­ца установлена только приблизительно); на востоке район условно ограни­чивается линией, которая проходит через верховья Вилюя, Мархи, Оленека. Южная граница в европейской части пересекает р. Вятку около Кирова; на Урале – приблизительно в районе 61° 5′ с. ш. Восточнее Урала граница прохо­дит через бассейн р. Хонды, южнее г. Ханты-Мансийска, верховья р. Юган по правобережью р. Вах. Енисей эта граница пересекает в районе приустьевой части р. Подкаменной Тунгуски. Далее, в восточном направлении она про­водится по междуречью Подкаменной Тунгуски и Нижней Тунгуски, по­ворачивая к северо-востоку к верховьям р. Вилюя. На юг льды распро­странялись до 59 с. ш. В район включаются также Баренцево, Карское мо­ря, острова Новой Земли и Северной Земли.

По интенсивности проявления древнего оледенения район урало-сибир­ских ледниковых покровов занимает промежуточное положение между европейским ледниковым щитом и системой горных и предгорных ледни­ков северо-востока Сибири.

Уменьшение интенсивности древнего оледенения в восточном направле­нии связано с увеличением континентальности климата в этом же направле­нии. Общая площадь покровных льдов в эпоху их максимального распро­странения определяется в 2 707 000 – 4 300 000 км1. Такие большие раз­личия не случайны. Они отражают собой неясность и неопределенность в размерах отдельных ледниковых покровов, их соотношения с площадями распространения шельфовых и паковых льдов на севере района. Допускает­ся, что мощности ледниковых покровов могли достигать 700 м.

В границах района установлено несколько самостоятельных центров оле­денения новоземельский, уральский, таймырский, сибирский. Последний не был единым центром, представлен несколькими мелкими изолирован­ными центрами, льды которых во время максимального развитияоднако сливались между собою. Каждый ледниковый покров из таких центров (путоранский, анабарский, вилюйский) имел свое самостоятельное движе­ние и направление.

Считается, что мощным центром оледенения был новоземельский. Некоторые исследователи в последнее время подвергают сомнению это ут­верждение. Льды из этого центра двигались преимущественно в южном на­правлении и очевидно достигали Северных Увалов. Движение новоземель­ского ледникового покрова на юго-запад ограничивало продвижение на за­пад ледников с Урала. Основной поток уральских льдов был направлен на юго-восток в пределы Западной Сибири. Сюда ледники продвигались юго-восточнее устьевой части р. Иртыш. В восточную часть Западносибирской равнины распространялись льды из таймырского и сибирского ледни­ковых центров. Наиболее западным районом распространения ледников си­бирского центра считается район г. Сургут. Тут в морене встречаются валу­ны горных пород сибирских траппов. Каких-нибудь оснований для утверж­дения о соединении льдов уральского и сибирского центров не приводится. Новоземельские валуны не выявлены даже на северо-запада Западносибирской равнины к востоку от Полярного Урала и Пай-Хоя.

Для района было характерным: 1) уменьшение активности ледниковых покровов с запада на восток; 2) уменьшение мощности и степени сохран­ности ледниковых отложений: на западе их поля сплошные, на востоке — изолированные пятна в границах небольших районов. Часто ледниковые от­ложения уничтожены совсем. В отношении строения антропогеновых отло­жений и палеогеографии периода район неоднороден. По этим признакам выделяются подрайоны: северо-восток Восточно-Европейской равнины, За­падная Сибирь. Многие исследователи разделяют Западную Сибирь на час­ти: северную, где в антропогене господствовали морские трансгрессии, и южную — ледниковую. Различается также территория Центральной Сиби­ри и шельфа Полярного бассейна.

Северо-восток Восточно-Европейской равнины. Современный рельеф представляет равнина со средними высотами от 50 до 200 м. Сравнительно четко разграничиваются Малоземельская, Большеземельская тундры. Пе­чорская низменность, Тиманский кряж. В строении рельефа отразились тек­тоника, литология горных пород, оледенение и морские трансгрессии, эрозионно-аккумулятивная деятельность рек.

Выходы на поверхность доантропогеновых горных пород отмечаются в Тиманском кряже, Малоземельской и Большеземельской тундрах и др. В предуральской части они вообще имеют высокое гипсометрическое зале­гание. Наряду с высоким залеганием доантропогеновых горных пород часто их поверхность лежит значительно ниже уровня моря. Характерно, что участ­ки высокого и низкого положения этих пород часто располагаются на близ­ких расстояниях один от другого.

Расчленение доантропогенового рельефа происходило на протяжении длительного времени, начиная с позднего мена. Оно имеет эрозионно-тектоническую природу. Неровности коренного рельефа хорошо отражаются на мощностях антропогеновых отложений. Максимальные мощности их приу­рочены к древним эрозионно-тектоническим и эрозионным депрессиям (до 150—180 и более метров). В северной части Печорского бассейна они превышают 300 м. Незначительные мощности антропогеновых отложений (первые метры, десятки метров) фиксируются на участках высокого зале­гания доантропогеновых горных пород.

Стратиграфия антропогеновых отложений. Среди антропогеновых отложений преобладают морские, ледниковые, леднико­во-морские, озерно-аллювиальные образования. На севере подрайона стра­тиграфически они объединяются в большеземельскую серию (рис. 10).

Сводный стратиграфический разрез антропогеновых отложений Печорского бассейна

Сводный стратиграфический разрез антропогеновых отложений Печорского бассейна

Большеземельская серия подразделяется на три свиты: колвинскую, падимейскую и роговскую. Верхняя из них является рельефообразующей. Суммарная мощность серии достигает 350 м. Состоит серия из алевритистых супесчано-глинистых и частично песчаных отложений.

