В последние годы в печати развернулась острая дискуссия по поводу существования в сартанское время на территории севера Западной Сибири покровного оледенения. Этот регион, по представлениям В.И. Астахова [Астахов, 1976], П.А. Волкова, М.Г. Гросвальда и С.Л. Троицкого [Волков и др., 1978], Гросвальда [Гросвальд, 1977] был покрыт мощным материковым льдом, являвшимся оконечностью гипотетического Карского ледникового щита. Другие исследователи, как например, А.А. Величко, используя общеклиматические данные, а также материалы палеогляциологического моделирования, отвергают самую возможность возникновения покровного оледенения на севере Западной Сибири [Величко, 1979].

Этот вопрос имеет большое научное значение в связи с изданием атласа-монографии «Палеогеография территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене». Проблема оледенения Западно-Сибирской равнины специально обсуждалась в 1978 г. на Международном совещании в Новосибирске по теме «Корреляция четвертичных оледенений Северного полушария» (Project 73-1-24) [Project…, 1979].

Наконец, крайне важным обстоятельством является также и то, что некоторые исследователи пытаются связать распространение ледников с прогнозом нефтегазоносности севера Западной Сибири [Корценштейн, 1970].

Вопросы палеогеографии каргинского времени для севера Западной Сибири интересны сами по себе, поскольку связаны с проблемой истории колебания уровня Мирового океана.

В статье использованы новые материалы 1977-1981 гг., собранные в процессе аэрогеологического картирования Гыданского и Тазовского полуостровов. В работе участвовали кроме авторов геологи КАГЭ № 3 объединения «Аэрогеология» М.М. Брызгалова, В.М. Сергиенко, Т.А. Рожнова, А.Л. Ванин, Л.М. Морозова, материалы которых были использованы в предлагаемой статье.

Рельеф каргинских террас. Облик первичного аккумулятивного рельефа морских и речных террас, подвергшихся воздействию сартанского ледника, должен был (и это никто не отрицает) существенно преобразоваться. Ледник оставил бы после себя характерные для материковых ледников следы - конечно-моренные валы и основную морену. Однако все исследователи севера Западной Сибири отмечали ледниковый рельеф лишь на востоке, в приенисейской части. Большая же часть Субарктики имеет вид террасированной равнины, открытой к Карскому морю. Морские террасы побережья Карского моря, Обской, Тазовской, Гыданской, Юрацкой губ и Енисейского залива отделены от рек центральных частей Гыданского и Тазовского полуостровов увалообразными водораздельными возвышенностями (абс. выс. 90-100, наибольшая - 168 м). Последние ориентированы субширотно, реже – субмеридионально, возвышаясь над окружающей равниной на 30-100 м. Плановое расположение основных орографических элементов Гыданского и Тазовского полуостровов обусловлено новейшей тектоникой, в значительной степени развивающейся унаследованно.

Среди террасовых уровней наибольшую площадь занимают верхняя (IV) 40-60 и нижняя (III) 30-40-метровая террасы, составляющие более половины территории Гыданского и Тазовского полуостровов. Они широкой (до 30 км) полосой протягиваются вдоль морского побережья, сливаясь внутри района с верхними террасовыми уровнями крупных речных долин. На юге Западной Сибири верхней террасе Гыданского и Тазовского полуостровов соответствует IV надпойменная речная терраса Оби, Таза, Пура и Енисея, а на западе, в Хатангской депрессии, она смыкается с одновозрастной IV морской террасой.

Верхняя, 40-60-метровая, терраса врезана в высокую денудационную поверхность, сложенную салехардскими и казанцевскими отложениями, а на востоке - в придолинные зандровые образования ермаковского (ранний вюрм, висконсин) ледника. Их отделяет от более древних уровней четкий и крутой уступ высотой до 100 м. Тыловой шов террасы местами замыт, но всюду отчетливо улавливается. Абсолютная высота его (55-60 м) остается неизменной, несколько повышаясь (до 70 м) лишь на участках локальных неотектонических поднятий, а также близ Таймырской складчатой области, испытывающей в настоящее время неотектоническое воздымание (бассейны рек Яковлевой, Гольчихи и др.).

