Выяснение происхождения осадков санчуговской свиты Енисейского Севера - задача важная не только для понимания геологической истории данного района. В зависимости от ее решения по-разному трактуются стратиграфия четвертичных отложений и палеогеография плейстоцена для больших пространств аккумулятивных низменностей на севере Евразии. Без преувеличения можно сказать, что этот вопрос является узловым в проблеме оледенения Западной Сибири, вокруг которой около двадцати лет длится бурная дискуссия, а также имеет важное значение и для севера Русской равнины. Чтобы убедиться в этом, необходимо обратиться к его истории, которая охватывает срок вдесятеро больший и затрагивает основы представлений о четвертичном периоде в Сибири.

Из истории установления морских трансгрессий и оледенения в Западной Сибири

В XVIII в. верхние слои осадочных пород на равнинах считали следами внезапного и грандиозного наводнения, которое нередко отождествлялось с библейским потопом. О Западной Сибири тогда писали как о плоской равнинной территории, покрытой морскими наносами, связанными с потопом или иным катастрофическим наводнением. В них часто встречались кости, а на севере иногда и трупы крупных экзотических животных, и многие видели в этом свидетельство наводнения, которое принесло их с юга.

П. Паллас - выдающийся исследователь того времени обнаружил, как казалось, еще более важные признаки схлынувшего моря. К югу от г. Омска на берегу Иртыша он собрал мелкие раковины, которые, как думал Паллас, «по-видимому суть бесспорно морское произведение», и изобразил одну из этих раковин на таблице. Мнение Палласа было причиной заблуждений нескольких поколений исследователей Сибири и в течение более чем ста лет главным доказательством прочно укоренившегося представления, что море покинуло Западно-Сибирскую низменность совсем недавно.

Ученик и помощник Палласа Василий Зуев, спустившись по Енисею до зимовья Селякина (69°40' с.ш.), сообщил, что ниже Плахина также находятся окаменелые раковины.

В начале XIX в. катастрофистские взгляды еще не были забыты, поэтому, когда в бассейне северной Сосьвы Стражевским (1834) впервые для Западной Сибири были описаны толщи «до бесконечности разнообразных видом и качеством» песков, глин и суглинков с галькой и огромнейшими валунами и глыбами уральских пород, они были выделены в «потопную формацию».

Но большинство ученых в это время уже оставило представления о потопе, вместо которых появилась основанная на актуалистических наблюдениях теория «ледового дрифта», то есть переноса эрратического материала плавающими по морю льдинами и айсбергами.

В те же годы была выдвинута и ледниковая теория разноса валунов, появились идеи о покровном оледенении материков и ледниковом периоде в истории Земли. Но они вначале имели еще отчетливый привкус катастрофизма и долго - до 70-80-х гг. XIX в. оставались мало популярными.

Дрифтовая теория быстро распространилась в России, в соответствии с ней объяснялось тогда происхождение валунных наносов Русской равнины. Эта теория отнюдь не исключала ледниковых явлений, и в середине XIX в. были в ходу те или иные комбинации обеих теорий. Так, например, Э. Эйхвальд в 1850 г. писал, что Скандинавия покрывалась вечными льдами, оставившими следы в виде исштрихованных и оглаженных скал, а валунные отложения, распространенные южнее, считали морскими осадками, куда валуны были принесены льдинами и айсбергами.

Западную Сибирь в те годы, естественно, продолжали считать равниной морской по происхождению, тем более, что валунные наносы, обнаруженные в низовьях Енисея и в Таймырской низменности, содержали морские раковины.

В 1843 г. Таймырский край исследовал А.Ф. Миддендорф, который писал [Миддендорф, 1860] «нет сомнения, что в тундре под 69½º с.ш. на правом берегу Енисея, я вступил на ... поднятое морское дно, по которому без перерывов должен был проехать пять градусов широты к северу и только лишь у хребта Бырранга встретил скалы, вздымавшиеся из этого бесконечного полотна морского наноса». В морском происхождении наносов Миддендорфа убедил попадающийся внутри тундры «допотопный лес», который он считал морским плавником, и в особенности найденные им хорошо сохранившиеся морские раковины, принадлежащие видам и теперь живущим в Ледовитом океане. По Миддендорфу, «...все валуны, родину которых нельзя указать поблизости, в первобытные времена, когда земля еще не вышла из моря, принесены сюда льдинами и садились на тогдашнем морском дне», и ничто не говорило здесь в пользу прежнего существования ледников.

Представления Миддендорфа оказали большое влияние на всех последующих исследователей низовий Енисея и Таймыра. Их использовал Э. Эйхвальд, но он сделал несколько иные выводы: сначала глетчеры и вечный снег покрывали весь северный берег Азиатской России и они отполировали и исштриховали скалы и на севере Таймыра. Затем климат улучшился, ледники исчезли, распространились леса и крупные животные, но Ледовитый океан при опускании материка нахлынул с севера, уничтожил леса и фауну, а бурным течением занесло валуны и гальку к югу. Вслед за этим «ужасный холод вновь сковал всю Северную Сибирь». В этой интерпретации событий можно узнать основу будущих представлений о межледниковой природе наносов» Таймырской низменности.

В 1866 г. низовья Енисея исследовали две экспедиции: Ф.Б. Шмидта [1867, Schmidt, 1868, 1872], направленная за трупом мамонта в Гыданскую тундру Академией наук, и И.А. Лопатина [1871, 1897], снаряженная Русским Географическим Обществом, которые объединились и часть работ провели совместно... Результаты этих экспедиций занимают особое место в истории рассматриваемого вопроса.

Ф.Б. Шмидт, ставший впоследствии одним из основоположников ледниковой теории в России, в те годы, как показывают его работы 1865-66 гг. по Прибалтике, еще во многом придерживался теории дрифта и большое значение придавал роли плавучих ледяных масс [Марков, 1955]. И.А. Лопатин в этой же экспедиции производил специальные наблюдения за транспортирующей и денудирующей деятельностью речного льда. Для обоих исследователей было естественным в обнажающихся по Енисею толщах с валунами и морскими раковинами видеть морские отложения.

Ф.Б. Шмидт указал, что четвертичные отложения с морской фауной - богатые раковинами песчаные или бедные глинистые - распространены по Енисею всюду ниже с. Плахино. Они содержат многочисленные валуны с остатками мезозойских организмов. Ученый определил большую коллекцию морских четвертичных моллюсков, собранных главным образом И.А. Лопатиным, обнаружил эти же слои в Гыданской тундре, предположил, что они продолжаются в бассейне Оби, а также сопоставил их с уже известными к тому времени слоями с морской фауной в бассейне Северной Двины и в Западной Европе. Поверх морских слоев Ф.Б. Шмидт выделил пресноводные; оказалось, что именно они содержат ископаемое дерево, торф и остатки мамонтов.

И.А. Лопатин описал послетретичные отложения с морскими раковинами по обоим берегам Енисея и собрал коллекцию фауны. Помимо следов деятельности речных льдов Енисея он обнаружил на самом севере шлифованные скалы и предположил, что одновременно с морским бассейном в «ледяной период» здесь существовали ледники, как в Гренландии или на Шпицбергене. Валуны, в том числе штрихованные, находимые в морской толще, он считал перенесенными плавающими льдинами, а исчезновение ледников связывал с общим потеплением климата [Лопатин, 1871].

Р. Мурчисон на основании данных Ф.Б. Шмидта, сообщенных ему А.Ф. Кейзерлингом, уже в 1869 г. писал, что постплиоценовые пласты на Енисее сходны с теми, что наблюдались им по Северной Двине. Таким образом, корреляция следов трансгрессии на севере Русской равнины и Сибири сразу получила признание.

Несколькими годами позже И.С. Поляков (1877 г.) сходным образом истолковал наличие на Оби уральских валунов, отмеченных в устье Иртыша еще А. Эрманом в 1848 г. Он полагал, что ледники располагались на Урале и оттуда сползали в водоем, может быть даже морской залив, по которому валуны разносились плавающими льдами.

Посещавшие в те же годы южную часть Западной Сибири исследователи по-прежнему считали ее бывшим морским дном. Немецкий геолог Б. фон Котта пересек южную часть Западной Сибири и в 1869 г. отметил, что в ее пределах почва везде состоит из новейших дилювиальных образований, отложенных, как он думал, в море, среди которого на островах в жарком или умеренном климате жили мамонты и носороги; в западно-сибирских гривах Котта видел морские береговые дюны. А.Ф. Миддендорф в 1871 г. сообщил, что исследуя Барабу не нашел здесь против ожидания никаких следов деятельности льда и пришел к выводу, что перед ним - обнажившееся морское дно, сравнимое с намывными маршами Немецкого моря. В 1872 г. Г. Гельмерсен писал, что сведения Котта и сообщения Миддендорфа, а также нахождение Палласом в Барабе морских раковин не оставляет сомнения в существовании в недавнем прошлом на месте Северо-Сибирской и Арало-Каспийской равнин морского рукава между Европой и Азией.

Эти представления вместе с данными Ф.Б. Шмидта и И.А. Лопатина оказали влияние на П.А. Кропоткина, который на основании исследований в Восточном Саяне и Олекминско-Витимском районе в 1873 г. высказывался в пользу древнего оледенения Восточной Сибири, но полагал, что Енисейская область, Обская низменность, Барабинская степь и часть Арало-Каспийской низменности покрывались морем, питавшим своей влагой восточно-сибирские ледники.

Таким образом, глинистые породы низовий Енисея с редкими остатками морской фауны и эрратическими валунами (вместе с более богатыми фауной песками) были отнесены к морским образованиям в то время, когда теория ледового дрифта была еще общепризнанной, следы четвертичного оледенения в центральной части Западной Сибири не получили должного истолкования, и всю Западно-Сибирскую низменность вплоть до ее южной окраины продолжали считать четвертичной морской равниной. Такой вывод был естественным и единственно возможным при состоянии геологических знаний к началу 70-х гг. прошлого века. Некоторые исследователи уже тогда допускали одновозрастность этих слоев с оледенением. Но в этот же период назревали важные изменения во взглядах на четвертичную историю равнины.

Еще в 1857 г. П.П. Семенов (Тян-Шанский) собрал близ Омска упоминавшиеся Палласом раковины и переслал их Е. Мартенсу, который в 1864 г. определил среди них только пресноводные формы и заключил, что если не вся низменность, то значительная ее часть «представляла в последнее геологическое время не морской, а большой пресноводный бассейн». Новые сборы И.Д. Черского у г. Омска, опубликованные в 1872 г. и определенные также Мартенсом, положили конец этой дискуссии. Как писал Шмидт в 1874 г., характер моллюсков говорил против соединения Арало-Каспийского бассейна с Ледовитым океаном. Из двух разновозрастных ярусов пород, выделенных здесь в 1875 г. И.Д. Черским, только верхний оказался относящимся к постплиоцену, а нижний - к миоцену; все моллюски были пресноводными и в их числе Cyrena (= Corbicula) fluminalis Müll., которую П. Паллас счел морской. «Определение коллекций, - писал Черский в 1877 г., - показало, что море здесь не могло иметь места даже в миоцене, а мнение о весьма значительном распространении вод Ледовитого океана в Сибири в послетретичный период неосновательно».

Когда в некоторых современных работах, развивающих ту же гипотезу, встречаются ссылки на мнение Б. фон Котта, И.С. Полякова, П.А. Кропоткина [Кузин, Чочиа, 1965; Данилов, Недешева, 1969 и др.], не следует упускать из виду уровень геологической науки того времени, господствовавших тогда взглядов и тех фактов, из которых исходили названные исследователи.

В эти же 70-е гг. XIX в. благодаря успехам изучения ледниковых отложений на Русской равнине, в Восточной Сибири, на Алтае, Кавказе, в горах Средней Азии одновременно с распространением ледниковой теории в Европе и Америке и выходу в свет в 1876 г. труда П.А. Кропоткина «О ледниковом периоде» подход к изучению четвертичных отложений Западной Сибири изменился.

В 1873 г. юг Западной Сибири пересек Т. Бельт, который также нашел только пресноводные раковины и пришел к выводу, что поскольку нигде, кроме крайнего Севера, морских раковин нет, Западная Сибирь в четвертичное время не заливалась морем. Он предположил, что весь север страны покрывался оледенением, оставившим у с. Самарова на Иртыше описанные А. Эрманом уральские валуны, причем этот ледник преграждал сток речных вод и они к югу от его края образовали огромное пресноводное озеро. Размеры оледенения Бельтом сильно преувеличивались.