В основании серии в погребенных долинах залегает колвинская свита. По новейшим данным, возраст отложений этой свиты верхнеплиоценовый (акчагыльский). Отложения свиты по погребенным долинам распростра­няются далеко к югу. На наиболее приподнятых участках отмечаются выхо­ды этих отложений на поверхность. По литологическому составу свита со­стоит из серых и буро-серых глинистых алевритов с прослоями и линзами песка, с растительными остатками. Нередко встречаются разноокатанная галька и реже валуны, количество которых увеличивается к Уралу.

Падимейская свита залегает обычно ниже уровня моря. Ее мощность достигает 100 м и более. В Тимано-Уральском районе ее представляют гли­ны алевритистые, темно-серые, местами зеленоватые, слоистые с прослоями глинистого алеврита и песка.

Падимейская свита относится к нижнему антропогену. Но этим же воз­растом датируются и отложения других свит. Наиболее древними образова­ниями нижнего антропогена являются аллювиальные отложения палеовре­зов Печоры, Усы и других — гравийно-галечные отложения, пески, супеси, глины; на Камо-Печорском междуречье — грубообломочный валунно-галечный материал (Q1II). До сих пор остаются неустановленными отложения, образование которых следует связывать с первым раннеангропогеновым оледенением (стадией). На севере Печорской низменности отложения нижне­го антропогена представляют пески, алевриты, глины с морской фауной падимейской свиты; на Камско-Печорском междуречьи — аллювиальные се­рые пески и галечники (О3I). Стратиграфически выше выделены глины и алевриты светло-коричневые и серые с вивианитом, с песками и галечниками в основании. Ниже залегают ледниково-морские суглинки и алевриты с галькой, валунами с прослоями глин, песков и галечников. Они подстилают­ся ледниковыми глинами, суглинками и супесями с гапькой и валунами, флювиогляциальными песками, ленточными глинами (Q4I). Отложении лихвинского межледниковья в Тимано-Урйльском районе представляют озерно-аллювиальные и озерные глины, алевриты, пески, торф, аллювиаль­ные галечники, пески, супеси, суглинки, аллювиально-делювиальные обра­зования.

Роговская свита объединяет отложения днепровского ледниковья, один­цовского межледниковья, московского ледниковья. В основном ее пред­ставляют морские, ледниково-морские и ледниковые отложения, суглинки и глины с гальками и валунами, обломками, реже целыми раковинами моллюсков. Отложения днепровского возраста в Тимано-Уральском районе представляют ледниково-морские и ледниковые глины, суглинки, супеси с галькой и валунами; флювиогляциальные, озерно-ледниковые, перигля­циально-аллювиальные образовании.

Одинцовские отложения в этом же районе составляют морские и аллю­виально-морские пески и глины, озерно-аллювиальные и озерные глины, алевриты, пески, торф, аллювиальные пески с галькой, супеси, суглинки, аллювиально-делювиальные образовании. В отложениях московского воз­раста преобладают флювиогляциальные пески с гравием и галькой, ниже —ледниково-морские, ледниковые, флювиогляциальные, озерно-ледниковые образования, перигляциальный аллювий.

К югу от широтного колена р. Печоры состав субстрата валунных суглин­ков роговской свиты существенно меняется. Лихвинские и более древние плиоценовые и нижнеплейстоценовые отложения здесь имеют значительно меньшие площади распространения, выполняют узкие погребенные долины и их отдельные озеровидные расширения. В составе этих отложений полно­стью исчезают морские фаунистически охарактеризованные фации, которые замещаются озерными и озерно-аллювиальными осадками. Преобладающую роль в составе пород субстрата приобретают коренные отложения. В верхнеантропогеновых отложениях более-менее отчетливо различаются четыре возрастных горизонта. В микулинском горизонте основное место занимают морские и аллювиально-морские песчано-гравийные отложения, пески, суглинки и глины с морскими моллюсками; озерно-аллювиальные, озер­ные и биогенные отложении – пески, алевриты, глины, торф; аллюзий-гра вийно-галечные о ожения, пески, суглинки:

Горизонт первого верхнеангропогенового ледниковья (стадии) состоит из ледниково-морских, ледниковых, флювиогляциальных, озерно-леднико­вых и аллювиальных отложений – глины, суглинки, пески с галькой и валу­нами, ленточные глины. Их мощность в Тимано-Уральском районе изменя­ется от 2,5 до 13 м. Горизонт валдайского (зырянского) межстадиала составляют морские и аллювиально-морские песчано-гравийные отложения, суглинки и глины с раковинами морских моллюсков, озерно-аллювиаль­ные, озерные и биогенные отложении — пески, алевриты, глины, торф; аллювий – галька, гравий, пески, суглинки с фауной Муа truncata L., Hiatella arctica L, Astarte borealis placente Norch мощностью 10 21 м.

Ледниково-морские, ледниковые, фпювиогляциальные, озерно-леднико­вые и аллювиальные отложения — глины, суглинки, пески с галькой и валу нами, ленточные глины, мощностью от 4,5 до 29,5 м являются основными образованиями последнего сартанского оледенения.

Современные отложения (мощностью 7-15 м) представляют морские аллювиальные, озерно-аллювиальные, озерные, биогенные и аллювиальные образования.