Морфологический облик поверхности верхней террасы характеризуют предельная выровненность, заболоченность, слабые уклоны к морю, а также горизонтальность ее продольного профиля. На ней широко развиты преимущественно криогенные микро- и мезоформы рельефа булгунняхи, полигональные грунты и термокарстовые западины. Многочисленны осушенные термокарстовые котловины (хасыреи), тяготеющие к участкам локальных поднятий. В ряде мест на высокой террасе наблюдались развеваемые пески и остатки береговых песчаных валов. В приморской полосе многочисленны дюны - реликтовые образования сартанской полярной пустыни. У южного подножья Гыданской гряды, близ тылового шва террасы, отмечается развитие мелкохолмисто-западинного рельефа, возникшего также в позднесартанскую эпоху вследствие протаивания погребенного фирна. На участках новейших поднятий терраса лишена аккумулятивного коррелятного покрова и интенсивно расчленена. Нередко бровка террасы изрезана короткими глубокими оврагами, заложившимися по морозобойным трещинам.

Нижняя 30-40-метровая терраса имеет ограниченное распространение. Она врезана в верхнюю террасу, отделяясь от нее на юге невысоким (2-3 м) уступом, тогда как в приморской части (севернее Гыданской гряды) обе террасы сливаются в единую (30-60 м) террасовую поверхность. Нижняя терраса отличается на большей части площади небольшой шириной - 1-2 км, изредка достигая 10 км. От более низких врезанных в нее террас она всюду отделена высоким (5-20 м) уступом. Поверхность террасы ровная, заболоченная, полого падающая в сторону моря и русел рек. В отличие от верхней террасы в речных долинах намечается два типа продольного профиля поверхности террасы: продольный горизонтальный в низовьях крупных долин и полого падающий - в верховьях. Кое-где терраса интенсивно расчленена; широко развиты также криогенные формы рельефа.

Строение и состав каргинских отложений. Каргинские осадки детально изучены на многих участках Гыданского и Тазовского полуостровов. Они вскрыты в тянущихся на многие километры береговых обрывах, в излучинах рек и на берегах крупных озер, где слагают верхнюю часть разреза III и IV террас.

Обе каргинские террасы являются абразионно-аккумулятивными. Высокий цоколь (абс. высота 20-30 м) сложен салехардскими и казанцевскими алевритами, песками и глинами (Q_II-Q_III) реже ермаковскими (зырянскими) гравийниками и песками (Q_III). Аккумулятивные поверхности террас фиксированы каргинскими песчано-глинистыми осадками (Q_III), которые лежат со стратиграфическим несогласием на средне- и верхнеплейстоценовых породах. Каргинские отложения резко отличаются от подстилающих плейстоценовых ярко-бурой, желтой или серовато-коричневой окраской, обусловленной большим содержанием полуразложившихся растительных остатков и мощных (до 3,5 м) прослоев торфа. Для них характерна тонкая (1-2 мм - до 1 см) горизонтальная, реже - косая слоистость. Глинисто-алевритовые осадки присущи приморским разрезам, а на остальной территории состав отложений контролируется составом пород, слагающих берега. Суммарная видимость каргинской толщи, венчающей разрезы IV и III террас, не превышает 32 м. По комплексу геолого-геоморфологических признаков каргинские отложения разделяются на нижне- и верхнекаргинские.

Нижнекаргинские отложения слагают аккумулятивный покров верхней IV террасы. Они представлены прибрежно- и лагунно-морскими алевритами, песками и глинами с примесью гальки и линзами торфа с обломками древесины. На отдельных участках осадки содержат бореально - арктический комплекс ископаемых моллюсков, а также остатки морских солоновато- и пресноводных диатомовых водорослей.

Они залегают с размывом на подстилающих плейстоценовых отложениях, которые в ряде пунктов (В-376, А-515, В-167 и др.) фиксируются выдержанным по простиранию слоем базальных гравийных песков или конгломератов.

Видимая мощность нижнекаргинских отложений достигает 14 м. На участках неотектонических поднятий (вблизи Таймырской складчатой зоны - в низовьях Енисея и др.) повышается цоколь верхней террасы (до абс. отм. 50 м) и ее тыловой шов (до 70 м), а каргинские осадки образуют здесь тонкий (1-3 м), иногда разорванный покров, сохранившийся лишь вблизи тылового шва террасы и не вскрытый в береговых обрывах Енисея. Здесь терраса почти нацело является цокольной и сложена преимущественно салехардскими и казанцевскими породами.

Приведем описания нижнекаргинских отложений, характеризующих различные участки Гыданского и Тазовского полуостровов (рис. 1, 2).

Наиболее северный разрез этих пород описан А.Л. Ваниным (В-376) на правом берегу р. Монгоче-Яха, в 100 км выше ее впадения в Карское море. Здесь в обнажении высотой до 20 м (абс. отм. бровки - 50,0 м) обнажены горизонтально-слоистые глины, пески и алевриты. Ниже по реке последние замещены бурыми песками с линзой (до 1 м) торфа.