Признание обширного оледенения Сибири встречало в те годы возражения А.И. Воейкова и И.Д. Черского, считавших для этого климат Сибири слишком континентальным; отголоски этого мнения не утратили силы и в наши дни. Накапливавшиеся факты, однако, говорили в пользу оледенения.

Моренные отложения и ледниковый рельеф в Зауралье в 80-е годы были описаны Е.С. Федоровым, и там же была определена их южная граница. Решающей датой в установлении оледенения Западной Сибири можно считать 3 ноября 1890 г., когда Я.А. Макеров на заседании СПб. Общества естествоиспытателей сделал сообщение о ледниковых отложениях у с. Самарово - мощной толще суглинков с крупными валунами кристаллических пород. Этот факт в сочетании с наблюдениями Е.С. Федорова показывал, что ледник, спускаясь с Урала, достигал по крайней мере устья Иртыша.

После сообщения Я.А. Макерова материковое оледенение Западно-Сибирской равнины многие стали считать окончательно доказанным.

Почти одновременно с этим в 1891 г. в печати появилось первое указание В.А. Обручева о том, что древнее оледенение в Восточной Сибири, как и в Европе, было неоднократным.

Дальнейшая история изучения следов четвертичного оледенения в Западной Сибири достаточно широко известна. Трудами Н.К. Высоцкого, Д.А. Драницына, В.Н. Сукачева, Б.Н. Городкова, В.А. Обручева, Я.С. Эделынтейна, С.Г. Боча, В.И. Громова, В.А. Дементьева и других исследователей постепенно были выяснены состав морен и границы максимального оледенения, определено положение питающих ледниковых центров в горах - на Урале, в Восточной Сибири, а кроме того, возможно, и на севере самой равнины (тазовский центр В.А. Обручева). Многие вскоре склонились к признанию двукратности оледенений, из которых второе было меньшим. Максимальное оледенение было сопоставлено с днепровским оледенением Русской равнины, а более позднее - с валдайским. Некоторые исследователи находили, кроме того, признаки еще одного более древнего оледенения.

Существенно, что подавляющее большинство перечисленных исследователей писало о западной и центральной частях равнины вдоль Сибирских Увалов и к югу от них. Сведения о более восточных и северных районах в течение долгого времени практически отсутствовали. В обзорных работах конца XIX - начала XX вв. обычно подчеркивалось наличие морских четвертичных слоев на самом севере, но новых данных ни об этих образованиях, ни о следах оледенения этих районов долгое время не появлялось.

На рубеже XIX и XX вв. было обнаружено, что морские отложения севера европейской России залегают между моренными горизонтами, возникло и укрепилось представление о межледниковой бореальной трансгрессии. Оно оказало большое влияние на исследователей Енисейского Севера, которые в дальнейшем стремились выявить здесь признаки оледенений и их соотношение со слоями с морской фауной.

В 1921 г. были частично опубликованы результаты экспедиции Н.Н. Урванцева 1919-1920 гг., положившей начало изучению Норильского района. Следуя И.А. Лопатину, Н.Н. Урванцев описал развитые по правобережью Енисея постплиоценовые слои с обломками раковин, отложенные, по его предположению, в полупресноводном заливе моря, которое он уже называет бореальным. Валуны в них объяснялись волновой деятельностью этого моря. Следов деятельности ледника Н.Н. Урванцев тогда еще не отмечал. А. Борисяк [1923] толщи с морской фауной по северной окраине Сибири, в которых на Енисее есть «валуны, несущие ледниковые шрамы» (их отметил еще Миддендорф), также называет осадками бореальной трансгрессии; прослеживая к востоку пояс морен, известных около Урала, а также у Самарова и Сургута, он говорит об этих валунах как ледниковых, «перемытых бореальной трансгрессией». В 1924 г. В.И. Громов подтвердил данные предшественников, отметив однообразные отложения северной морской трансгрессии по Енисею, и привел списки собранной им морской фауны.

В 1928 г. Н.Н. Урванцев решительно высказался в пользу сплошного оледенения севера центральной Сибири, аналогичного и одновременного оледенению Западной Сибири, шедшему с Урала, с которым оно сливалось в районе р. Таз. В нескольких статьях [Урванцев, 1929, 1931 а, б, в] он привел многочисленные данные в пользу своей гипотезы и сообщил, что в Таймырской низменности распространены мощные ледниковые валунные суглинки, перекрытые всюду, кроме наиболее высоких увалов, осадками межледниковой морской трансгрессии мощностью до 20-30 м, внизу - глинистыми породами с галькой, валунами и раковинами, а вверху - чистыми белыми и желтыми песками также с раковинами. Пески, в свою очередь, перекрыты верхним горизонтом валунных суглинков, который распространен не всюду, а только ближе к горам, а далее переходит во флювиогляциальные образования.

Направление ледниковых шрамов и разнос валунов указывали, что центр оледенения находился за пределами современной суши - в районе архипелага Норденшельда. Другие центры предполагались в пределах Восточно-Сибирского плоскогорья, а южная граница максимального оледенения - под 63-64° с.ш., а может быть и южнее. Так конкретизировалось представление о сплошном оледенении Западной Сибири от Урала до Енисея, подтвердившееся находками трапповых валунов по Средней Оби почти до Иртыша.

Про нижний глинистый горизонт межледниковой толщи Н.Н. Урванцев писал, что этот промежуточный слой образовывался благодаря лишь частичному перемыву нижних валунных суглинков, что провести границу морских осадков и морены «точно никогда не удается, между ними всегда лежит довольно широкая переходная зона, где иногда совершенно невозможно разобраться, с каким материалом собственно имеешь дело» [Урванцев, 1931а, с. 40].

Большое количество валунов, в том числе иногда очень крупных - до 10 м³, в области распространения межледникового моря объяснялось размывом морены, причем мелкозем считался унесенным, а галька и валуны - оставшимися на месте. Кроме того, предполагалось, что некоторые валуны были перемещены прибоем, а другие, возможно, принесены плавающими айсбергами. Высказывавшаяся и ранее мысль об остаточных скоплениях валунов на месте размытых морен сыграла позднее немаловажную роль в интерпретации разреза плейстоцена Енисейского Севера. Особенно важно то обстоятельство, что изменив коренным образом прежние представления о строении четвертичного покрова в пределах Таймырской низменности, гор Бырранга и северо-запада Восточно-Сибирского плоскогорья, Н.Н. Урванцев оставил прежним объяснение, данное его предшественниками осадкам, обнаженным вдоль Енисея, и писал: «На запад от Норильского плато моренные отложения сменяются осадками бореальной трансгрессии [Урванцев, 1931 а]». Ее отложениями «существенно являются те же, лишь более или менее перемытые, и сортированные моренные суглинки». Таким образом, по представлению Н.Н. Урванцева, в береговых обрывах по Енисею нижняя морена отсутствует, будучи уничтожена бореальным морем и замещена его осадками, а верхняя сюда не распространялась. Южная граница трансгрессии на Енисее проводилась под 67° 30' с.ш. и далее продолжалась на запад через р. Обь.

Хотя трансгрессия признавалась межледниковой, однако предполагалось, что одновременно с ней в горах и предгорьях продолжалось оледенение, а к концу трансгрессии произошло новое незначительное наступление льдов, причем первые порции моренного материала сгружались непосредственно в море и разносились вглубь него плавучими льдами, как об этом писали Лопатин и Миддендорф.

В 1935 г. Н.Н. Урванцев высказал предположение, что в максимум оледенения, которое он, подобно В.А. Обручеву, считал на всем сибирском Севере сплошным, дно Северного Ледовитого океана покрывалось льдом до глубин минус 200 м, представляя собой ледниковую сушу.

С 1936 г. изучение оледенения Сибири вошло в новую стадию. В.Н. Сакс в обзорной статье [Сакс, 1936] показал, что представление о сплошном оледенении всего севера Сибири, получившее распространение после появления в 1931 г. работы В.А. Обручева, являлось преувеличенным, а реконструируемые покровы следует ограничивать только теми территориями, где их следы достаточно ясны. Идея ограничения площади четвертичного оледенения применительно к Западно-Сибирской равнине подкреплялась тем, что сведения о признаках оледенения на самом ее севере в конце 30-х гг. продолжали оставаться неопределенными. На основании данных В.Н. Андреева, Н.Я. Ермилова, В.С. Говорухина, Б.Н. Городкова считалось, что типичные морены там не имеют широкого распространения, а может быть вовсе отсутствуют [Сакс, 1937]. Предполагалось, что ледниковые отложения могут быть найдены только на самых возвышенных водоразделах, так как все низины здесь сложены осадками бореальной трансгрессии.

В 1939 г. в работах по геологии Арктики отразилась краткая, но важная дискуссия о геологическом строении окрестностей Усть-Енисейского порта - небольшого района, которому предстояло стать стратотипическим для значительной части разреза плейстоцена всей Сибири. Тогда он привлек к себе внимание в связи с открытием здесь Н.А. Гедройцем в 1934 г. выходов горючих газов. Д.К. Александров [1939], изучавший этот район в 1936 г. сообщил, что оскольчатые глины, выходящие на р. Чинчуговке (Санчуговке) в 2,5-3 км от Усть-Порта, которые в 1934 г. Н.А. Гедройц условно отнес к мезозою, содержат определенные В.И. Бодылевским остатки Pteria tenuicostata Roemer и Leda nitens Schmidt, и это указывает на их верхнемеловой возраст. Д.К. Александров описал их небольшой выход, отметив плохую сохранность фауны и сильную дислоцированность глин. Покрывающие их пески были отнесены к континентальному неогену, а венчающие разрез валунные суглинки - к морене первого оледенения. Г.Е. Рябухин [1939], излагая результаты работ 1936-1938 гг., приводит аналогичные сведения. Такое описание строения этого участка берегов Енисея сильно отличалось от предшествовавших: оба автора выделили здесь дочетвертичные и ледниковые отложения и не отметили осадков бореальной трансгрессии.

В 1939 г. В.Н. Сакс дал иное описание сводного разреза района Усть-Порта - в интерпретации, во многом согласующейся с выводами Н.Н. Урванцева. Мощность четвертичных отложений оказалась здесь равной 140-200 м, в их подошве скважины вскрыли галечники с валунами, которые были сочтены остатками размытой морены первого - максимального оледенения. Выше, также скважинами, вскрыты пески с галькой; они трактовались как флювиогляциал отступания оледенения, а также аллювиальные и дельтовые образования.

Пески вверх переходят в оскольчатые суглинки с галькой и валунами, которые слагают нижнюю часть обнажений по Енисею, а также выходят на р. Санчуговке, где они были приняты за меловые породы. В них здесь присутствуют характерные для глубоководных отложений бореальной трансгрессии Portlandia arctica Gray, P. lenticula Möll, и др., а меловые формы находятся во вторичном залегании. Кверху суглинки сменяются песками с богатой фауной морских пелеципод и гастропод. Суглинки и пески общей мощностью в 40-65 м были отнесены к морским отложениям бореальной трансгрессии, так же, как это делалось почти всеми предшествующими исследователями этого края. Выше была выделена мощная свита песков с галечниками и валунами, отнесенная к флювиогляциальным (возможно, камовым) образованиям второго оледенения; поверх них - суглинки с галькой и валунами, весьма сходные с отнесенными к бореальной трансгрессии; эти суглинки были приняты за озерно-ледниковые осадки. Типичных моренных валунных суглинков в этом районе тогда не было выделено.

Особо остановившись на вопросе о дислокациях четвертичных отложений района Усть-Порта и в частности санчуговских глин, В.Н. Сакс показал, что они не продолжаются в глубину, и связывал их с оползнями и разнообразными мерзлотными явлениями.

В последующих работах [Сакс, 1940, 1941], в которых в качестве руководящей гипотезы было принято выдвинутое в 1936 г. представление об ограниченном оледенении Сибири, произведено разграничение двух толщ: суглинистых пород с валунами и покрывающих их песков, - так как фауна в них оказалась резко различной. Характерной формой для первых названа Portlandia lenticula Möll., а весь комплекс остатков в глинах, как предполагалось, свидетельствовал о глубинах свыше 100 м и высокоарктическом температурном режиме. Этот горизонт был отнесен ко времени максимального распространения трансгрессии и сопоставлен с одной из ранних фаз оледенения. Отмечалось также, что глины местами очень напоминают моренные образования; это, как и присутствие в них валунов, а также обломков раковин мелководных форм, не гармонирующих с основным комплексом, было объяснено разносом айсбергами, отрывавшимися от ледников, которые спускались со Средне-Сибирского плоскогорья. Это высказывавшееся и раньше предположение об их возможном гляциально-морском происхождении в дальнейшем нашло многих последователей.