Палеогеографические особенности. В конце среднего плиоцена на территории района господствовали сомкнутые влажные елово-сосновые леса с примесью большого количества древовидных берёз, места ми заболоченные. Флора современного типа, сохранившая из наиболее теп­лолюбивых форм среди древесных только Tsuga типа canadensis (L.) Carr. Никаких свидетельств существования тундровой зоны даже на самом севе ре не найдено.

В начале позднего плиоцена (акчагыльский век) произрастали березо­вые, местами разреженные леса со значительным количеством карликовых берез и примесью темнохвойных пород. На безлесных участках — разно­травье и покров зеленых мхов; на более низких местах – сфагновые болота. Впервые появляются виды — индикаторы тундровой зоны.

В середине позднего плиоцена возросла роль темнохвойных, появилась пихта. Леса стали сомкнутыми, увеличилось количество лесных плаунов. На побережье Печорского моря леса были разреженными. В конце позднего плиоцена повсеместно увеличилось значение безлесных ландшафтов (с по­лынью, осоками и многоножковыми), из березово-хвойных лесов исчезла пихта.

Ранний и средний плейстоцен — это время преобладания тектонических опусканий, сопровождавшихся интенсивной аккумуляцией отложений. Как следствие к концу среднего плейстоцена древняя гидрографическая сеть была погребена и рельеф стал наиболее плоским и монотонным в сравне­нии с предшествующими и последующими эпохами. Главным направлением движения основной части ледниковых масс во все ледниковые эпохи было движение с севера со стороны Новой Земли и шельфа Баренцева моря. Тем самым исключаются довольно распространенные палеогеографические построения о. возможном сочетании покровных оледенений, развивающих­ся в ледниковые эпохи в южных и центральных областях Печорской низ­менности, с морскими условиями в районах ее северных окраин.

Движение льда в днепровскую ледниковую эпоху, по разносу эратиче­ского материала, ориентировке длинных осей обломков и шрамам на пло­ско-выпуклых валунах, происходило с севера на юг и юго-восток в преде­лах Печорской низменности в целом с определенными отклонениями к востоку в районах Западного Приуралья.

Движение ледниковых масс в эпоху московского оледенении на терри­тории Печорской низменности было более сложным. В северо-западной ее части установлено присутствие морены из скандинавского ледникового щита со смедами движения льда с северо-запада на юго-восток. На остальной части низменности направление движения льда совпадало в общих чертах с направлением движения в днепровскую ледниковую эпоху. В Западном Приуралье в отдельных районах установлено движение ледниковых масс с востока, с Урала.

По данным палинологического анализа, ранний антропоген Тимано-Уральского района недостаточно отчетливо подразделяется на четыре эпо­хи — две похолоданий и две потеплений.

В начале раннего антропогена появились березовые леса с темнохвойными, карликовой березой и тундровыми плаунами. В последующем, вызван­ные колебаниями климата, растительные ландшафты изменялись. Первое похолодание отмечено обилием многоножковых папоротников и сфагно­вых мхов, меньшим развитием лесных и тундровых видов плаунов, встре­чались Ephedra. На современную тундру тип растительности этого похоло­дания не похож.

Потепление, наступившее за похолоданием характеризуется чередова­нием хвойно-березовых лесов с открытыми пространствами, поросшими полынями, злаками, осоками и разнотравьем.

Последнее похолодание в начале отмечается разреженными березовыми лесами с примесью темнохвойных на небольших площадях. В последующем преобладали открытые пространства, заросшие ксерофитными травами: обилием полыней, меньшим количеством злаков, осок, маревых, разно­травья.

Лихвинская эпоха среднего антропогена на территории района отличалась повышением обводненности, широким развитием озерно-речных и озерных водоемов.

Установлено, что в эту эпоху имела место последовательная смена березово-хвойных лесов елово-сосновыми сомкнутыми лесами с примесью бе­рез, ольхи и ивы. Появляется пихта, а в оптимум климатических условий -небольшое количество широколиственных (Tilia, Ulmus, Corylus,Quercus, Trapa). Сохранялись лесные папоротники, плауны, карликовые березы.

В днепровско-московское время резких изменений природных обстановок не отмечено. В Тимано-Уральском районе в днепровское время гос­подствовали ландшафты березово-хвойных лесов, местами разреженных, с большим количеством в травянистом покрове папоротников и незначи­тельной роли разнотравья; встречались тундровые виды плаунов, карлико­вая береза, ольховник.

Начало одинцовского межледниковья отмечено хвойным редколесьем с обилием осок, злаков, полыней, единично эфедр. Позднее — еловыми лесами с березами и единичными широколиственными (Quercus, Carpinis, Tilia, Ulmus). На юге происходит увеличение безлесных пространств (разнотравье). Конец межледниковья — преобладание березовых лесов лесотун­дрового типа.

Московское ледниковье отличалось развитием березово-хвойных лесов заболоченных с большим количеством папоротников и мхов. Встречались карликовые березы, ольховник, лесные и тундровые виды плаунов. Полы­ни, осоки, злаки и разнотравье не были обильными.

Сравнительно хорошо и, главное, более точно в подрайоне харакгери зуется поздний антропоген. Достаточно надежно фиксируется московско-валдайское (микулинское) межледниковье. На севере подрайон был морским бассейном бореальной трансгрессии. В эту эпоху устанавливаются более благоприятные по сравнению с современными климатические условии. В Предуралье, например, господствовали листопадные леса с преобладанием широколиственных, которые к югу сменялись южной лесостепью, а послед няя ксерофитными степями.