Контакт с подстилающими салехардскими глинами неровный, с карманообразными углублениями, подчеркнутыми скоплениями гравия. Из торфа взяты два образца на абсолютный возраст по С¹⁴, показавшие соответственно 38 600±1500 (ГИН-2190) и 32 700±1500 лет назад (ГИН-2189).

При удалении от Карского моря наблюдается постепенное опесчанивание разреза. Показательным в этом отношении является обнажение в бассейне р. Танама, на р. Яра, в 85 км выше ее устья (по прямой), где ниже бровки террасы (абс. отм. 48,0 м) наблюдается пачка песков (14,2 м) пестрых (коричневых, голубоватых, желтых) разнозернистых глинистых полимиктовых горизонтально-, косо- и волнистослоистых с прослоями торфа. В нижней части пачки отмечены линзы, а в основании - базальный горизонт галечника (5-7), включающий морскую фауну моллюсков (сборы М.М. Брызгаловой): Macoma calcarea (Gmelin), M. baltica Linne, Mytilus edulis Linne, Polinices (Espira) pallidus (Brod et Sow), Natica (Cryptonatica) clausa (Brod et Sow).

Образец торфа, отобранный с глубины 13,5 м, показал абсолютный возраст (С¹⁴) 36 800±900 лет назад (ГИН-2004). Карпологический анализ этого торфа выявил комплекс растений, характерный для позднеплейстоценовых болот в лесотундре: преобладание стебельков гипновых мхов, обрывки трав, единичные мелкие обломочки тонких сучков. Из ископаемых растений определены Mnium sp., Bryales sp., Sphagnum sp., Dryas octopetala L., много плодиков Potentilla sp., орешков Carex sp., семян Salix sp. sp. Диатомовая флора содержит 11 морских и солоновато-водных видов и 71 пресноводный. Количество морских и солоновато-водных форм в комплексе составляет 11-17%, а на глубине 11 м достигает 35%. В их числе присутствуют единичные створки сублиторальной Melosira sulcata; к солоновато-водным относятся Coscinodiscus lacustris var. septentrionalis, Diploneis interrupta, Nitzschia nabicularnis; к пресноводным - один планктонный вид, остальные - бентические виды (донные и обрастания). Видовой состав диатомей свидетельствует о регрессии моря. Под воздействием сгонно-нагонных и приливно-отливных течений сюда проникали морские и солоновато-водные виды.

В ряде аналогичных разрезов каргинских отложений в пределах Гыданского полуострова (Б-163, Р-92, С-263) в песках обнаружена фауна морских моллюсков (сборы М.М. Брызгаловой, Л.М. Романовой, В.М. Сергиенко): Macoma baltica Linne., M. calcarea (Gmelin), Astarte borealis Schumacher, A. montagui warchami (Hancoch), Neptunea sp., Serripes groenlandicus (Bruguiere), Ciliatocardium ciliatum (Fabricius), Natica clausa (Brod et Sow.). Комплекс в основном аркто-бореальный, характерный для верхней и средней сублиторали моря с нормальной соленостью.

На Тазовском полуострове состав каргинских слоев является более глинистым. Так, на правом берегу р. Пойлова-Яха, в 40 км выше устья (С-176), в береговом обрыве террасы под 2-метровым датированным голоценовым слоем бурых глинистых песков залегает нижнекаргинская пачка (5 м) горизонтально переслаивающихся буровато-серых алевритов, глин и песков. Эти осадки с резкой четкой границей налегают на белесые кварцевые горизонтально-слоистые казанцевские пески, слагающие цоколь террасы. Нижнекаргинские отложения в этом разрезе содержат наряду с пресноводными диатомеями морские виды: в изобилии встречаются сублиторальная Melosira sulcata, неритическая форма Stephenopyxus turris, солоновато-водные Cyclotella striata и Nitzschia navieularis, составляющие в 4 м ниже бровки 80% общего количества диатомей. Два последних вида являются умеренно тепловодными, нехарактерными для современных северных морей. Пресноводная флора представлена бентическими видами, отличаясь от флоры нижележащих осадков большим развитием эпифитов (76%), ростом количества холодноводных диатомей (до 50%), и отражает постепенное обмеление водоема в условиях похолодания климата. Флора этого разреза характерна для мелководной прибрежной части моря. Высокое содержание пресноводных видов свидетельствует о значительном опреснении водоема крупными реками - Обью, Пуром и Тазом.