Комплекс фауны, заключенный в вышележащих морских песках и содержащий раковины Cyprina islandica L., свидетельствовал о других условиях - меньших глубинах (до 20-50 м) и температурах более высоких, чем существующие сейчас в Карском море.

Толща песков с валунами, образующая холмистый рельеф камового типа, в соответствии с теорией Грегори об образовании камов, трактовалась как отложенная также на дне моря у северной границы ледникового покрова, не доходившего до Усть-Порта. Присутствие в ней суглинков с валунами объяснялось тогда айсберговым разносом. Сходная палеогеографическая обстановка рисовалась для Гыдана, Тазовского п-ова и Ямала, которые, как теперь предполагалось, никогда не покрывались ледником, поскольку морен здесь найти не удавалось.

Это последнее оледенение Нижне-Енисейского района в те годы стало отождествляться с максимальным самаровским оледенением Западно-Сибирской равнины, которое поэтому представлялось ограниченным с севера между 67-70° с.ш. береговой линией, а далее должны были быть распространены только морские и гляциально-морские осадки.

Этот вариант стратиграфической схемы, так же как и представление о гляциально-морском генезисе осадков времени последнего оледенения, был вскоре автором оставлен, но идея сочетания максимального оледенения центральной части Западной Сибири с морским бассейном на ее севере (уже с другим стратиграфическим содержанием) и ныне является распространенной.

В 1945 г. был опубликован окончательный отчет по геологической съемке района Усть-Порта 1939 г. [Сакс, Антонов, 1945], подготовленный к печати В.Н. Саксом и дополненный им новыми данными по соседним территориям. Базальные галечники района Усть-Порта вновь были поставлены в связь с размывом морены максимального оледенения, которая in situ местами отмечалась теперь в Таймырской низменности. Горизонту залегающих выше песков было присвоено название мессовского.

За глинами с Portlandia было окончательно закреплено название санчуговских и в качестве характерных разрезов санчуговского горизонта названы упоминавшееся обнажение на р. Санчуговке (29/1) и разрез правого берега Енисея выше Усть-Порта между Косым ручьем и р. Зырянкой (обн. 50/2), дополненный скважиной № 9 у устья Косого ручья. Был отмечен неровный рельеф кровли этого горизонта, изменчивость состава пород, их значительное во многих случаях сходство с типичной мореной, оскольчатость, объясненная мерзлотными процессами; относительная бедность фауной, присутствие меловой фауны не только в валунах, но и в виде отдельных экземпляров; присутствие морских фораминифер, находки третичных морских и четвертичных морских, пресноводных и солоноватоводных диатомовых; указана находка, вероятно, третичной субтропической Lingula hians Swainson. Только остатки относительно глубоководных четвертичных моллюсков были сочтены находящимися в первичном залегании; обломки (без следов окатанности) мелководных форм вместе с дочетвертичными моллюсками, третичными пресноводными диатомовыми водорослями были признаны переотложенными.

Связь санчуговских отложений с оледенением, по мнению В.Н. Сакса, не подтвердилась; вместе с подстилающими и кроющими породами они снова были отнесены к межледниковой эпохе, следовавшей за максимальным оледенением. Обилие в санчуговских отложениях валунов преимущественно траппового состава объяснялось размывом более древней морены. Вышележащие пески, значительно более богатые фауной, образующей нередко колонии однородного состава, получили название казанцевского горизонта. Венчающие разрез водоразделов пески, галечники и суглинки пока еще считались гляциально-морскими и были названы зырянским горизонтом. Они связывались, как и в 1939 г., с последним оледенением, не достигавшим Усть-Порта. Послеледниковая терраса получила название каргинской.

В том же году было сообщено о присутствии санчуговского горизонта в Таймырской низменности [Сакс, 1945 б, в], по левым притокам Енисея на Гыдане [Сакс и Ширяев, 1945], в бассейне р. Мессо и в низовьях р. Пур [Сакс, 1945 а]. Было высказано предположение, что его осадки всюду залегают в прислонении к морене максимального оледенения, которая выделялась теперь в этих районах в виде уцелевших от сильного размыва небольших возвышенных островов или выполнений глубоких впадин. Отмечалось, что в морене иногда присутствуют обломки четвертичных морских раковин. Указывалось также, что к западу от р. Пур и южнее Самбурга распространены уже не морские, а континентальные фации. Очевидно, это в дальнейшем и послужило основанием к выделению на северо-западе Западной Сибири аналога санчуговского горизонта, названного салемальской свитой, которая первоначально считалась пресноводной, но впоследствии также была признана морской. На pp. Мессо и Пур наблюдались дислокации мессовских и санчуговских слоев, которые нельзя было объяснить оползнями или мерзлотными процессами, что заставляло относить их к проявлениям тектоники.

Такие представления были распространены на весь север Западно-Сибирской равнины [Сакс, 1948, 1952 а, б], а схема была дополнена новыми горизонтами: самым древним ледниковым, осадками трансгрессии, предшествовавшей максимальному оледенению [Сакс, 1947 б, в], и послекаргинским ледниковым, получившим название сартанского [Сакс, 1947 а].

В свете новых данных предположение об ограниченном распространении максимального оледенения на севере Западной Сибири было оставлено [Сакс, 1947 а, 1948] и вновь возродилось представление о сплошном оледенении всего западно-сибирского севера и Таймыра, занимавшем также большие площади океанического шельфа. Предполагалось, что покров был менее мощным, чем европейский, малоподвижным, не мог оставить после себя мощных морен и что в этом заключалась разгадка крайне редких находок морены на севере низменности.

Итоги многолетнего изучения отложений четвертичного периода в Советской Арктике и развитие взглядов на его историю были подведены В.Н. Саксом в монографии 1953 г. Накопившиеся с 1948 г. данные приводили к выводу, что зырянские ледники проникали на равнины значительно дальше, чем считалось ранее: уровень моря в зырянское время был ниже современного и осадки - не гляциально-морские, а континентальные: ледниковые и флювиогляциальные. Динамическим воздействием зырянского ледника во многих случаях объяснялись нарушения и дислокации, наблюдаемые в санчуговских и мессовских слоях, и его новая граница проводилась с учетом этих явлений.

Четвертичная история Западно-Сибирской равнины и Таймырской низменности в этой работе рассмотрена уже с классических позиций полигляциализма и гляциоэвстатизма. Описаны следы четырех сопровождавшихся регрессиями моря оледенений: древнечетвертичного, максимального - среднечетвертичного и новочетвертичных: зырянского и сартанского. Их разделяют слои межледниковых трансгрессий или ингрессий, среди которых видное место занимает трансгрессия между максимальным и зырянским оледенением, сопоставляемая с бореальной трансгрессией Русской равнины. Эта трансгрессия многофазна: ее осадки состоят из трех толщ: мессовской, санчуговской и казанцевской.

Данная система представлений в течение большого и важного периода изучения Западной Сибири, совпадающего с проведением на ее территории государственной геологической съемки, пользовалась широким признанием. Эти представления были положены в основу первой коллективной межведомственной стратиграфической схемы четвертичных отложений Западной Сибири 1954 г. и принятых в 1956 г. на широком совещании рабочей стратиграфической и корреляционной схем Западной Сибири.

Эти схемы оказались не лишенными внутренней противоречивости, которая отразилась в том, что многие сходные породы были отнесены к различным обстановкам осадконакопления, а это, в свою очередь, было тесно связано со сложным путем развития представления о размерах оледенения Сибири. Важный этап изучения следов оледенения совпал с преобладанием идеи об ограниченном его проявлении. Такой взгляд отражал своего рода реакцию на господствовавшую перед этим тенденцию к чрезмерному увлечению идеей сплошного оледенения [Сакс, 1953]. Ставилась задача удержать распространение гляциалистических интерпретаций в рамках объективности путем более строгого подхода к выявлению признаков оледенения. Но диагностика морен не имела тогда достаточной основы, и ледниковые отложения нередко оставались нераспознанными. Для Западной Сибири более правильной оказалась идея сплошного оледенения, и возникла необходимость вернуться к этому представлению. Однако пересмотр материалов с этих позиций остался незавершенным.

В схеме В.Н. Сакса 1953 г. и стратиграфических схемах 1954 и 1956 гг. толща осадков бореальной трансгрессии как совокупность трех горизонтов - мессовского, санчуговского и казанцевского - оказывалась преобладающей в составе четвертичного покрова долин и водоразделов севера Западной Сибири. В нее включались существенно разнородные отложения, в том числе санчуговские, которые содержат немногочисленные остатки морской фауны, но кроме того, гальку и валуны, и, как всегда отмечалось, весьма напоминают морену.

Если в полосе от 60° с.ш. до Сибирских Увалов включительно, получившей название ледниковой зоны, к этому времени многими исследователями были изучены и закартированы огромные поля ледниковых и флювиогляциальных отложений с многочисленными отторженцами, гляциодислокациями и т.п., то севернее, в зоне морских трансгрессий указания на находки среднечетвертичных морен, как и раньше, оставались очень скудными, что уже нельзя было объяснить недостаточной степенью изученности. Поэтому было выдвинуто предположение о малой мощности морен сибирских ледников и их последующем сильном размыве.

Таким образом, как показал исторический обзор, первоначальное заключение о морском происхождении санчуговских слоев (совокупно с казанцевскими) относится к очень отдаленному «дрифтовому» этапу - времени путешествий А.Ф. Миддендорфа, Ф.Б. Шмидта, И.А. Лопатина. Это заключение в дальнейшем не подвергалось сомнению и пионерами распространения ледниковой теории на север Сибири, для которых факт присутствия морской фауны в конечном счете всегда оставался решающим его подтверждением.

Проблема соотношения морских трансгрессий и оледенений

Исследования последних двух десятилетий привели в итоге к выделению на севере Западной Сибири мощной ямальской серии, по корреляционной схеме 1967 г., объединяющей всю доказанцевскую часть разреза плейстоцена Обского и Енисейского Севера; в ее составе значительную роль играют валуносодержащие «мореноподобные» породы с морской макро- и микрофауной. Расчленение этой серии на отдельные свиты и пачки делается по-разному. Также по-разному определяется доля участия в ней и точное стратиграфическое положение собственно санчуговских (салемальских) отложений. Тем не менее, проблема оледенения Западной Сибири и пути ее разрешения оказываются наиболее тесно связанными с вопросом о происхождении и соотношений с моренами именно санчуговских (салемальских) отложений, так как этот горизонт единодушно связывают с максимальным проникновением морской трансгрессии к югу.

В рабочей стратиграфической схеме 1956 г. совокупность слоев, представленных мессовским, санчуговским (салемальским) и казанцевским горизонтами, была отнесена к первому межледниковью позднего плейстоцена. Но такие стратиграфические представления уже не являлись общепризнанными [Труды Междувед. совещания..., 1957; Яковлев, 1959]. Многие пришли к выводу, что «морские мореноподобные осадки» санчуговского (салемальского) горизонта имеют тот же возраст, что и средне-четвертичные морены в ледниковой зоне, с тем лишь различием, что в одних случаях имелся в виду весь среднечетвертичный ледниковый комплекс, а в других - только его верхний (тазовский) горизонт. Своеобразный облик морен в ледниковой зоне, часто как будто говорящий о преобладании в составе ледникового комплекса водноледниковых образований, их близость по составу и положению в разрезе санчуговским отложениям, в морском происхождении которых не было сомнения, вместе со стремлением обнаружить принципиальные особенности ледниковых процессов в азиатской части СССР, обусловленные ее климатом, снова приводили к мысли об особых условиях развития максимального оледенения в Западной Сибири, совпадавшего с трансгрессией Северного Ледовитого океана [Попов, 1949, 1959].

Находки морской фауны в моренах в глубине ледниковой зоны, прослеживание непосредственного перехода тазовского горизонта в санчуговский в Приенисейской части [Зубаков, 1956; Мизеров, 1956; Архипов, Зубаков, Лаврушин, 1957; Архипов, 1960; Зубаков и Краснов, 1960] и сопоставление салемальских осадков с самаровской мореной в Приобье [Лазуков, 1957] сильно укрепили эту точку зрения. Главное в ней - признание в основном гляциально-морского происхождения пород санчуговской свиты и ее аналогов на больших пространствах севера. Эта точка зрения отразилась в Унифицированной схеме 1960 г. введением в нее санчуговско-тазовского горизонта, а наиболее полное последующее развитие получила в трудах В.А. Зубакова [1967, 1968, 1972 а, б] и Г.И. Лазукова [1970, 1972 а], которые, однако, придерживаются несколько разных позиций и подвергают друг друга справедливой взаимной критике.