Валдайское оледенение распространялось только на северо-востока подрайона, Урале, Пай-Хое. По размерам валдайское (зырянское) оледе­нение значительно уступает предыдущим. На больших площадях развитие оледенения хорошо сохранился с выразительной свежестью ледниково-ак­кумулятивный рельеф (конечные гряды, моренные холмы, холмисто-кот­ловинный). Господствующим типом аккумуляции этого времени является водно-ледниковая. Типичные морены характерны только для южной части площади оледенения.

Валдайское (зырянское) оледенение было стадийным. Выделяются две крупные стадии наступания ледника, которые благодаря отличиям ледни­ково-аккумулятивного рельефа хорошо выражены. Межстадиальное время отличалось развитием хвойно-листопадных лесов с широколиственными на севере Предуралья, которые к югу сменялись листопадными лесами, лесостепью и степью.

Время второй (последней) стадии зырянского оледенении характери­зуется развитием перигляциальной степи.

В промежутке времени между зырянским покровным и горно-долинным сартанским оледенением на крайнем северо-востоке накапливались отло­жения так называемой каргинской морской трансгрессии. На Пай-Хое в это время образуется морская терраса, которая теперь имеет 40-60-метровую высоту Каргинское время характеризуется сравнительно благоприятными, близкими к современным климатическими условиями. Следы сартанского оледенении хорошо развиты на Полярном и Северном Урале в виде морены грубого состава, свежего ледникового рельефа — конечно-моренных гряд, трогов и каров.

В голоцене (в частности, во время климатического оптимума) произо­шло смещение на север границы леса. Об этом свидетельствуют многочис­ленные находки торфяников, остатков древесины, подзолистых почв там, где сейчас древесная растительность полностью отсутствует. Смещение зоны тундры на севере в северном направлении определяется в 300 400 км. Ос­татки древесины и торфяников известны на Ямальском, Гыданском, Тай­мырском полуостровах. Итак, во время термическою максимума тундра и лесотундра были на большой площади Евразии вытеснены лесной зоной.

Западносибирская равнина. Западносибирская равнина одна из круп­нейших на земном шаре. По особенностям строения молодого антропогено­вого рельефа равнина неоднородна. Огромные ее пространства занимают морские и речные террасовые равнины на севере, террасовые, водно-ледни­ковые и в значительно меньшей мере моренные равнины — в центральной (средней) части, озерные и озерно-аллювиальные равнины — в южной части.

По данным буровых работ и геофизических исследований, поверхность доантропогеновых горных пород отличается значительными неровностями. Самые низкие ее участки залегают на 200-230 м ниже уровня моря. На­ряду с этим доантропогеновые (палеогеновые) отложения выходят на по­верхность на отметках 100-150 м и даже 200-280 м. Глубина расчлене­ния поверхности доантропогеновых пород достигает 400-500 м. Это в два раза больше глубины самых больших современных долин. Выявлены мно­гочисленные древние погребенные долины: в нижней части бассейна Оби, бассейнах Пура, Таза, Енисея. Днища погребенных долин расположены ниже уровня моря и выполнены антропогеновыми отложениями. В южном на­правлении днища погребенных долин лежат значительно выше.

Неровности древнего доантропогенового рельефа были определяющими в изменениях мощностей антропогеновых отложений. В погребенных доли­нах они достигают 250-300 м, на древних водоразделах — только 5-10 м, а местами и совсем отсутствуют.

Антропогеновые отложения в северной части Западной Сибири и Тай­мырской низменности образуют почти сплошной покров средней мощно­стью около 120 м и представлены исключительно терригенными, преиму­щественно сероцветными породами: глинами, алевритами, песками, а так­же несортированными породами, содержащими грубый обломочный мате­риал, реже — галечниками, валунными галечниками или валунниками.

Толща антропогеновых накоплений залегает со слабым угловым и от­четливым денудационным и стратиграфическим несогласием на палеоге­новых, меловых, а по окраинам равнины – также на юрских, триасовых и палеозойских породах. Морские антропогеновые отложения (площадью распространения около 1,2 млн. км2) налегают на рыхлые или слабо консо­лидированные породы: пески, алевриты, глины с немногочисленными плас­тами алевритов, песчаников, мергеля, угля, а также на опоки, диатомиты и диатомовые глины. Прочные (скальные) изверженные и осадочные породы триаса и палеозоя лежат под антропогеновой толщей только по окраинам равнины. Иначе говоря, внутри равнин практически нет местных источни­ков, которые могли бы поставлять грубые обломки прочных пород для формирования антропогеновых отложений.

В антропогеновой истории Западной Сибири в одинаковой мере играли свою роль морские трансгрессии и покровные оледенения. Морские транс­грессии проникали с севера на юг и доходили до северных склонов Сибир­ских увалов. Покровные оледенения развивались из различных уже упо­минавшихся ледниковых центров (рис. 11). Наиболее древними из установленных является демьянское оледенение. Петрографический состав валу­нов материала свидетельствует, что центрами оледенения были Урал, Тай­мыр, Сибирская платформа. По размерам это оледенение было меньшим, чем последующее самаровское. Основные пространства равнины во время этой эпохи были свободны от льдов, на севере господствовало море.

Карта распространения материковых оледенений на Западно-Сибирской равнине и Среднесибирском плоскогорье

Карта распространения материковых оледенений на Западно-Сибирской равнине и Среднесибирском плоскогорье

Граница максимального первого среднеантропогенового оледенения, которое получило название самаровское, в начале характеристики района бы­ла названа. Граница второго среднеантропогенового тазовского оледенения (стадии) проводится: Урал (62°30′ с. ш.) — Обь южнее устья Северной Сосьвы — гребень Сибирских увалов (водораздел притоков Нижней Оби и верховий притоков р. Таз):

Зырянское оледенение в пределы севера равнины распространялось с северо-запада и северо-востока и занимало два участка: 1) северо-западный с границей но линии Березово—Салехард, вдоль западного побережья Обской губы и 2) северо-восточный с границей по линии Туруханск-вос­точное побережье Обской губы. Природной границей между Этими участками была Обская губа. Последнее сартанское оледенение занимало наименьшее площади, развивалось только в горах и имело горно-долинный тип.