Спорово-пыльцевые спектры этого разреза характеризуются значительным содержанием пыльцы трав (37-68%). Пыльца древесно-кустарниковых растений составляет 26-53%, причем доминирует пыльца кустарниковых и древовидных берез (35-76% первых и 11-35% - вторых). В пределах первого десятка процентов отмечена пыльца ели и сосны обыкновенной. Встречены также единичные зерна пыльцы лиственницы и ольхи. Количество спор не превышает 10% - это сфагновые мхи, папоротники и плауны. В целом состав спектров близок к характеристикам тундры.

Эти отложения надежно коррелируются с песчаными осадками террасы на левом притоке р. Пойлова-Яха - р. Арка-Харвута (Р-40), где их каргинский возраст подтверждается радиоуглеродной датой - 40 700±1200 лет назад (ГИН-1916), полученной из торфа, взятого в 8 м ниже бровки террасы (абс. отм. 42,0 м).

Датированные нижнекаргинские отложения, еще более глинистые, нежели на Тазовском полуострове, известны южнее, в низовьях р. Пур, где они также слагают верхнюю часть разреза 40-60-метровой террасы. Здесь, на правом берегу реки, в 18 км выше устья, в крутом обрыве обнажены глины, пески алевриты - прослоями торфа (9,55 м).

Ниже, в цоколе террасы, залегают казанцевские и салехардские породы (36,5 м).

Из торфа и обломка древесины получены три абсолютные даты (по С¹⁴): соответственно 38600±1000 (ГИН-1926), 37 100±400 (ГИН-1928) и 39 000± 1500 лет назад (ГИН-1927).

В другом обнажении этой же террасы р. Пур, ниже по течению, у мыса Шеймина (Б-36), вскрываются маломощные (6 м) нижнекаргинские алевритовые осадки, абсолютный возраст которых подтвержден двумя радиоуглеродными датами, полученными из двух прослоев торфа: с глубины 3 м - 38 900±1200 (ГИН-1929) и 5 м - 38 800±600 лет назад (ГИН-1930).

Диатомовая флора содержит 37 таксонов пресноводных диатомей с количественной оценкой «единично». Преобладают донные (80%) - Navicula, Pinnularia, Nitrachia и др., эпифиты Eunotis, Cymbella, Cyrosigma и др. составляют 17%. Планктонные формы представлены Melosira granulata (Ehr.), Ralfa, Cyclotella aff. temperei Perag et Herib, Tebellaria fenestrata (Lyngb) Kiitz. Судя по составу диатомовых, формирование флоры происходило в условиях неглубокого опресненного бассейна.

Карпологический анализ датированных торфов (Б-66) выявил обильные осоковые, многочисленные грибы и единично семена бузины, малины, водных растений (вахты и камыша), а также обломки хвои и семена березы плохой сохранности (Б-36). По заключению В.П. Никитина, состав ископаемой флоры отражает существование долинного, периодически затоплявшегося половодьями болота в лесотундре. Климат был близок к современному, возможно, несколько мягче.

Палинологический анализ этих образцов показал, что среди коренной части смешанного спектра во всех образцах доминирует пыльца древесных пород с примесью кустарников, на втором месте - пыльца трав (злаков и осок с разнотравьем). Среди спор преобладают мхи и папоротники. По заключению М.В. Никольской, наличие такого спектра дает возможность предполагать, что северная граница распространения лесов продвинулась севернее ее современного положения, т.е. климат был несколько теплее, чем в настоящее время.

На побережье Обской губы, а также в долинах рек Анти-Паюта, Мессо-Яха нижнекаргинские отложения представлены более грубыми фациями - песками средне- и грубозернистыми, содержащими гравий и гальку. Состав осадков контролировался литологией водно-ледниковых отложений, слагающих борта долин в их верховьях.

Верхнекаргинские отложения широко развиты на побережье Карского моря, в меньшей степени - на берегах морских губ и в долинах крупных рек, где слагают аккумулятивный комплекс морских и речных террас высотой 30-40 м. Верхнекаргинские отложения залегают с размывом на нижнекаргинских, ермаковских, казанцевских и салехардских осадках и перекрыты нередко голоценовыми образованиями. В ряде пунктов датированные верхнекаргинские осадки, представленные преимущественно торфами (А-323), лежат на датированных нижнекаргинских, слагая самые верхи IV террасы. В приморской части территория они представлены прибрежно- и лагунно-морскими, реже - озерно-болотными фациями, а во внутренних районах - также и речным элювием.