Невозможно не согласиться, например, с В.А. Зубаковым [1968, с. 39], когда он, присоединяясь к мнению В.Н. Сакса [1959], указывает на нереальность палеогеографических реконструкций Г.И. Лазукова, согласно которым материковые ледниковые покровы, огибая с юга морской залив, проникали по суше в центральную часть низменности двумя неестественно узкими клиньями, и отмечает, что это противоречит закономерностям, установленным гляциологией.

В противовес палеогеографическим реконструкциям Г.И. Лазукова В.А. Зубаковым выдвинута и разработана гипотеза шельфово-ледниковой формации, призванная устранить противоречия, связанные с признанием одновозрастности морских и ледниковых слоев. Эта гипотеза в широком аспекте показывает разнообразие и динамику фациальных обстановок, связанных с ледниковым покровом, развивающимся на границе суши и моря, и безусловно имеет немалое теоретическое значение. Но ее приложение к территории Западной Сибири не имеет достаточного основания в данных конкретного фациального анализа и с ее помощью нельзя объяснить характер моренных отложений ледниковой зоны. В них повсеместны явления, связанные с внутренней динамикой ледникового щита, двигавшегося по суше, и не свойственные неподвижному припайно-шельфовому леднику, в который, якобы, вторгались, находясь в основном на плаву, отдельные выводные языки. На палеогеографических схемах, построенных в соответствии с такой гипотезой, также приходится констатировать ряд «весьма неожиданных и трудно объяснимых границ» [Лазуков, 1972 б]. Кроме того, гипотеза шельфового оледенения опирается на теоретически неправильное, на наш взгляд, противопоставление учений о формациях и генетических типах отложений, в чем также следует согласиться с Г.И. Лазуковым.

Концепция С.А. Архипова [1971], с одной стороны, близка к вышеназванным, с другой - примыкает к взглядам, преобладавшим до 1960 г. Согласно этой концепции морской генезис отложений санчуговской толщи не вызывает сомнения, и разногласия могут быть только в выборе между ледово- и ледниково-морскими условиями ее формирования. Вместе с распространенными южнее по Енисею аналогами санчуговская толща (по С.А. Архипову) образует парагенетический ряд морских, ледово-морских и ледниково-морских осадков максимальной трансгрессии, переходящих в континентально-ледниковые образования. Но синхронизируется эта трансгрессия не с максимальным оледенением, а только с его заключительной стадией.

При такой корреляции неизбежно возникают большие трудности с выделением континентальной морены максимального оледенения на севере равнины и приходится, как и раньше, признавать, что она там была очень сильно или полностью размыта.

Другая группа исследователей [Кузин, 1960; Кузин, Чочиа, 1965; Суздальский, 1965, 1971; Загорская, 1967; Загорская, Яшина и др., 1965; Загорская, Кулаков и др., 1967, 1972; Астапов, Генералов и др., 1970; Данилов, 1969, 1970, 1971 а, б; Зайонц, Зилинг, Крапивнер, 1967; Зайонц, 1969; Зилинг, 1969; Крапивнер, 1969 а, б; Зайонц, Крапивнер, 1970 и др.], также считая морское происхождение санчуговской (и салемальской) толщи безусловным и учитывая явное сходство с ней немых валунных суглинков в ледниковой зоне, пришла к практически полному отрицанию оледенения Западно-Сибирской равнины и выводу о распространении морской трансгрессии на всей площади, занятой «мореноподобными» породами. С течением времени он был подкреплен находками в них морской микрофауны на крайнем юге ледниковой зоны [Зайонц и Холодова, 1968, 1970]. Следствием этого было также заключение о невозможности различения ледниковых и морских осадков, так как, якобы, «литологический облик морены давно и прочно потерян» [Загорская и др., 1965].

Сторонники такой точки зрения полагают также, что «мореноподобные» породы в большой своей части имеют дочетвертичный - плиоценовый или даже миоценовый возраст и к ним неприменим климатостратиграфический подход.

Подобное же направление возникло при решении аналогичных проблем в Печорской низменности; вместе с западно-сибирским оно вылилось в научное течение, получившее название «маринизма», примыкающее к традиционным антигляциалистическим воззрениям. Характерным для него является преувеличение скромной роли плавучих морских и речных льдов как агента, транспортирующего обломочный материал.

Критика позиции маринистов предпринималась неоднократно и не нуждается в повторении [Стрелков, Сакс и др., 1965; Зубаков, 1967; Захаров, 1969; Архипов, 1971; Архипов, Волкова и др., 1971; Лазуков, 1970, 1973 и др.]. Нужно только подчеркнуть невозможность объяснить с этой точки зрения важнейшие черты осадков ледниковой зоны: развитые там гляциодинамические явления - отторженцы, дислокации, а также специфические текстуры пород, характерные для основных морен.

Сторонниками данного направления был предпринят пересмотр местной стратиграфической схемы Нижне-Енисейского района [Загорская, Кулаков и др., 1967; Слободин, Суздальский и др., 1967]. В районе Усть-Порта В.Я. Слободин и О.В. Суздальский [1969] расчленили санчуговскую толщу на два подразделения: за нижним из них оставили название санчуговских слоев, а верхнее назвали усть-портовскими слоями, объединив их в кочоский горизонт. Такое разделение авторам данной статьи представляется неосновательным и всюду, кроме оговоренных случаев, для санчуговской толщи принимается тот объем, в котором первоначально она была выделена В.Н. Саксом.

Особое место занимает в последнее время точка зрения С.Л. Троицкого [Троицкий, Шумилова, 1974; Шумилова, Троицкий, 1974], который произвел ревизию стратиграфической разбивки ряда основных разрезов с расчленением их на континентальные ледниковые и морские межледниковые и межстадиальные отложения. Заключение о переслаивании морских и ледниковых осадков, очевидно, справедливо для всей ямальской серии, но санчуговская толща при значительной внутренней неоднородности и пестроте состава обнаруживает в видимой в обнажениях части генетическую однородность.

Стратиграфическим эквивалентом самаровской морены, которая по новым представлениям С.Л. Троицкого [1969, 1972], моложе санчуговской свиты, должны служить валунные галечники в основании казанцевской толщи, принимаемые за продукт глубокого перемыва морены или ледниковые образования, обычно относимые к зырянским.

Таким образом, краткий обзор современного состояния проблемы соотношения морских трансгрессий и оледенений показывает, что вопрос о генезисе санчуговской толщи является в ней ключевым: в случае признания санчуговских слоев морскими и одновозрастными с валунными породами ледниковой зоны приходится либо отказываться от идеи оледенения вообще, либо прибегать к палеогеографическим построениям, сомнительным с точки зрения гляциологии. В случае же признания асинхронности морен и санчуговской толщи выявить сколько-нибудь значительные следы максимального оледенения в северной части равнины становится затруднительным и приходится обращаться к предположению об их сильном размыве.

Но еще в 1922 г. В.Н. Сукачев описал отложения, впоследствии отнесенные к салемальской (салехардской) свите, как морену. Значительную часть салемальской свиты считала мореной А.И. Животовская. Ледниковые отложения в разрезе этой свиты стремился выделить и С.Г. Боч [1957].

В 1952 г. С.Б. Шацкий [Архипов, 1960] высказал мнение, что отложения санчуговского горизонта к югу от с. Плахино могут оказаться мореной максимального оледенения. В 1959 г. И.И. Краснов [Зубаков и Краснов, 1960] убедился в ледниковом генезисе санчуговско-тазовского горизонта южнее Туруханска, обнаружив, что морские раковины в нем находятся в отторженцах, а в 1961 г. Е.П. Заррина и И.И. Краснов подвергли сомнению морское или ледниково-морское происхождение санчуговских отложений не только южнее Полярного круга, но и севернее, в стратотипическом районе, считая, что там в ее составе следует выделять горизонт континентальной морены. Ледниковое происхождение «мореноподобных» пород Енисейской впадины подтвердилось исследованиями С.Л. Троицкого [1969], а также Е.В. Шумиловой и Ф.С. Бузулуцкова [1971].

С 1970 г. авторами данной статьи проводится изучение валунных пород Западной Сибири с применением текстурно-генетического анализа, опирающегося на новейшие данные об образовании и строении ледниковых отложений [Шанцер, 1966; Лаврушин, 1970 а, 1970 б, 1973] и результаты собственных наблюдений в ледниковой области Русской равнины 1962-65 гг.

В краевой зоне самаровского оледенения таким путем был установлен [Каплянская, Тарноградский, 1974] ледниковый генезис отложений, принимавшихся раньше за озерно-ледниковые [Волкова, 1966] или лагунные [Крапивнер, 1969]. Исследования самаровской морены в разрезах Белогорского материка на Оби, принадлежащих к основному полю развития морен в Западной Сибири, проведенные в 1971 г. в составе редакционного маршрута под руководством Е.В. Шанцера, полностью подтвердили ее континентально-ледниковый генезис. Наблюдения по р. Фокиной в низовьях Енисея показали, что развитые там «мореноподобные» отложения изобилуют разнообразными гляциодинамическими явлениями и относятся к ледниковым.

В 1973-74 гг. проводилось изучение состава, строения и текстурных особенностей санчуговских отложений и условий нахождения в них морской фауны в стратотипическом районе. Уже первые результаты этих работ позволили выявить важные для генетической диагностики черты строения санчуговской толщи и прийти к определенному суждению о ее ледниковом происхождении.

Строение и текстуры санчуговской толщи как показатель генезиса

Изучение санчуговской толщи проводилось в обрывах правого берега р. Енисей между районом п.  Усть-Порт и с. Воронцово на участке протяженностью около 300 км во всех наиболее известных обнажениях этого района (Никитинский Яр, Селякин мыс, у сс. Караул и Казанцево, Ладыгин Яр, у зим. Пустое и Кареповское, у с. Воронцово), а также в стратотипическом разрезе на р. Санчуговке у пос. Усть-Порт.

Санчуговская толща здесь хорошо обнажена и обычно вскрыта на большую часть своей мощности, а иногда (Воронцово, Кареповское) - вплоть до подошвы. Во всех обнажениях на свежеподмытых участках производились множественные расчистки большой площади. Они задавались на значительную глубину от поверхности склона - почти до мерзлоты, чтобы исключить возможное влияние склоновых процессов в сезонно-талом слое на первоначальную текстуру породы. Наблюдения на обращенных к реке склонах контролировались разрезами по рассекающим их оврагам; это давало возможность составить трехмерное представление о строении пород и степени его выдержанности вглубь берега. Главной задачей наблюдений было изучение строения и текстурных особенностей толщи и степени их выдержанности. Особое внимание уделялось условиям залегания в них остатков морской фауны.

Характерные и яркие особенности напластования и текстур пород в сочетании с их составом, повсеместная выдержанность всех присущих им признаков ясно свидетельствуют об основных чертах динамики и свойствах среды накопления и определенно указывают на их принадлежность к ледниковым образованиям, а точнее - к основной морене континентального оледенения.

Проведенные исследования показали также, что ранее в санчуговскую свиту неоправданно включали осадки иного генезиса, имеющие ограниченное распространение. К ним в первую очередь относятся озерные (или эстуарные?) ритмично-слоистые алевритовые породы с крупными плоскими конкрециями, слагающие нижнюю половину разреза у Селякина мыса, сходные с селякинскими горизонтально-слоистые супеси, обнажающиеся в верхней части разреза вблизи с. Караул, залегающие с размывом на санчуговской толще и, скорее всего отлагавшиеся в озерно-ледниковом водоеме в фазу дегляциации. В санчуговскую толщу не следует включать и песчаные отложения, подстилающие ее в разрезе у с. Воронцово, выделявшиеся ранее С.Л. Троицким [1966] как прибрежно-морские санчуговские (пачки Б и В), а в последнее время [Троицкий, Шумилова, 1974] - как морские мелководные мессовские слои раннеплейстоценового возраста. Отдельно от санчуговской свиты следует рассматривать и так называемые водораздельные или никитинские пески [Троицкий, 1972], которые не входили в ее первоначальный объем.