По особенностям строении покрова антропогеновых отложений, обуслов­ленного природно-историческими событиями Западносибирская равнина неоднородна и подразделяется на части: 1) северную, в пределах которой имели место неоднократные морские антропогеновые трансгрессии; 2) сред­нюю (территория широкого развития покровных оледенений); 3) южную внеледниковую, на крайнем юге которой имело место заметное влияние (и сохранились следы) горного оледенения Алтая.

Стратиграфия антропогеновых отложений. Для раз­личных частей равнины в разное время создан ряд местных стратиграфиче­ских схем. Подчас эти схемы взаимоисключают одна другую, так как в ос­нову их разработки принимались неодинаковые и даже противоположные исходные критерии. Первые схемы основывались на утверждении факта су­ществования покровного оледенения на крайнем севере равнины и чередо­вании ледниковых и межледниковых эпох. Во время последних развива­лись морские трансгрессии, в водах которых накапливались осадки.

В последующем существование покровного типа оледенения на севере равнины было подвергнуто сомнению, появились научные работы, в кото­рых оно вообще отрицается.

Получило развитие представление о господстве ледниково-моренных и морских обстановок в ледниковые и межледниковые эпохи на севере рав­нины и покровного оледенения в ее средней части.

Южная граница северной части Западносибирской равнины проводится вдоль береговых линий морей, которые трансгрессировали сюда в раннем и среднем антропогене, как уже отмечено, до северных склонов Сибирских увалов. Основная часть геологического разреза выделяется в ранге серии, которая известна под названием ямальской. Серия сложена тремя горизон­тами (свитами) морских и ледниково-морских отложений (снизу вверх): полуйской, казымской, салехардской (рис. 12). При формировании ямаль­ской серии условия осадконакопления видоизменялись соответственно из­менениям обстановок ледниковий и межледниковий. Во время ледниковий наравне с морскими были широко развиты шельфовые и даже паковые льды. Во время межледниковий осадконакопление происходило по типу морского. Палеомагнитные данные для отложений полуйской свиты пока­зывают прямую намагниченность. Это означает, что их возраст моложе 690 тыс. лет. Стратиграфически самостоятельной, вверх по разрезу, выде­ляется казанцевская свита морских отложений с трансгрессивным зале­ганием на отложениях ямальской серии.

Сводный стратиграфический разрез антропогеновых отложений области трансгрессий Западно-Сибирской равнины

Сводный стратиграфический разрез антропогеновых отложений области трансгрессий Западно-Сибирской равнины

Верхний горизонт отложений своим образованием обязан позднеплейсто­ценовому зырянскому оледенению. Зырянский горизонт сложен леднико­выми, водно-ледниковыми отложениями. Верхнеплейстоценовый комплекс включает такие слои, образование которых связано с каргинским време­нем, а также образования сартанского горно-долинного оледенения. Голо­ценовый комплекс составляют аллювиальные, аллювиально-озерные и озер­но болотные отложения.

Средняя часть Западносибирской равнины выделяется как ледниковая для которой характерно широкое развитие отложений максимального са­маровского оледенении (оно сопоставляется с днепровским). Южная гpa­ница этой части равнины определяется линией максимальною распростра­нения покровного оледенения. В толще антропогеновых отложений преоб­ладают и имеют основное значение образования нижне- и среднеплейстоце­нового возраста.

Основание разреза составляют нижнеплейстоценовые ледниковые (на севере ледниково-морские) отложения эпохи демьянского оледенения.. Известны они только по буровым данным в западной и восточной частях равнины. Собственно ледниковые отложении выявлены по долинам Север­ной Сосьвы, Казымы, Енисея, на Оби (на ширине Березово). Распростране­ние льдов, как отмечалось, демьянского оледенения остается недостаточно изученным. Поэтому и о распространении его отложений нельзя говорить с достаточной достоверностью. По литологическому составу морену демьян­ского оледенения представляют неслоистые уплотненные супеси и супески серого и темно-серого цвета.

Отложении тобольского (лихвинского – в восточной части района евро­пейского ледникового щита) межледниковья (мощностью до 80—100 м) озерного, озерно-аллювиального и эстуарного происхождения, представле­ны, главным образом, супесями и суглинками.

Самаровский горизонт широко распространен и представлен леднико­выми, водно-ледниковыми (флювиальными и озерно-ледниковыми) отло­жениями. Ледниково-аккумулятивный рельеф самаровского оледенения очень расчленен, преобразован эрозионно-денудационными процессами и сохранился островами. Собственно ледниковые отложения — морены от­личаются однообразием литологического состава, в котором преобладают уплотненные суглинки и супеси серой и серо-бурой окраски. Морена сама­ровского оледенения бывает обогащенной макроспорами из палеогеновых отложений.

В северной части отложения самаровского горизонта перекрыты толщей песков и супесей самаровско-тазовского (мессовско-ширтинского) меж­ледниковья.