Прибрежно- и лагунно-морские осадки характеризуются сильной изменчивостью. Это пестрая пачка тонкопереслаивающихся разнозернистых песков, алевритов и глин, сильно оторфованных, с редкими включениями гравия и гальки, с тонкой (1-5 мм) горизонтальной, реже косой слоистостью. Видимая мощность отложений - 18 м.

Один из характерных разрезов прибрежно-морских отложений Гыданского полуострова (А-301) изучен вблизи побережья Карского моря на р. Екаряу-Яха, в 40 км выше устья. На левом берегу реки, в обширном амфитеатре высотой до 30 м, отчетливо прослеживается двучленный глинисто-песчаный разрез террасы.

На западе Гыданского полуострова (В-219), в береговом обрыве р. Юрибей, в 125 км выше устья, под датированными голоценовыми (6 м) осадками вскрыта 13-метровая ритмично-переслаивающаяся толща песков и алевритов с прослоями торфа.

Абсолютный возраст образцов торфа по С¹⁴ соответственно равен 32 600±1300 (ГИН-2026) и 34 500±1000 лет назад (ГИН-2027).

В верхней части осыпи этого обнажения собраны многочисленные костные остатки мамонта - Mammuthus primigenius (Blum.) (сборы А.Л. Ванина, определение В. Шера). Кроме того, здесь же найдены ископаемые остатки северного оленя. Абсолютный возраст костей мамонта по С¹⁴ - 25 400±300 лет назад (ГИН-2210).

Карпологический анализ торфа выявил обильные макроостатки полярной ивы, осок, а также семена водно-болотных растений и растений тайги (лапчатки, лютика).

Диатомовая флора представлена 6 таксонами морских, 2 – солоноватоводных и 54 - пресноводных диатомей. Содержание морских и солоноватоводных разностей колеблется от 80 до 27%. В их числе преобладает сублиторальная Melosira sulcata, а также единичные створки Cyclotella striata и Nitzechia navicularis. Из океанических видов присутствуют «единично» Thalassicesira decipiena, T. excentrica var. minor, из неритических - Coscinodiscus marginatus, С. sumbelephorus, Actinocyclus divisus. В составе пресноводных диатомей один планктонный вид - Tabellaria fenestrata, остальные - бентические. Это обитатели дна водоемов: Melosira scabresa, Dipleneis ovalis; Stauroneis, Navicula, Pinnularia, Neidium, Hantzschia, Nitzschia и обрастатели Opephora marti, Fragilaria pinnata, виды родов Eunotia, Achnanthes, Cymbella, Gomphonema. Диатомей характерны для осадков, сформированных в прибрежной части моря. Присутствие пресноводных видов свидетельствует о заметном влиянии речного стока. В климатическом отношении на фоне преобладающих бореальных и широко распространенных видов встречены холодноводные арктические и аркто-бореальные диатомей (30-40%) - Melosira sulcata, М. scabrosa, Eunctia bigibba, E. praerapta var. muscicola, Achnanthee nodosa, Navicula amphibola, N. semen, Pinnularia alpina, P. borealis, P. lata, Cymbella heteropleura. Здесь же встречены тепловодные формы: пресноводная Stauroneis acuta и солоноватоводная Nitzschia navicularis.

Осадки верхнего слоя (6 м) содержат 43 таксона пресноводных диатомей и 3 морских вида. Морские диатомеи представлены сублиторальной формой Melosiza sulcata и океанической Actinocyclus divisus. Состав пресноводных форм обеднен по сравнению с нижележащими отложениями и характеризует отложения речной дельты. Под действием приливно-отливных и сгонно-нагонных течений вместе с водами моря сюда попадают и морские виды. Холодноводные диатомей в нижней половине слоя составляют 17-25%, в верхах их количество возрастает до 50%. Это говорит о похолодании климата в условиях регрессии моря.

При удалении от моря на юг, вблизи останцовых денудационных возвышенностей, разрез верхнекаргинских (как и нижнекаргинских) осадков существенно песчанистый (А-282, В-188, Т-34). Лагунно-морские отложения имеют ограниченное распространение. Типичный разрез этих осадков изучен на западном берегу оз. Ямбу-То (Т-187), где в поздне-каргинское время, видимо, была лагуна, периодически соединявшаяся с Гыданской губой. Здесь в береговом обрыве обнажена пачка (18 м) ритмично переслаивающихся песков серовато-желтых мелко- и тонкозернистых, коричневато-серых песчаных алевритов с большим числом прослоев (0,1-0,2 м) торфа. Из приповерхностного торфа получена абсолютная датировка по С¹⁴ - 27 200±500 лет назад (ГИН-2196). В этих отложениях в 1979 г. найдены коренные зубы мамонта - Mammuthus primigenius (Blum.) (сборы Т.А. Рожновой) (Т-298). Вблизи этой точки, на западном берегу оз. Ямбу-То, известна находка в 1864 г. Ф.Б. Шмидтом [Шмидт, 1867] мерзлой туши мамонта в овраге, прорезающем 30-40-метровую террасу. Она лежала в 5 м ниже бровки террасы в основании пачки бурых глин, насыщенных прослоями растительных остатков. Туша была частично перемещена в прибрежной части водоема. Полученные при радиоуглеродном измерении кожи и жировой ткани мамонта две абсолютные датировки [Зубаков, 1972] равны 30 250± 1800 - 33 500±1000 лет назад.