Хорошим примером разреза санчуговской морены может служить обнажение Никитинского яра между Косым ручьем и р. Зырянкой (выше пос. Усть-Порт). Оно было описано В.Н. Саксом [Сакс и Антонов, 1945] в 1,5 км выше Косого ручья в качестве характерного при выделении санчуговской свиты (обн. 50/2), а в 3,6-3,8 км ниже устья р. Зырянки - В.Я. Слободиным и О.В. Суздальским [1969] как парастратотип санчуговских слоев (в суженном объеме) и стратотип вновь выделяемых ими усть-портовских слоев (обн. 128).

Подошва санчуговской толщи здесь вскрыта на глубине 8 м ниже уровня реки, в скв. 9 у устья Косого ручья [Сакс и Антонов, 1945], а кровля на расстоянии нескольких километров прослеживается на высоте 40-45 м над Енисеем, то есть в обнажении можно видеть почти весь ее разрез. В нескольких местах в кровле санчуговской морены имеются глубокие размывы, выполненные вышележащими породами. Перекрывающие санчуговскую толщу горизонтально напластованные никитинские пески имеют обычно мощность около 10 м, достигая в промоинах 40-50 м. В приподошвенной части они нарушены затухающими кверху конседиментационными деформациями, связанными с неглубоким протаиванием верхних горизонтов морены. Никитинские пески перекрыты по большей части тонким (2-3 м) плащом зырянской морены, которая иногда резко увеличивается в мощности (до 20-25 м). В этих случаях никитинские пески выпадают из разреза.

Приведем описание санчуговской морены в створе, находящемся в 3,7 км ниже устья р. Зырянки (обн. 938, п. 1), поблизости от обн. 128 В.Я. Слободина и О.В. Суздальского. Здесь под маломощным почвенным слоем (0,15-0,20 м), развитом на делювиально-солифлюкционных суглино-супесях с большим содержанием послойно ориентированного галечного и валунного материала мощностью 0,5-0,7 м, облекающих современный рельеф, вскрыто (рис. 3):

1. 0,0-1,5 м (в сторону от реки мощность слоя на расстоянии 50-70 м увеличивается до 4,0-4,5 м) - суглино-супесь серого цвета хрящеватая (за счет большого содержания крупного песка и гравия), с заметным количеством рассеянных в породе галек и валунов; встречаются редкие неопределимые обломки толстостенных раковин, куски углефицированной древесины. Порода имеет крупную оскольчатую отдельность из-за преимущественно субвертикальных трещин, наиболее заметные из которых ожелезнены. В слое во множестве встречаются включения - отторженцы рыхлых пород. В основном это округлые и овальной формы неправильные «линзы» размером 80x50, 120x60, 20x40 см подстилающих песков, часто с пропластками гравийно-галечного материала. Встречаются небольшие включения супеси, присутствующие в прослоях в подстилающих песках, а вблизи кровли - крупные линзы промытого абляционного материала, состоящие из валунов и галек в гравийно-крупнопесчаном заполнителе.

Большинство песчаных отторженцев сверху ограничено субгоризонтальными пологоволнистыми поверхностями экзарационного срезания, вдоль которых располагаются мелкие фрагменты развальцованных песчаных включений. Многим включениям сопутствуют сильно опесчаненные участки вмещающей породы, образовавшиеся, очевидно, за счет постепенной ассимиляции материала отторженцев. Некоторые включения пересекаются небольшими ступенчатыми надвигами, осложняющими их прежде плавные контуры.

Подошва слоя издали кажется ровной, вблизи оказывается мелкоизвилистой и сечет под небольшим углом слоистость подстилающих песков. Кое-где от подошвы в пески проникают затухающие вниз трещины, по которым они несколько смещены. Иногда подошва образует угловатые выступы, вдавленные в пески под разными углами.

II. 1,5-12,0 м - пески мелко- и среднезернистые, реже крупнозернистые светлые, серые и желтовато-серые, прослоями ржаво-желтые, хорошо сортированные. Слоистость в основном пологая косая, размывы в основании серий выражены слабо, мощность косых серий 10-20 см, реже 40-60 см, длина - несколько метров. Встречаются прослои заиления с тонкой перистой слоистостью. Гравийный и галечный материал рассеян в песке в виде единичных включений, а в нижней части слоя образует маломощные выдержанные ожелезненные прослои толщиной 5-10 см. В нижней же части встречаются небольшие псевдоморфозы по ледяным жилам, связанные с прослоями заиления.

В нижней части слоя в песках был встречен небольшой обломок тонкого древесного стволика хорошей сохранности. В подошве повсеместен базальный горизонт из галек и реже - мелких валунов, чаще в виде тонкого слоя в одну-две гальки. Поверхность подстилающих пород вместе с базальным слоем неровная, извилистая, с изометричными углублениями в виде широких вертикальных или наклонных воронок, выполненных песками. В последних наблюдается облекающая слоистость и следы ссаживания по многочисленным затухающим вверх трещинам. Размах неровностей подошвы слоя достигает 2 м. Эти явления связаны с просадками в подстилающих породах, одновременными накоплению нижней трети песков слоя II и обусловлены, очевидно, неглубоким и неравномерным протаиванием верхних горизонтов подстилающих пород под отепляющим влиянием водного потока, отложившего пески.

IIIa. 12,0-20,0 м - суглинок темно-серый мелкооскольчатый слабо песчанистый с галькой и мелкими валунами. Вблизи кровли в нем видны неотчетливые включения зеленовато-серой супеси с рассеянным обломочным материалом. В верхней части (рис. 3, расч. 2-4), суглинок содержит отторженцы (мощностью до 1,5 м) слоистых светло-серых мелко- и среднезернистых песков с темными иловатыми прослойками. Породы в отторженцах всюду отчетливо нарушены, слоистость деформирована, местами ориентирована вертикально.

Верхняя треть отторгнутой глыбы, вскрытой в расч. 3 (рис. 3), представлена сложным чередованием тонких субгоризонтальных волнистых пропластков песка и моренного суглинка, что отражает, очевидно, одну из стадий ассимиляции материала отторженца путем постепенного многократного отслаивания породы от его верхнего контакта с транспортировкой на небольшое расстояние. Остальная часть этого отторженца сплошь разбита огромным числом косых субпараллельных трещин с небольшими смещениями; в него затащен прослой моренного суглинка толщиной 3-5 см, также разбитый мелкими трещинами вместе с вмещающим его песком. Таким образом, порода этого включения почти полностью превращена в песчано-алевритовую брекчию. Характер трещиноватости отторженца указывает на то, что подвергавшаяся деформациям порода находилась в мерзлом состоянии. В то же время внешние контуры отторженца плавные, довольно ровные, не конформные внутренним деформациям, из чего следует, что породы отторженца уже будучи брекчированными, продолжали движение в массе моренного суглинка; при этом отторженец постепенно обтесывался с поверхности и уменьшался в размерах. Кроме крупных глыб во вмещающем их моренном суглинке здесь много мелких округлых гнезд рыхлого песка и удлиненных развальцованных песчаных включений с длинными волнисто-изогнутыми субгоризонтальными «хвостами» в виде тонких, сходящих на нет пропластков.

Нижняя часть слоя лишена крупных отторженцев, но изобилует мелкими (толщиной 10-20 см) включениями более светлой песчанистой моренной супеси с гравием и галькой, мучнистого светлого алеврита, придающего при ассимиляции белесоватый оттенок вмещающей массе, и черно-коричневой листоватой глины, при заметном участии которой моренный суглинок вблизи включений приобретает темную, почти черную, окраску. Листоватая глина присутствует в виде небольших полурастертых включений главным образом в нижней части слоя и узкой несплошной полосой окаймляет его подошву.

IIIб. 20,0-31,0 м - сложно построенная пачка, состоящая главным образом из нагромождения различных по форме крупных глыб разнородных осадочных пород.

В расчистках можно наблюдать только отдельные фрагменты строения этой пачки, но общая хорошая обнаженность позволяет видеть, что она протягивается примерно на одной высоте в виде выдержанного горизонта на расстояние не менее 1,5 км.

В верхней части этого интервала расчистками 7, 8 и 9 (см. рис. 3) вскрыта глыба тонкослоистых светло-серых мучнистых алевритов (скорее всего озерно-ледниковых), разбитых субвертикальными трещинами со смещениями по ним и превращенных в крупноглыбовую брекчию. Высота глыбы более 2 м, горизонтальная протяженность более 10 м. В алевритах спорадически встречаются прослойки гравийно-галечного материала и изредка - мелкие валуны. Кроме разрывных дислокаций, которые в них преобладают, кое-где можно видеть и пластические смятия. Глыба слоистых алевритов заключена в пестрых по составу преимущественно песчаных породах, участками обогащенных гравием и галькой, над глыбой включающих затянутые в них прослои черных листоватых глин, а под ней - оскольчатого моренного суглинка. Эти песчаные, включающие глыбу алевритов породы также нарушены субвертикальными сколами, не связанными со смещениями, нарушающими породы отторженца.

В нижней большей части интервала наряду с чуждыми водно-осадочными породами - мелко- и среднезернистыми, чистыми или несколько глинистыми песками, гравелистыми участками (флювиогляциальными или озерно-ледниковыми) - в этой пачке присутствует и темно-серый моренный оскольчатый суглинок, благодаря чему (из-за контрастности пород) ее строение проявляется отчетливее. Здесь в расч. 10 и 11 (рис. 3, 4) вскрыты субвертикальные пласты и блоки моренного суглинка с редкой галькой, имеющие неровные и зубчатые границы и вертикальную же ориентировку текстурных линий. Пласты и блоки суглинка разделены иногда разбитыми трещинами и брекчированными блоками песков, внутри которых текстуры в целом конформны их внешним границам, и образуют веер с постепенным выполаживанием вниз по разрезу.

В расч. 12 включение песка образует сложную складку, что указывает на наличие, наряду с блоковыми движениями, и пликативных деформаций. В глубине оврага, куда из берегового обрыва прослеживается пачка чешуйчато-глыбового строения, на гребнях между ложками также препарируются крупные складки, образованные пластами моренного суглинка, с зажатыми между ними пакетами песков, прослоенных мореной. У подошвы пачки субвертикальные и наклонные блоки и складки подстилаются мореной, аналогичной по составу, но уже с горизонтальной ориентировкой текстур.

В моренном суглинке часто присутствуют небольшие включения очень характерных темных, почти черных, чрезвычайно тонкослоистых листоватых глин, которые отмечались и выше по разрезу. Они здесь обычно не брекчированы, а сильно гофрированы, смяты в мелкие складки, образующие причудливые узоры, очевидно, благодаря значительной пластичности даже при относительно низких температурах. Поблизости от этих включений моренный суглинок часто имеет темный, почти черный, цвет и очень мелкие размеры отдельности. В моренном суглинке, кроме того, присутствуют гнезда и пропластки песка, часто белого, рыхлого, сыпучего, а также облаковидные, нечетко очерченные включения морены, отличной по составу - песчанистой супеси более светлой буроватой окраски с обломочным материалом, которая ниже по разрезу образует выдержанный пласт, подстилающий породы описываемого интервала.

Особого внимания заслуживают текстуры песчаных включений, вскрытые в расч. 11 и 12. Пески, образующие сложную складку волочения и расположенное под ней веретенообразное тело имеют четкую слоистость, конформную границам (см. рис. 4). Разделение на слои часто обусловлено не дифференциацией материала по крупности, а прослаиванием песков тонкими слойками моренного суглинка. Очевидно, такого рода «слоистость» является не первичной седиментационной, а сформирована в результате прослойно-пластического движения при постепенном растаскивании песчаного материала.

Особенно ярко выглядят нарушения в чужеродных глыбах левее основного створа - в расч. 25-30 (см. рис. 3), где вскрыты фрагменты той же пачки. Здесь наблюдались крупно брекчированные блоки светлых слоистых песков и супесей, включенные в моренный суглинок и прослоенные им (рис. 5). Они разбиты многочисленными, главным образом, полого наклонными трещинами со смещениями по ним. Наиболее значительные и хорошо выраженные трещинные швы сопровождаются 1-2 см полосами смешанной песчано-глинистой породы - своеобразной «брекчией трения», возникшей при относительном скольжении блоков пород. Более мелкие швы часто отмечены тонкими прослоями алевритового материала и скорее всего представляют собой своеобразные «псевдоморфозы» по прослоям льда с минеральной мутью, ограничивавшего блоки. При блоковом движении мерзлых песков слоистость в них почти не нарушалась: лишь прослои глинистого состава кое-где слабо гофрированы.