Самый молодой среди среднеплейстоценовых горизонтов выделяется с названием тазовский. Морена с валунно-галечниковым материалом этого оледенения выражена в рельефе конечными грядами. С внешней стороны этих гряд прослеживается полоса зандровых равнин шириной до 150км. Отложения, которые перекрывают ледниковые образования тазовского оледенения, по составу спор и пыльцы принадлежат к межледниковым. В северном направлении они замещаются морскими с фауной бореального типа. Это, главным образом, осадки озерного происхождения с содержа­нием растительных остатков.

Характеристика юга Западной Сибири по схеме районирования, приня­той в этом пособии, не предусматривается. Однако для общего представ­ления есть необходимость сказать о нем несколько слов. На юге Западной Сибири отложения нижнего и среднего плейстоцена представлены мощной (до 150 м) и довольно однородной толщей супесей и суглинков, часто затронутых лессообразованием. Наличие прослоев и линз песчаных отложе­ний, а также нескольких горизонтов погребенных почв вносит местами су­щественное разнообразие в ее строение. Это субаэральные и аквальные (речные и озерные) отложения. Геолого-геоморфологические и палеонтоло­гические данные свидетельствуют об их плейстоценовом возрасте. В отло­жениях обнаружены костные остатки млекопитающих от тираспольского (ранний плейстоцен) до верхнепалеолитического (средний—поздний плей­стоцен) комплексов.

Особенности формирования ледниковых отложе­ний. Установлено, что покровные оледенения зарождались сначала на воз­вышенностях горного обрамления севера Западной Сибири. Оттуда они по­степенно распространялись в глубь территории равнины, занимая все боль­шие площади, а затем — если это оледенение было достаточно интенсив­ным – смыкались в ее центральных районах. О таком движении свидетельствует вещественный состав ледниковых отложений. С возвышенностей горного обрамления на равнину ледниками снесено огромное количество материала. По подсчетам Ю. Ф. Захарова, только с Северного Урала за плей­стоцен было снесено на равнину около 1900 км3 горных пород.

Но объяснить все особенности состава западносибирских морен только переносом материала с окружающих горных возвышенностей невозможно. В них в больших количествах присутствуют продукты переотложения под­стилающих рыхлых осадочных пород чехла платформы, а также морских отложений, по-видимому, антропогенового возраста.

Находки морской антропогеновой макро- и микрофауны, связанные с моренами, бывают настолько обильны, что многие исследователи стали называть вмещающие их осадки не моренами, а мореноподобными порода­ми и считать их не ледниковыми, а морскими. Так родилось научное тече­ние — маринизм, которое быстро приобрело много сторонников.

Не случайно все оппоненты ледниковой теории всегда называют породы, относимые ими к морским, мореноподобными. О том, что „морские” отло­жения часто напоминают морену, а иногда от нее просто не отличимы, пи­сали не только маринисты, но и многие гляциалисты, характеризуя санчуговские отложения Енисейского Севера.

Макро- и микрофауна могла быть принесена в морены из акватории Кар­ского моря. Предполагается при этом существование самостоятельного Карского центра оледенения. Не только в среднем плейстоцене, но и в позднем, когда оледенение имело меньшие масштабы, оно, вероятно,занимало шельф и льды растекались оттуда.

На дне Карского моря находят признаки былого оледенения, выражаю­щиеся в наличии здесь древних глин, представляющих собой морену, и форм рельефа, которые интерпретируются многими исследователями как ледниковые.

Ледниковый покров шельфа Карского моря и. Западносибирской равни­ны был весьма значительным. Предполагается, что в эпоху максимального оледенения эта часть покрова примерно соответствовала по размерам и мощности современному Гренландскому щиту.

На территории равнины зафиксированы желоба ледникового выпахива­ния глубиной до 350 м и более. По бортам таких подледных долин проис­ходило интенсивное смятие пород, здесь известны крупные гляциодислока­ции, которые прослеживаются на глубину более 300 м. Обнаружено также большое количество полей распространения экзотектонических гляциогенных дислокаций (складчатых и надвиговых), которые, как проверено буре­нием и геофизическими методами, затухают с глубиной.

На протяжении плейстоцена на равнине происходило многократное пере­отложение ледником морен более древних ледниковых эпох, а также более древних слоев морены одной и той же ледниковой эпохи. Это привело к тому, что эратический материал оказался многократно перемещенным. Поэтому встречаются валуны пород горного обрамления имеете с обломка­ми местных пород и породами, принесенными с шельфа Карского моря.

Мягкость самого субстрата, по которому двигается ледник, его значительная экзарационная деятельность, неровность подстилающего рельефа (а в результате насыщенность морен продуктами разрушения рыхлых оса­дочных пород) затрудняют диагностику ледниковых отложений Западной Сибири.

О стоке западносибирских рек в эпохи оледене­ния. Вопрос о стоке западносибирских рек во время ледниковых эпох давно является предметом внимания исследователей. Это логически вытекает из того, что равнина наклонена к северу и при существовании сплошно­го ледникового покрова на севере ее создавалась неодолимая преграда для стока рек в акваторию Полярного бассейна. Этот вопрос особенно острым напнется для эпохи максимального самаровского оледенения. Для этой эпо­хи сток Оби и Енисея на север представляют себе по-разному: по поверх­ности льда, подо льдом, свободный сток на север, поскольку льды сибир­ского и уральского ледниковых покровов не сливались между собой. Допускается также сток к югу по Тургайскому прогибу, предполагая при этом, что перед краем ледникового покрова существовало большое под­прудное озеро. Существование такою озера или озер допускается и для таковского и зырянского оледенений.