В центральной части Гыданского полуострова, в бассейне р. Танамы, на р. Сяву-Нгарка-Яха, в верхней части разреза 30-40-метровой террасы (В-188) под датированными голоценовыми осадками (1,3 м) обнажается 7,5-метровая регрессивная пачка прибрежно-морских песков с многочисленными ритмично повторяющимися мелкими (до 5 см) прослоями намывного (?) мохового торфа. Количество этих прослоев увеличивается вверх по разрезу. Из торфа, взятого в 5 м ниже бровки террасы, получена радиоуглеродная дата 31 200±400 лет назад (ГИН-2024).

Спорово-пыльцевые комплексы, полученные из этих осадков, свидетельствуют, по мнению М.В. Никольской, о том, что формирование верхней части разреза происходило в благоприятной климатической обстановке, которую можно сопоставить с эпохой «луповско-новоселовского потепления», завершающего каргинское межледниковое время. В целом весь разрез служит хорошей иллюстрацией палеогеографической обстановки в эпоху второй половины каргинского межледниковья.

Речные отложения имеют ограниченное распространение. Они слагают III надпойменную террасу в верховьях рек Мессо-Яха, Поелово-Яха, Монго-Юрибей и др. и представлены русловыми и пойменными фациями аллювия мощностью до 3-8 м. На севере Гыданского полуострова, на р. Поелава-Яха (В-343) и в других местах, из этих осадков извлечены пресноводные диатомеи. Они представлены бореальными болотными видами: Eunotia , Steuroneis, Navicula.

Возраст IV и III террас. Возраст верхней IV и нижней III морских террас Гыданского и Тазовского полуостровов базируется на их геоморфологическом и стратиграфическом положении: они врезаны в водораздельные ермаковские осадки и залегают на датированных по С¹⁴ (>50 000 лет назад) ермаковско-казанцевских и салехардских отложениях. Кроме того, каргинский возраст аккумулятивного чехла этих террас подтверждается также абсолютными датировками по радиоуглероду (35 определений) в пределах 49 000±1000 - 25 900±400 лет назад, отвечающими каргинскому времени. В это число входят и две абсолютные радиоуглеродные датировки тканей «мамонта Шмидта» [Шмидт, 1867].

Разделение отложений на нижне- и верхнекаргинские (помимо приуроченности их к разновысотным террасовым уровням) обосновывается и абсолютными датами. Так, для нижнекаргинских осадков верхней морской террасы получены 18 абсолютных датировок по радиоуглероду в интервале 49 000±1000 - 36 800±900 лет назад, а для верхнекаргинских отложений нижней террасы имеется 14 абсолютных дат в пределах 34 500±1000 - 25400±300 лет назад. Три абсолютные даты, полученные по торфу из слагающих IV террасу нижнекаргинских отложений, являются, очевидно, несколько омоложенными. В цоколе каргинских террас вскрыты средне- и верхнеплейстоценовые отложения, для которых получено 20 запредельных абсолютных датировок (>50 000 лет назад). В самой верхней части разреза каргинских террас на глубину до 3,5 м ниже бровки вскрыта глинисто-песчаная сильно оторфованная (иногда нацело состоящая, из торфа) голоценовая пачка пород, откуда получено 16 радиоуглеродных датировок в пределах 8 920±30 - 3630±60 лет назад.