В соседнем береговом звене в 250 м ниже по течению от п. 1 в п. 4 обн. 938 на высоте 20-29 м над рекой была сделана расчистка площадью более 100 м² (9х13 м), в которой вскрыт разрез этой же пачки от ее основания на 9 м вверх (рис. 6). Она здесь подстилается той же более светлой супесчаной мореной, что и в п. 1, и состоит из крупных, сильно раздробленных и измятых глыб и пластов темного мелкооскольчатого суглинка с галькой и мелкими валунами, желтовато-серого слоистого песка и тонкослоистых темно-коричневых глин, переслаивающихся с тонкозернистыми светло-серыми слюдистыми песками. Пласты и глыбы этих пород в целом так же, как и в п. 1, образуют как бы веер, выполаживающийся книзу, осложненный разного рода смятиями внутри глыб. Участками тонкослоистые глины, переслаивающиеся с тонкими песками, раздроблены до брекчии, содержащей также в виде обломков и кусочки моренного суглинка (рис. 7).

Такое строение пачки IIIб показывает, что, очевидно, это так называемая чешуйчатая морена - разновидность, образующаяся при преобладании движения глетчерного льда по внутренним сколам - надвигам.

IIIв₁ 31,0-34,0 м - моренный пласт сложного строения с субгоризонтальной ориентировкой основных текстур. В интервале 31,0-33,1 м (расч. 12, 13) морена представлена очень характерной своеобразной породой, легко распознаваемой благодаря специфичности литологического облика и на других участках обнажения. Это светлая буровато-желтоватая мягкая (во влажном состоянии), очень песчанистая супесь со значительной примесью рассеянного в ней каменного материала. В виде мелких включений присутствует много мелких кусочков чистой глины. Порода не оскольчатая, но подобно верхней (зырянской) морене этого разреза (сл. I) разбита редкой сеткой крупных, обычно ожелезненных трещин (субвертикальных и горизонтальных) с размером ячей 70-80 см. Эта морена включает горизонтальные прослои длиной в несколько метров светло-серых рыхлых мелко- и среднезернистых песков с пропластками гравийно-галечного материала, со слабо заметной, главным образом, горизонтальной слоистостью, участками гофрированной. В нижней части этого слоя в расч. 13 был встречен отторженец тонкослоистой оглеенной песчано-алевритовой сильно измятой породы. У его верхней границы наблюдались характерные текстуры захвата, а внутри него - включения породы подстилающего слоя (33,1-34,0 м). Последняя представлена хрящеватым оскольчатым суглинком, в котором довольно много галек и валунов, развальцованных включений рыхлого песка, встречаются обломки тонкостенных раковин; от вышележащей песчаной морены и подстилающего пласта отделяется субгоризонтальными волнистыми границами.

IIIв₂. 34,0-46,2 м - пласт сложного строения. Его верхнюю большую часть (до глубины 44,8 м) слагает глинисто-алевритовая порода желтовато- и зеленовато-серая с небольшой примесью песчаного материала и редкой галькой кристаллических пород, крупнооскольчатая; содержит единичные створки и обломки тонкостенных раковин и изредка - дендровидные известковистые конкреции. В нерасчищенной стенке обнажения она выглядит исключительно однородной в пределах всего интервала. В глубоких же расчистках по мере просыхания обнаруживаются скрытые особенности ее строения. Так, в расч. 15-18 можно было наблюдать чередование субгоризонтальных сравнительно тонких пропластков темной мелкооскольчатой глинистой породы с порошковидными выделениями извести и мелкими обломками тонкостенных раковин и более толстых прослоев глинисто-алевритовой более светлой однородной крупнооскольчатой породы (рис. 8). Их форма и контакты обнаруживают черты, не свойственные водно-осадочной слоистости. Темные пропластки имеют извилистые волнистые очертания, разветвляются и снова сливаются или неожиданно тупо оканчиваются. Иногда они образуют выпуклые кверху или чаще вниз линзовидные раздувы, часто с отходящими от них под острым углом тонкими короткими выступами и ответвлениями. Местами участки более темной породы имеют на значительном протяжении отчетливо выраженные угловатые очертания, совпадающие по форме и размерам с отдельностью вмещающей, более светлой.

В расч. 15 и 16 кроме темных пропластков были встречены также неотчетливые включения тонкопесчано-алевритового материала с травяно-моховым детритом. В расч. 21 и 22 обнаружено интересное явление: вмещающая порода - глинисто-алевритовая оскольчатая желтовато-серого цвета, как оказалось, включает отдельные куски более чистой и плотной породы того же цвета с притертыми блестящими гранями. В верхней части расч. 21 такие полигранники начиняют целые прослои, образуя своеобразную глиняную брекчию. Очевидно, здесь запечатлена одна из ранних стадий ассимиляции осадочных глин, преобразованных в конечном счете в морену.

В нижней части пласта (гл. 44,8-46,2 м, расч. 22-23) лежат связанные постепенным переходом с вышележащей ассимиляционной мореной нарушенные при транспортировке, но почти не смешанные с другим материалом осадочные глинистые породы.

Вверху это зеленоватые, светлые, неслоистые плитчато-оскольчатые глины. В них так же, как и выше по разрезу, встречаются участки, состоящие из раскрошенной породы, включающей помимо мелких остроугольных обломков со свежими незатертыми гранями сравнительно более крупные обработанные полигранники с пришлифованными темными блестящими поверхностями.

Ниже залегают темные, почти черные, участками отчетливо слоистые глины с тончайшими присыпками мучнистого алеврита по поверхностям раздела слоев. В них много дендровидных известковистых конкреций. Эти породы содержат несколько линзовидных пропластков с давлеными створками, обломками и раковинами морских моллюсков, среди которых С.Л. Троицким определены: Joldiella lenticula (Möll.), Joldiella sp., Bathyarca sp., Propeamussimum (?), Astarte compressa (L.), Macoma sp., Gastropoda gen. sp. Наилучшей сохранностью отличаются мелкие створки и раковинки Joldiella lenticula (Möll.), а остальные, более крупные, практически превращены в раковинный детрит. Интересно отметить, что обломки одной створки иногда вдавлены в другую, а на обломках раковин Macoma sp., выполненных плотной глиной, можно видеть вдавленные в них зерна крупного песка.

На глубине 45,8 м в темных глинах была обнаружена линза песка с обломками лигнитизированной древесины, покрытой порошковидным налетом; ярозита.

Вблизи подошвы темные глины прослоены плотной бурой супесью, образующей удлиненные включения угловатых очертаний внутри глин. В пропластках супеси здесь присутствуют мелкие линзовидные включения рыхлого песка, гравийный и галечный материал. Соотношения темных глин с супесью самые неожиданные - они то четко граничат по резким контактам экзарационного среза, то внедрены одни в другие в виде угловато очерченных косых выступов. Часто можно видеть, что довольно выдержанный в одной части расчистки слой глины резко обрывается и сменяется по простиранию супесью, заключающей остроугольные куски этого слоя, по-разному повернутые и иногда стоящие вертикально. Там, где глины слоисты, всюду можно видеть следы давления и смятия. То же во всех случаях отмечал при определении фауны для вмещающих ее пород и С.Л. Троицкий. Эти породы, взятые в образец со всей тщательностью без нарушения текстуры, после высыхания более всего напоминают шнековый керн.

Подошва этого пласта ассимиляционной морены с залегающими в ее основании чуждыми перенесенными морскими глинами с фауной представляет собой ровную (горизонтальную) линию и четко отделяется от подстилающих: пород. В горизонтальной расчистке подошва - это отчетливое зеркало скольжения - блестящая отполированная поверхность гляциошарьяжа с тонкой еле заметной штриховкой северо-северозападного направления.

Темные глины с известковистыми конкрециями прослеживаются по обнажению то полностью выклиниваясь, то вновь появляясь примерно на одной высоте на расстоянии около 3 км. Их мощность в разных пунктах колеблется в пределах от 1-2 до 5-7 м.

Очевидно, из этих глин и морены непосредственно над ними происходит богатый комплекс фораминифер, выделенный В.Я. Слободиным и О.В. Суздальским [1969] под названием усть-портовского. С ними также скорее всего связаны находки раковин Portlandia (Joldiella) около устья р. Зырянки на высоте около 20 м над рекой [Морской плейстоцен Сибирских равнин, 1971].

Никаких следов седиментации на глубине в спокойной обстановке морского дна с постепенной сменой гранулометрии и изменениями фациального состава здесь не обнаружено. Напротив, налицо все признаки транспортировки уже отложенных морских пород и разного рода динамического воздействия на них с нарушением седиментационной слоистости, возникновением динамических контактов, переработкой материала осадочной породы в морену и смешиванием ее у нижнего контакта с материалом ранее отложенной морены. Очевидно перенесенная плоская глыба морских отложений с фауной первоначально имела много большие размеры, но постепенно сверху была переработана в ассимиляционную морену. Меньшему преобразованию в процессе транспортировки подверглись породы в нижней части, содержащие определимую фауну.

IIIв₃. 46,2-55,0 м (урез воды) - супесь монолитная, массивная, очень плотная бурая, довольно светлая, с большим содержанием беспорядочно рассеянного галечного и мелковалунного материала, не оскольчатая, с редкими субвертикальными трещинами, сообщающими породе при высыхании столбчатую отдельность. Она содержит включения рыхлого мелко- и среднезернистого песка и редкие обломки толстостенных раковин. Песчаные включения представляют собой либо крупные остроугольные пакеты с деформированной слоистостью, либо отчетливо горизонтально развальцованы в соответствии с общим направлением субгоризонтальной крупной плитчатости, являющейся результатом послойно дифференцированного течения. Такие песчаные включения обычно содержат окатанные куски и линзовидные пропластки вмещающей супеси, а по границам - «шпоры» - выступы супеси в пески или песков в супесь (текстуры захвата в стадии формирования). Этот моренный пласт представляет собой нижний член разреза санчуговской морены в Никитинском яру и по своим литологическим особенностям и другим признакам [Слободин, Суздальский, 1969] хорошо сопоставляется с санчуговскими отложениями в стратотипическом обнажении на р. Санчуговке.

По своему строению и текстурам описанная санчуговская морена Никитинского яра принадлежит, таким образом, к двум группам фаций основных морен: монолитным моренам, которые образуются при преобладании послойно-дифференцированного вязко-пластического течения льда, сопровождающегося возникновением многочисленных внутренних поверхностей среза и скольжения, и чешуйчатым моренам, связанным с преимущественным движением льда по круто наклоненным поверхностям разрывов (надвигов). Морены первой группы слагают нижнюю и верхнюю части толщи (пачки IIIа и IIIв). Чешуйчатая морена залегает между монолитными (пачка IIIб).

Монолитные морены считаются свойственными главным образом внутренней части зоны аккумуляции основной морены, а чешуйчатые - преимущественно ее периферийной части. Поэтому фациальная разнородность санчуговской морены Никитинского яра может быть либо следствием проявления двух последовательных ледниковых фаз, либо, по крайней мере, свидетельствовать о значительных колебаниях ледникового края в течение одного этапа оледенения.

Санчуговская толща в других перечисленных выше обнажениях Нижнего Енисея имеет те же особенности, что и в Никитинском яру. Ограниченный объем статьи вынуждает остановиться лишь на отдельных примерах, иллюстрирующих ее строение.

В обнажении Селякин мыс ниже пос. Усть-Порт береговой обрыв до высоты 15-25 м над рекой сложен характерными ритмичными горизонтально-слоистыми алевритовыми породами с крупными плоско-элипсоидальными глинисто-карбонатными конкрециями. Их нередко приводили в качестве примера отчетливо слоистых отложений санчуговского моря. Но присутствие в них единичных Limnocytheridea и другие данные [Морской плейстоцен сибирских равнин, 1971] свидетельствуют о пресноводном генезисе осадков. Они должны рассматриваться как самостоятельное подразделение под названием селякинских алевритов. К санчуговской толще здесь относятся лежащие выше селякинских валуносодержащие породы, на которые с размывом налегают аллювиальные пески с прослоями супесей, растительными остатками и ископаемыми льдами, перекрытые зырянской мореной.