Поскольку, ледниковые покровы не сливались даже в эпоху их макси­мального развития, то не существовало и преграды, которая бы прекратила сток рек в северном направлении. Он осуществлялся свободно, но в свое­образных условиях. Эти условия определялись главным образом высоким положением уровня Полярного бассейна и более южным расположением его береговой линии. Такие обстоятельства создавали благоприятные усло­вии для процессов боковой эрозии и аккумуляции аллювиально-озерных отложений на очень больших площадях и формировании обширных аллю­виально-озерных равнин.

Палеогеографические особенности. Уже отмечались, что Западносибирская равнина в плиоцене была густо и глубоко расчленена долинной сетью, ныне погребенной.

Возраст погребенных долин определен с применением метода возраст­ных рубежей. В северной части равнины долины выполнены (перекрыты) ледниковыми отложениями нижнеплейстоценового возраста или синхрон­ными им морскими и ледниково-морскими отложениями. Самыми моло­дыми отложениями, в которые врезаны долины, являются плиоценовые отложения в южной части Западной Сибири; особенно глубокие долины про­резывают нижнеплиоценовые отложения. Итак, расчленение поверхности доантропогеновых отложений и формирование древних погребенных долин происходило в конце неогена, и возможно, в самом начале антропогена. Древняя гидрографическая сеть Западной Сибири образовалась тогда, когда уровень Полярного бассейна был не менее чем на 300 350 м ниже современного. Современный шельф Карского моря в то время был сушей, а его береговая линия располагалась в полосе материкового склона. Обос­нованно утверждается, что в конце неогена Западносибирская равнина представляла собой достаточно приподнятую сушу (на 300 400 м) с хорошо разработанной глубокой гидрографической сетью.

В конце плиоцена в центральной части Западной Сибири растительность и расположение ландшафтных зон были близки к современным. В составе растительности имело место небольшое участие термофильных экзотов.

Палеогеографические особенности антропогена Западносибирской рав­нины как и других районов определялись тектоническими движениями, колебаниями климата, морскими трансгрессиями, покровными оледенения­ми, а также эрозионно-аккумулятивными процессами. Роль каждого из этих общих факторов видоизменялась во времени и пространстве. В различ­ных частях равнины соответственно устанавливались и существовали палео­географические обстановки господства морских трансгрессий, ледниковых покровов, перигляциала (рис. 13). Для северо-западной части Западной Си­бири в антропогене Г. И. Лазуков выделил три крупных этапа, обстановки которых имели широкое пространственное распространение: 1) конец нео­гена — начало антропогенового периода — этап восходящего развития; 2) ранний плейстоцен — значительная часть позднего плейстоцена — этап нисходящего развития; 3) часть позднего плейстоцена — голоцен этап восходящего развития.

Схема распространения оледенений и трансгрессий на севере Западно-Сибирской равнины

Схема распространения оледенений и трансгрессий на севере Западно-Сибирской равнины

Первый этап ознаменовался максимальной регрессией Полярного бассей­на. Материковый шельф современных окраинных морей был сушей. Бере­говая линия проходила в полосе континентального склона. Низкое положе­ние базиса эрозии и преобладание позитивных тектонических движений обу­словливали интенсивное развитие процессов глубинной эрозии и существо­вание хорошо разработанной гидрографической сети.

Второй этап — этап морских трансгрессий и покровных оледенений. В максимум трансгрессий (салехардское, санчуговское время) обширные пространства севера равнины покрываются льдами Полярного бассейна. Южная граница его располагается в зоне Сибирских увалов, отдельные губы и эстуарии углублялись далеко на юг. Происходит интенсивная площадная аккумуляция с последовательным перекрытием ранее отложенных осадков более молодыми, что обусловливалось преобладанием негативных текто­нических движений и изменениями уровня Полярного бассейна. Этим же объясняется и площадная аккумуляция озерно-аллювиальных осадков юж­нее трансгрессирующего бассейна. Покровные льды раннего и среднего плейстоцена в северной части Западносибирской равнины до сих пор не реконструируются, хотя несомненно они развивались. Ранне-среднеплейсто­ценовая трансгрессия отделена от позднеплейстоценовой казннценской трансгрессии регрессивной фазой, на протяжении которой выработана гидрографическая сеть и в последующем почти полностью погребена, вы­полнена казанцевскими отложениями. Казанцевское межледниковье было одной из самых теплых эпох антропогена на севере Западной Сибири.

Третий этап — этап последовательного непрерывно прерывистого пониже­ния уровня Полярного бассейна до современного уровня. На протяжении этапа происходит формирование современной гидрографической сети, в до­линах которой насчитывается несколько террасовых уровней, оформление основных черт современного рельефа в целом. В конце плейстоцена нача­ле голоцена уровень моря очевидно был несколько ниже чем современный. Об этом свидетельствует наличие под аллювием поймы Оби отложений, ко­торые выполняют эрозионные врезы.

Западная Сибирь испытывала несколько ледниковых и межледниковых эпох Число ритмов, установленных по стратиграфии отложений палеоботаническим путем, достигает четырех. Ритмы ледникового периода Запад­ной Сибири и европейской части СССР сопоставимы.

Изменения природы равнины сходны с теми, которые установлены для районов европейского ледникового щита.

Соотношения между оледенениями и трансгрессиями остаются дискус­сионными. Максимальное оледенение в пределах значительной части рас­сматриваемой территории было синхронным максимальной антропогеновой трансгрессии. Считается, что в эпоху самаровского оледенения создались особенно благоприятные соотношения между теплом (холодом) и влажно­стью. До сих пор однако, бытует представление о том, что это оледенение происходило в эпоху значительной регрессии Мирового океана, когда его уровень был на 100—300 м ниже современного. Но при такой палеогеогра­фической обстановке не могло быть значительного оледенения, так как климат был бы континентальнее современного.