Палеогеография каргинского времени определяется трансгрессией морского полярного бассейна на сильно расчлененную равнину, которая сопровождалась слабым погружением севера Западной Сибири. Этот бассейн был открыт на север, в сторону океана, и частично на восток, в Енисей-Хатангскую депрессию (рис. 3). Восточный его берег находился у подножья плато Путорана, западный - у склона Урала. На юге по долинам древних Оби, Пура, Таза и Енисея, море ингрессировало далеко в глубь равнины, превратив участки долин в морские заливы. Это был мелкий опресненный бассейн с архипелагом невысоких, легкоразмываемых островов - типичное шельфовое море. Южнее Гыданской гряды располагался мелководный полузамкнутый слабоосолоненный, а у южного берега - пресноводный бассейн с интенсивным речным питанием. В целом же общая площадь каргинского бассейна занимала 2/3 всей территории и была меньше предшествующего казанцевского. Базируясь на отметках тылового шва верхней каргинской террасы, а также на отсутствии глубоководных форм фауны и флоры, можно предполагать, что уровень каргинского моря находился на 50-60 м выше современного. В более глубокой северной его части шло накопление алеврито-глинистых фаций открытого моря, а на юге, в мелководье, формировались преимущественно алеврито-песчаные отложения. В море обитали сравнительно теплолюбивые аркто-бореальные моллюски, росли диатомовые водоросли, а на островах - кустарник с травянистым покровом; значительные площади на островной суше занимали болота, где произрастали осоки, торфообразующие гипновые мхи и сфагнум. Бассейн испытывал колебательные движения незначительной амплитуды. Большие площади островных низких заболоченных побережий (лайд) и литорали подвергались интенсивному воздействию приливно-отливных и ветровых (сгонно-нагонных) процессов. Малоамплитудные тектонические колебания приводили к сравнительно длительному осушению или затоплению побережий, что также вызывало изменение состава осадков, которое определялось литологией берегов.

Палеогеографическая обстановка формирования низкой каргинской террасы сходна с верхней. Особенностью позднекаргинского времени является регрессия морского бассейна, сопровождавшаяся понижением базиса эрозии и выработкой более низкого террасового уровня. Накопление позднекаргинских осадков происходило в условиях приливно-отливных течений как на открытых морских мелководьях (глинистые фации), так и в узких морских заливах - эстуариях (Палео-Таза, -Пура, -Оби и -Енисея), глубоко проникавших в глубь низменности, а также в лагунах. На осушенной раннекаргинской морской равнине в речных долинах формировались аллювиальные отложения III надпойменной террасы, а также озерно-болотные осадки. Базисом эрозии служил уровень моря, абсолютные отметки которого были на 40 м выше современного.

Климат каргинской эпохи был, по-видимому, более влажным и теплее современного. На обширной низкой приморской равнине в конце каргинского времени господствовал лесотундровый ландшафт. В сравнительно благоприятных экологических условиях обитали мамонты, лошади и северные олени.

Палеогеография сартанского времени. Судя по геолого-геоморфологическим материалам, собранным авторами, в сартанскую эпоху север Западно-Сибирской низменности являлся перигляциальной областью Уральского, Путоранского и Таймырского ледников. Сартанский ледниковый рельеф был изучен и закартирован геологами КАГЭ № 3 только на склонах гор Путорана и Бырранга, где местами ледники выходили на прилегающие равнины, оставляя свежий конечно-моренный комплекс. Обширная пологоволнистая равнина севера Западной Сибири, расположенная между несколькими ледниковыми центрами, была в ледниковую эпоху, по нашим представлениям, ареной аккумуляции атмосферных осадков, выпадавших преимущественно в виде снега, который ветром концентрировался в депрессиях и полностью не таял летом. Постепенно в понижениях рельефа формировались навеянные снежинки и изолированные фирновые поля. Мощность фирна достигала, вероятно, десятков метров, и кое-где он мог перекрывать низкие водораздельные пространства. О реальности такой палеогеографической реконструкции можно судить по наличию в настоящее время в середине июля на Гыданском полуострове в водосборных воронках ручьев и долинках оврагов многочисленных снежников мощностью 5-7 м и площадью до 20-50 м².

В начале сартанской эпохи, на этапе накопления фирнового покрова господствовали условия полярной пустыни с присущими ей процессами морозного выветривания, развеивания, криогенными явлениями, десквамацией. На значительных площадях, покрытых снегом, процессы осадко- и рельефообразования были очень слабыми. Лишь во второй половине сартанской эпохи, в условиях потепления климата, сопровождавшегося более быстрым таянием снега и фирна, активизировались рельефообразующие процессы. Освободившиеся от снега водораздельные пространства подвергались интенсивному воздействию эрозионных, солифлюкционных, дефляционных процессов. Более интенсивному расчленению подвергалась Гыданская гряда, испытывавшая в плейстоцене унаследованное воздымание, а ее склоны, изрезанные многочисленными глубокими оврагами, приобрели вид бедленда. Терригенный материал с разрушающихся возвышенностей аккумулировался на прибортовых участках прилегающих низин, на поверхности фирновых полей, которые довольно длительное время существовали в крупных понижениях рельефа. По периферии фирновых полей, у южного подножья Гыданской гряды и других склонов южной экспозиции, где склоновые процессы протекали наиболее интенсивно, фирн был погребен оползнями и пролювиальными конусами выноса. Позднее при неравномерном вытаивании фирна здесь формировался рельеф, напоминающий камовый.