Наибольший интерес представляет контакт санчуговских суглинков с селякинскими алевритами, иногда описываемый как постепенный переход [Данилов, 1969]. В пределах изученного участка протяженностью около 300 м он представляет собой полого наклонную мелковолнистую поверхность экзарационного среза, принадлежащую, вероятно, к склону неглубокой ложбины ледникового выпахивания. Селякинские алевриты ниже этого контакта на глубину 1-2 м сильно нарушены, брекчированы, несколько смещены и имеют общую с вышележащей санчуговской мореной оскольчатую структуру. Морена над контактом представляет собой более темный, чем селякинские алевриты, серый песчанистый оскольчатый суглинок с заметной примесью галечного и валунного материала и обильными включениями в разной мере развальцованных пропластков и катунов подстилающих пород то с почти полным сохранением в них фрагментов первичной слоистости, то с сильно нарушенной слоистостью; часто это неотчетливые более светлые пятна совершенно однородного чистого алеврита, уже полностью перемешанного при транспортировке. Впечатление постепенного перехода от селякинских алевритов к морене создается также из-за того, что и поверхность обнажения селякинских алевритов и морены там, где она насыщена их материалом, нередко покрыта одинаковыми порошковидными известковистыми выцветами.

В обнажении у с. Караул в том интервале разреза, где С.Л. Троицким [1966] выделялись санчуговские морские и нижняя пачка казанцевских отложений, вскрывается та же основная морена и не обнаруживается каких-либо признаков для такого ее подразделения. Морена представлена здесь суглинком темно-серым, песчанистым, оскольчатым с гравием, галькой и валунами, а также включениями разной величины и формы линз, пакетов и мелких вкраплений сыпучего рыхлого белого песка, гравелистого крупного песка с галькой и валунами и (в нижней части) развальцованных субгоризонтально расположенных включений более темной коричневатой мелкокомковатой пластичной глины. В средней части санчуговской морены включения рыхлых песков и супесей, частью пестроокрашенных, причудливо дислоцированы, смяты, изогнуты и брекчированы.

Среди валунов в санчуговской морене здесь, как и в других пунктах, встречены меловые песчаники с фауной толстостенных пелеципод, но уже частью разрушенные, от которых можно проследить шлейфы рассеивания измельченной породы в виде субгоризонтальных нечетко очерченных языков, состоящих из песка и более крупных обломков песчаника с многочисленными раковинами и их фрагментами. Это наглядно показывает ход процесса засорения моренного суглинка материалом меловых пород и древней морской фауной (рис. 9). Спорадически в санчуговской морене встречаются и обломки раковин морских моллюсков четвертичного возраста.

В Ладыгином яру, где санчуговская толща обнажается от уреза до высоты 20-30 м над рекой в числе обычных для нее гляциодинамических явлений, наблюдались весьма показательные примеры экзарационных срезов внутри пласта супесчаной морены. Один из таких контактов, не заметный в однородной породе, хорошо проявился в срезании верхушек песчаных катунов, заключенных в тонкую глиняную оболочку (рис. 10).

Описанные у зим. Пустое «ленточновидные глины с раковинами Portlandia arctica», принимаемые за залегающие in situ приледниковые морские отложения, собранные в пологие складки [Шумилова, Троицкий, 1974], по наблюдениям авторов, здесь представляют собой крупные разобщенные тела дислоцированных отторженцев, включенные в валунные суглинки основной морены. Об этом, в частности, свидетельствуют боковые контакты отторженцев в виде расщепляющихся «ласточкиных хвостов», внедренных в моренный суглинок. Здесь же видны линии экзарационных контактов, срезающих сложноперемятые слоистые породы отторженцев и мелкие их фрагменты причудливой формы, включенные в морену и образующие характерный шлейф рассеивания. Из обнажений района зим. Пустое известны также крупные отторженцы меловых угленосных пород, залегающие приблизительно на той же высоте, что и глины с Portlandia [Троицкий, Шумилова, 1974].

В обнажениях у зим. Кареповского и с. Воронцово вскрыта подошва санчуговской толщи и верхние горизонты подстилающих ее отложений - мессовских по В.Н. Саксу [1953]. Они поднимаются на высоту до 25 м и представлены горизонтально напластованными косо- и волнисто-слоистыми светлыми мелко- и среднезернистыми песками с прослоями супесей, а иногда более темными тонкозернистыми песками с перистой слоистостью. В них присутствуют обломки древесины и мелкий растительный детрит. Кроме того, в этих песках обнаружены линзы и пакеты грубообломочного материала с неровной подошвой и размытой выровненной кровлей. Крупные валуны в пакетах расположены субвертикально; иногда в них встречаются и куски серого моренного суглинка с галькой. Состав материала в этих пакетах свидетельствует о его ледниковом происхождении, а их морфология - о сгруживании в воду (скорее всего с небольших айсбергов). В песчаных отложениях наблюдались также своеобразные длинные плоские линзовидные прослои, состоящие преимущественно из алевритового материала со следами слоистости и включенными в них крупными валунами. Они, очевидно, образовались при растаивании айсбергов, севших на мель.

По всей видимости, верхняя часть мессовских песков образовалась в сравнительно глубоком заливе (эстуарии), куда попадали айсберги, то есть одновременно с ранней стадией оледенения, и представляют собой ледниково-эстуарные отложения.

Верхняя часть песчаной толщи на глубину 2-3, а иногда 10-15 м от неровного контакта с вышележащей санчуговской мореной, обнаруживает разного рода нарушения, связанные главным образом с горизонтальными сдвигами крупных блоков и небольшими вертикальными смещениями по наклонным трещинам; в нижней части морены иногда наблюдаются крупные текстуры захвата (рис. 11).

Санчуговская толща у зим. Кареповское и с. Воронцово имеет значительную мощность (до 20-25 м), представлена основной мореной, состоящей из разнородных пластов и включающей многочисленные отторженцы песчаных и реже глинистых пород. В ее подошве имеются впечатляющие текстуры захвата (Кареповское) и крутосклонные ложбины ледникового выпахивания глубиной 8-12 м (Воронцово), поперечником до нескольких десятков метров.

Одна из этих ложбин в 1,6 км выше с. Воронцово выполнена мореной, состоящей из облекающих ложбину чешуй разного состава. Они сложены серым суглинком с большим количеством валунов и галек, бурым песчанистым суглинком с малым содержанием валунов, светлой бурой супесью с редкой галькой и валунами и глинистой темно-коричневой мелкооскольчатой мореной с единичными гальками и мелкими валунчиками, обильно прослоенной песком; кроме того, здесь присутствуют крупные пакеты подстилающих песков.

В морене в этой ложбине обнаружены многочисленные раковины морских моллюсков и балянусов. Они найдены в светлой бурой супеси на высоте 9-9,5 м над рекой и в заключенных в ней растащенных и деформированных песчаных линзах и прослоях, в целом повторяющих сложный контур супесчаного пласта морены. Кроме раковин встречается много обломков лигнитизированной древесины, а в песках отмечены гнезда ярозита. Среди остатков морских организмов С.Л. Троицким определены: Balanus cf. crenatus Bruguiere, Lepeta caeca (Müll.), Macoma baltica (L.), Macoma calcarea (Gmelin) (раковина раздавлена), Hiatella arctica (L.) (много), Mya truncata L., Cyrtodaria jenisseae Sachs. По заключению С.Л. Троицкого, эта фауна по составу напоминает казанцевскую, хотя по размерам и толщине раковин уступает той, которая в этих районах известна в лежащих гипсометрически и стратиграфически выше отложениях казанцевской трансгрессии.

В санчуговских отложениях Воронцовского яра найдена и более глубоководная «типичная санчуговская фауна» [Троицкий, Шумилова, 1974], находящаяся, по наблюдениям авторов данной статьи, в отторженце морских глин, заключенном в верху моренной толщи. Следовательно, санчуговские отложения здесь содержат остатки разнородной фауны. Можно предположить, что в обоих случаях породы с раковинами были принесены ледником издалека, с морского побережья или Карского шельфа, так как в подстилающих санчуговскую морену слоях в этом районе находки фауны моллюсков ни того, ни другого типа неизвестны.

Основные выводы и задачи дальнейших исследований

Санчуговская основная морена имеет значительную мощность, отложена активно движущимся льдом и, следовательно, связана с обширным ледниковым щитом равнинно-континентального типа. Аналогия в сложении данной толщи и наблюдавшихся нами среднечетвертичных морен Приобья и Зауралья, а также ледниковых отложений Русской равнины с генетической точки зрения оказывается полной. Отдельные различия и особенности регионального или динамического характера, очевидно, будут выявлены при более детальных исследованиях.

Становится ясным, что представление о морской санчуговской трансгрессии должно быть оставлено и соответствующий этап геологической истории севера Западной Сибири должен рассматриваться как время проявления материкового оледенения.

На данном этапе изучения следует, по-видимому, воздержаться от заключения о принадлежности санчуговской морены к самаровской или тазовской фазам среднеплейстоценового оледенения. Ее надо рассматривать как соответствующую в целом бахтинскому надгоризонту. Возможно, что наблюдавшаяся в ней вертикальная смена динамических фаций, а может быть и обнаружение в будущем межморенных слоев позволит расчленить ее более дробно.

Принадлежность санчуговских отложений к ледниковым объясняет отмечавшееся всеми исследователями сходство с моренами других областей: распространение и состав содержащихся в них валунов, необъяснимые с позиций айсбергового разноса [Сакс, 1959] и считавшиеся унаследованными от размытой морены, смешанный состав органических остатков, наличие в них залежей реликтовых льдов, близких по структуре к глетчерным [Усов, 1970], присутствие отторженцев меловых пород, например, ниже р. Яковлевой [Сакс, 1953] и др.

Поскольку при ледниковой транспортировке сплошь и рядом не происходит окончательной дезинтеграции и смешивания переносимых пород, становится понятным нахождение в морене фауны хорошей сохранности. Единство источников переотложения может приводить к нахождению в ней закономерных комплексов органических остатков, а смешение близких по возрасту пород - к образованию правдоподобных ассоциаций, принимаемых за ископаемые биоценозы [Троицкий, 1969]. Фауна, заключенная в достаточно крупных и слабо нарушенных глыбах или пластинах морских отложений может являться в буквальном смысле переотложенной in situ - вместе со всей обстановкой ее первоначального захоронения.

Отсюда ясно, с какой осторожностью следует использовать, нахождение в валуносодержащих породах остатков морских организмов для установления их генезиса. Важная работа по разграничению с этой целью немых пород, пород с переотложенной фауной и фауной, находящейся in situ [Архипов, Гудина, Троицкий, 1968; Архипов, 1971], не всегда достигает успеха, если не сопровождается достаточно детальными текстурно-генетическими наблюдениями.

В зависимости от изменения источника сноса меняется состав переотложенной фауны. Захват глубоководных осадков приводит к переносу фауны санчуговского типа, а отложений мелководных и прибрежных фаций - фауны, сходной с казанцевской.

С установлением континентально-ледникового происхождения санчуговской толщи многое меняется в состоянии проблемы оледенения Западной Сибири. Лишаются своей отправной посылки антигляциалистические воззрения, опиравшиеся главным образом на «неразличимость» морен и морских осадков. Исчезают также основания для концепции одновременного развития оледенений и трансгрессий и необходимость соответствующих сложных палеогеографических построений. Излишним оказывается применение гипотезы шельфового оледенения к территории Закладной Сибири.

Значительно упрощается корреляция разрезов центральных и северных районов равнины, так как для комплекса среднечетвертичных морен обнаруживается естественное продолжение к северу. Отпадает потребность в предположениях о сильном размыве морен на севере и в стратиграфических допущениях, необходимых для гипотезы метахронности санчуговской «трансгрессии» и среднечетвертичного оледенения. Представление о значительной амплитуде и площади гляциоизостатических деформаций оказывается, по-видимому, преувеличенным. Полностью исключать это явление, вероятно, не следует и, возможно, именно с замедленной его компенсацией надо связывать современное сравнительно высокое положение береговой линии казанцевского моря (плюс 60-80 м> по С.Л. Троицкому [1973]) по сравнению с уровнем Мирового океана в рисс-вюрме (менее плюс 20 м по Гильше, 1974).

Взамен прежних возникает новый круг актуальных вопросов. Откуда принесены морские породы с фауной? Каков их состав, возраст и современное распространение? Как объяснить с новых позиций устанавливавшиеся раньше закономерности вертикального и латерального распределения органических остатков в ямальской серии и насколько строго они выдерживаются? Как объяснить сочетание в одних и тех же слоях валунов, гальки и тяжелых минералов, происходящих с Сибирской платформы, с включениями морских осадков и продуктов их разрушения? Каков стратиграфический объем и возраст санчуговской морены? Каков генетический состав погруженной части разреза плейстоцена, известной из скважин, чередуются ли там ледниковые горизонты с залегающими нормально морскими слоями? Участвуют ли в ямальской серии ледниково-морские осадки и какова доля их участия? Являются ли никитинские пески флювиогляциальным плащом фазы отступания среднечетвертичного оледенения или они связаны хотя бы частично со следующим оледенением?