О синхронном развитии оледенения и трансгрессии свидетельствует ши­рокое распространение морских и ледниково-морских отложений. В них со­держатся морские моллюски, фораминиферы, остракоды, морские диа­томовые водоросли. Их состав указывает на низкие температуры морских вод. Ледниково-морские отложения — продукты айсбергового и ледового разноса. Палеонтологические данные свидетельствуют, что внеледниковые пространства в эпоху самаровского оледенения были заняты своеобразной перигляциальной растительностью. Южнее широты Омска и Новосибирска они сменялись перигляциальными степями, в составе которых было до­вольно много ксерофитных (засухоустойчивых) и тундровых растений. Ближе к леднику (большая обеспеченность влагой) была распростра­нена растительность редколесий, чередовавшихся с участками перигляци­альных степей. Редколесья, состоящие главным образом из древовидных и кустарниковых берез и лиственницы, занимали наиболее благоприятные местообитания. Начало последнего крупного оледенения (зырянского) на севере равнины совпадало с конечными фазами бореальной трансгрессии (рис. 14).

Схема колебаний климата и уровня моря и их соотношений во времени для северо-запада Западно-Сибирской равнины

Схема колебаний климата и уровня моря и их соотношений во времени для северо-запада Западно-Сибирской равнины

Межледниковые эпохи на территории Западной Сибири палеогеогра­фически охарактеризованы сравнительно не так детально. Самая древняя из них выделяется под названием тобольская, которая по времени сопо­ставима с лихвинской района восточной части европейского ледникового щита.

Тобольская межледниковая эпоха приходится на время между двумя наиболее ранними ледниковыми эпохами — демьянской и самаровской.

Во время этого межледниковья на севере Западной Сибири накаплива­лись морские, а в центральных и южных районах — аллювиальные и озерные отложения. Формирование отложений тобольского горизонта сопровожда­лось энергичным размывом нижележащих осадков. Это крайне затрудняет восстановление мелких колебаний климата, поскольку в состав каждого семенного или спорово пыльцевого комплекса, помимо остатков расте­ний, живших в эпоху формирования изучаемых отложений, входят иско­паемые переотложенные как из более древних антропогеновых горизонтов, так и из доантропогеновых (неогеновых, палеогеновых и мезозойских) толщ. В это время здесь шло формирование широких речных долин. В аллювии известны остатки древнего слона и широколобого лося — типич­ных лесных обитателей. В тобольском аллювии встречаются раковины теплолюбивого моллюска Corbicula fluminalis, обитающею сейчас зна­чительно южнее.

Палеоботанические данные свидетельствуют, что в тобольское межлед­никовье лесные ландшафты были распространены шире, чем сейчас. Судя по данным палеоботаники, в эпоху формировании отложении тобольского горизонта на территории Западносибирской равнины происходили опре­деленные колебания положения природных зон, хотя динамика этих колебаний выяснена еще совершенно недостаточно. Зона лесов таежного типа временами включала в себя, по-видимому, даже современную Барабу. Как и для Восточно-Европейской равнины, здесь выявлены смены растительности. В начале и в конце межледниковья облесенность была меньше. Больше всего лесов было в климатический оптимум, когда гос­подствовали таежные ландшафты. На север они проникали на 300-400 км далее, чем сейчас. Южная граница тайги также смещалась к северу, а степи и лесостепи расширялись. Считается, что климат тобольского межлед­никовья в общем был близок к современному (то несколько теплее то прохладнее). Остается дискуссионным вопрос о том, каким было время (межледниковьем или межстадиалом), разделявшее самаровскую лед­никовую эпоху и тазовскую ледниковую эпоху (стадию). Это время вы­деляется под названием мессовско-ширтинского межледниковья (или межстадиала). Отложения одноименного горизонта палеоботанически изучены недостаточно.

В составе ископаемой семенной флоры из отложений мессовско-ширтин­ского горизонта полностью отсутствуют остатки более или менее теплолю­бивых растений. Большинство зарегистрированных здесь видов свойствен­но и современной растительности бассейна р. Таз в пределах 63-64° с. ш. В то же время здесь отмечены остатки и тундровых растений, имеющих ны­не более северный ареал (Juncus cf. afcticus, Ranunculus hyperboreus). Это позволяет квалифицировать климат эпохи существования рассматриваемой флоры как суровый, близкий к современному климату северной границы таежной зоны или даже более холодный. Поэтому исследователи склонны считать, что растительные остатки свидетельствуют скорее о межстадиаль­ном, а не межледниковом характере соответствующих отложений. Вопрос об аналогах этих отложений в центральных и южных районах Западносибирской равнины пока не имеет однозначного решения.

Казанцевская межледниковая эпоха (сопоставима с микулинской райо­на восточной части европейского ледникового щита) обычно характери­зуется как теплая. При изучении обнажения правого берега р. Себи у пос. Ка­рымкоры (район Белогорья) в отложениях аллювиально-озерно-болотной линзы с торфяником, врезанной в самаровскую морену, была обнаружена довольно богатая ископаемая семенная флора, сопоставляемая с казанцевским межледниковьем. Судя по составу этой флоры климат казанцевского межледниковья на территории Западносибирской равнины был несколько более мягким, чем современный и ландшафтные зоны были заметно сме­щены к северу (по меньшей мере на 3 -4°) относительно их нынешнего положения. Такие выводы должны расцениваться в качестве хотя и очень вероятных, но все же предположительных.