На огромной площади низменной морской равнины «разорванный» фирновый покров способствовал консервации рельефа каргинских террас. При таянии снега началось эрозионное освоение территории. Базис эрозии находился несколько выше (10 м) современного уровня моря. На это указывает довольно высокое гипсометрическое положение подошвы датированного сартанского аллювия II надпойменной террасы, представленного песками с линзами торфа. Судя по радиоуглеродным датировкам торфа из аллювия (8 м) террасы (абс. отм. ее поверхности 20-24 м) р. Юрибей (В-252, 263), равным соответственно 15 830±170 (ГИН-2029) и 15 360±150 лет назад (ГИН-2030), на севере Западной Сибири в это время отсутствовал ледниковый покров. На привершинных участках склонов междуречий были многочисленны снежники-перелетки, ложе которых в голоцене было преобразовано в обширные термокары, расположенные на одном высотном уровне (70-80 м) и нередко занятые небольшими озерами. Особо следует отметить широкое развитие в конце сартанской эпохи эоловых процессов, приведших к формированию приморских дюн и котловин выдувания, являющихся реликтовыми образованиями на поверхности IV, III и частично II террасы.

Выводы. 1. На Гыданском и Тазовском полуостровах закартированы сохранившиеся до наших дней в первозданном, морфологически свежем виде морские каргинские равнины двух уровней (высокий - 40-60 и низкий - 30-40 м), занимающие 2/3 этой обширной территории. Это дает основание утверждать, что здесь в позднечетвертичном (сартанском) времени не существовало покровное материковое оледенение, о котором пишут названные в начале статьи исследователи. Следы сартанского ледника известны только на склонах гор Путорана, Бырранга, северного Урала и местами на смежных участках равнин.

2. 18-20 тыс. лет назад на территории севера Западной Сибири существовали обширные пространства полярной пустыни с характерными для этого ландшафта фирновыми полями и снежниками, разнообразными эоловыми мерзлотными формами рельефа, со слаборазвитой гидросетью.

3. Отсутствие покровного оледенения на севере Западной Сибири снимает соответственно и вопрос о возникновении локальных нефтегазоносных структур за счет якобы деградации ледников. Известно, что локальные поднятия в Западной Сибири есть результат только тектонических напряжений.

ЛИТЕРАТУРА

1. Астахов В.И. Геологические доказательства центра плейстоценового оледенения на Карском шельфе. - Докл. АН СССР, 1976, т. 231; № 5, с. 1178-1181.

2. Величко А.А. Проблемы реконструкции позднеплейстоценовых ледниковых покровов на территории СССР. - Изв. АН СССР. Сер. геогр., 1979, № 6, с. 12.

3. Волков П.А., Гросвальд М.Г., Троицкий С.Л. О стоке приледниковых вод во время последнего оледенения Западной Сибири. -  Изв. АН СССР. Сер. геогр., 1978, № 4, с. 25.

4. Гросвальд М.Г. Последний евроазиатский ледниковый покров. - В кн.: Материалы гляциологических исследований. Хроника и обсуждения. Вып. 30. М., 1977, с. 45.

5. Зубаков В.А. Палеогеография Западно-Сибирской низменности в плейстоцене и позднем плиоцене. К IX конгрессу JNQUA, Новая Зеландия, 1973 г. - «Наука», Л., 1972, с. 200.

6. Корценштейн В.Н. О влиянии периодических оледенений на газовые месторождения севера Тюменской области. - Докл. АН СССР, 1970, т. 191, № 6, с. 1366.

7. Шмидт Ф.Б. Краткое известие о поездке на север России для исследования найденного там мамонта. - Зап. Ак. наук, 1867, т. XI, кн. 1, с. 126.

8. Project 73/1/24 «Quaternary glaciations in the Northern hemisphere», report № 5 on the session in Novosibirsk (USSR), July 17-28, 1978. Prague, 1979.

Ссылка на статью:

Авдалович С.А., Биджиев Р.А. Каргинские морские террасы на севере Западной Сибири и проблема сартанского оледенения // Известия АН СССР, серия географическая, 1984, № 1, с. 89-100.