Особую задачу представляет изучение казанцевских отложений, условий их залегания и стратиграфических соотношений с другими отложениями, в частности никитинскими песками, выявление природы наблюдаемых в них интенсивных дислокаций, в одних случаях, по-видимому, провально-термокарстовых, в других - наложенных гляциодинамических.

Только для части этих вопросов намечаются пути возможного решения. Географическое положение Нижне-Енисейского района приводит к мысли, что основные источники сноса морских пород могут находиться на дне современного Карского моря. Новейшие данные о реальных следах значительных гляциоэвстатических регрессий в плейстоцене [Гильше, 1974; Юрцев, 1973 и др.] позволяют думать, что предположение Н.Н. Урванцева [1935] и В.Н. Сакса [1947 а] о значительном оледенении Карского шельфа вполне справедливо.

Учитывая большие объемы перенесенных морских осадков, можно предполагать также, что на какой-то из стадий развития оледенения там находилась экзарационная зона и располагался питающий центр ледникового щита, откуда лед истекал в направлении к югу. Таким образом, может получить дальнейшее развитие идея В.А. Обручева о третьем самостоятельном центре оледенения Западной Сибири, который возникал на ее севере при разрастании ледяного щита. Эксцентрическое положение питающей области на самом севере западно-сибирского щита Н.Н. Урванцев [1935] объяснял большей влажностью приморской зоны, что соответствует приводимой Р. Флинтом [1963] картине отклонения путей циклонов в Северном полушарии во время максимума оледенения.

Такой предположительный ледниковый центр, подобный центру Баренцева ледника, выходившего на Русскую равнину [Яковлев, 1956] можно назвать Карским. Присутствие в санчуговской морене высокоарктической фауны открытого моря хорошо согласуется с таким допущением.

Если на ранних этапах оледенения преобладало радиальное растекание льда со Средне-Сибирского плоскогорья и гор Бырранга, то по мере его развития материал стал приноситься с севера. В результате усиления транспортирующей деятельности могло происходить повторное вовлечение в движение ранее отложенной морены и ее смешение с вновь поступающей. По мере дегляциации ледоразделы вновь смещались на возвышенности и ледники, доставляя оттуда новые порции материала, могли еще раз смешивать его с ранее отложенным.

Можно надеяться, что конкретный анализ изменения состава и сложения морен вместе с изучением текстурных признаков направления движения льда поможет со временем расшифровать сложное наложение и неоднократную переработку шлейфов разноса кластического материала и органических остатков. Для этого потребуются, вероятно, длительные и кропотливые литологические и палеонтологические исследования, тесно сопряженные с дальнейшим изучением гляциодинамических явлений.

Для генетического расчленения погруженной части разреза потребуется выработка специальной методики, поскольку обычные приемы текстурно-генетической диагностики мало применимы к керновому материалу; наиболее перспективным в этом направлении, очевидно, является изучение микротекстур в шлифах [Шумилова, 1974].

Важную роль в системе дальнейших исследований должен сыграть палеокриологический анализ с выяснением происхождения и возраста подземных льдов, разнообразных мерзлотно-геологических явлений, реликтовых мерзлотных текстур и выявлением основных этапов развития многолетней мерзлоты в ледниковых и межледниковых условиях. Изучение реликтовых глетчерных льдов, гляциодинамических и криогенных текстур морены, а также явлений, сопровождавших дегляциацию территории, должны войти в программу палеокриологических исследований, как их естественная часть.

ЛИТЕРАТУРА

Александров Д.К. Материалы по геологии района Усть-Енисейского порта. - Тр. Арктического ин-та, т. 126, 1939, с. 89-112.

Архипов С.А. Стратиграфия четвертичных отложений, вопросы неотектоники и палеогеографии бассейна среднего течения Енисея. - Тр. Геологического ин-та АН СССР, т. 30, 1960, с. 172.

Архипов С.А. Четвертичный период в Западной Сибири. Новосибирск, «Наука», 1971, 331 с.

Архипов С.А., Волкова В.С., Гольберт А.В., Гудина В.И., Сакс В.Н., Троицкий С.Л. К палеогеографии четвертичного периода в Западной Сибири. Критика основных положений антигляциализма. - Изв. Новосибирского отд. ГО СССР, вып. 5, 1971, с. 7-36.

Архипов С.А., Гудина В.И., Троицкий С.Л. Распределение палеонтологических остатков в четвертичных валуносодержащих отложениях Западной Сибири в связи с вопросом об их происхождении. - В кн.: Неогеновые и четвертичные отложения Западной Сибири. М., «Наука», 1968, с. 98-112.

Архипов С.А., Зубаков В.А., Лаврушин Ю.А. О ледниково-водных отложениях в приенисейской части Западносибирской низменности. - ДАН СССР, т. 112, № 1, 1957, с. 107-108.

Астапов А.П., Генералов П.П., Кузин И.Л., Матвеев А.Ф., Рейнин И.В., Черепанов Ю.П. Корреляция новейших отложений Западной Сибири по линии п-ов Ямал - Обь - Иртыш - Тобол - Убоган. - В сб.: Корреляция новейших отложений севера Евразии. Л., изд. ГО СССР, 1970, с. 28-32.

Борисяк А. Геологический очерк Сибири. Петроград, изд. Сабашниковых, 1923, с. 140.

Боч С.Г. Четвертичные отложения северо-западной части Западносибирской низменности и вопросы их корреляции (краткий обзор). Тр. Междувед. совещания по стратиграфии Сибири, Л., Гостоптехиздат, 1957, с. 382-388.

Волкова В.С. Четвертичные отложения низовьев Иртыша и их биостратиграфическая характеристика. Новосибирск, «Наука», 1966.

Гильше А. Колебания уровня моря в плейстоцене и голоцене. - В кн.: Четвертичное оледенение Земли. М., «Мир», 1974, с. 186-220.

Громов В.И. Гидрографические работы в устье Енисея. - Изв. РГО. 1924, т. 56, вып. 2, с. 107-118.

Данилов И.Д. Мерзлотно-фациальное строение водораздельных плейстоценовых отложений нижнего течения р. Енисея. - В кн.: Проблемы криолитологии, вып. 1. М., изд-во МГУ, 1969, с. 93-105.

Данилов И.Д. Плейстоценовые трансгрессии на севере Западной Сибири и Печорской низменности. - В кн.: Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Л., Гидрометеоиздат, 1970, с. 368-373.

Данилов И.Д. О критериях ледниковых эпох в морских отложениях севера Евразии как основе корреляции. - В кн.: Проблемы корреляции новейших отложений севера Евразии. Л., изд. ГО СССР, 1971 а, с. 104-110.

Данилов И.Д. Строение и литогенез плейстоценовых отложений морских равнин севера Евразии. Автореф. докт. дисс. М., Изд-во МГУ, 1971б, с. 34.

Данилов И.Д., Недешева Т.Н. Значение ледово-морского фактора в формировании рельефа и слагающих его отложений нижнего течения р. Енисея. - В кн.: Проблемы криолитологии, вып. 1. М., Изд-во МГУ, 1969, с. 80-92.

Дементьев В.А. Рельеф бассейна р. Вах и его история в четвертичное время. - Изв. ГГО, т. 66, вып. I, 1934, с. 105-115.

Загорская Н.Г. Вопросы стратиграфии и генетических характеристик толщи позднекайнозойских отложений. - В кн.: Геология позднего кайнозоя. Л., изд. НИИГА, 1967, с. 12.

Загорская Н.Г., Кулаков Ю.Н., Пуминов А.П., Слободин В.Я., Суздальский О.В. Основные проблемы стратиграфии и палеогеографии верхнего кайнозоя северной окраины Евразии. - В кн.: Проблемы изучения четвертичного периода. М., «Наука», 1972, с. 120-125.

Загорская Н.Г., Кулаков Ю.Н., Пуминов А.П., Суздальский О.В. О корреляции стратиграфических схем позднего кайнозоя области морских трансгрессий Западной Сибири. - В кн.: Геология позднего кайнозоя Западной Сибири и прилегающих территорий. Л., изд. НИИГА, 1967, с. 13-15.

Загорская Н.Г., Яшина З.И., Слободин В.Я., Левина Ф.М., Белевич А.М. Морские неоген (?)-четвертичные отложения: нижнего течения р. Енисея. - Тр. НИИГА, т. 144, 1965, с. 91.

Зайонц И.Л. Строение ямальской серии в бассейне р. Оби. - Материалы к проблеме геологии позднего кайнозоя. Л., изд. НИИГА, 1969, с. 84-99.

Зайонц И.Л., Зилинг Д.Г., Крапивнер Р.Б. О ярусности аккумулятивного рельефа бассейна р. Оби. - В кн.: Геология позднего кайнозоя Западной Сибири и прилегающих территорий. Л., изд. НИИГА, 1967, с. 13-15.

Зайонц И.Л., Крапивнер Р.Б. Стратиграфия новейших отложений бассейнов Оби и Иртыша. - В кн.: Корреляция новейших отложений севера Евразии. Л., изд. ГО СССР, 1970, с. 33-40.

Зайонц И.Л., Холодова З.И. Новые данные о распространении новейших морских отложений в Западной Сибири. - В кн.: Кайнозойская история полярного бассейна и ее влияние на развитие ландшафта северных территорий. Л., изд. ГО СССР, 1968, с. 64.

Зайонц И.Л., Холодова З.И. Новые данные о распространении новейших морских отложений в Западной Сибири. - В кн.: Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Л., Гидрометеоиздат, 1970, с. 414-416.

Заррина Е.П., Краснов И.И. Происхождение и стратиграфическое положение санчуговско-тазовских «мореноподобных» отложений на севере Западно-Сибирской низменности. - Тр. ВСЕГЕИ, нов. сер., т. 64, 1961, с. 45-60.

Захаров Ю.Ф. О проблеме четвертичных отложений Западной Сибири. - В кн.: Четвертичная геология и геоморфология Сибири. Новосибирск, «Наука», 1969, с. 41-61.

Зилинг Д.Г. Разрез Белогорского материка в Среднем Приобье по обнажению «Большой Камень». - Материалы к проблемам геологии позднего кайнозоя. Л., изд. НИИГА, 1969, с. 74-83.

Зубаков В.А. К вопросу о стратиграфии и характере ледниковых отложений долины среднего течения р. Енисея. - Материалы ВСЕГЕИ, нов. сер., вып. 17, 1956, с. 146-168.

Зубаков В.А. Шельфово-ледниковая формация Западной Сибири (статья 1). - Бюлл. комиссии по изучению четвертичного периода, № 34, 1967, с. 22-39; (статья 2) - № 35, - 1968, с. 57-72.

Зубаков В.А. Новейшие отложения Западно-Сибирской низменности. - Тр. ВСЕГЕИ, нов. сер., т. 184, 1972а, с. 310.

Зубаков В.А. Палеогеография Западно-Сибирской низменности в плейстоцене и позднем плиоцене. Л., «Наука», 1972 б, с. 200.

Зубаков В.А., Краснов И.И. О корреляционных стратиграфических работах межведомственной четвертичной партии в Западной Сибири. - Информ. сб. ВСЕГЕИ, № 29, 1960, с. 137-143.

Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Средний и нижний плейстоцен низовьев Иртыша. - Тр. ВСЕГЕИ, нов. сер., т. 214, 1974. 160 с.

Крапивнер Р.Б. Новые данные о геологическом строении Самаровского останца. - Материалы к проблемам геологии позднего кайнозоя. Л., изд. НИИГА, 1969а, с. 58-73.

Крапивнер Р.Б. Геологическое строение Тобольского материка между городами Тобольском и Ханты-Мансийском. - Материалы к проблемам геологии позднего кайнозоя. Л., изд. НИИГА, 1969 б, с. 37-57.

Кузин И.Л. Об отсутствии материковых оледенений в северо-западной части Западно-Сибирской низменности. - Тр. ВНИГРИ, Геол. и геохим. сб. 3(1Х), 1960, с. 102-110.

Кузин И.Л., Чочиа Н.Г. Проблема оледенений Западно-Сибирской низменности. - В кн.: Основные проблемы изучения четвертичного периода. М., «Наука», 1965, с. 177-187.

Лаврушин Ю.А. Отражение динамики движения ледника в строении донной морены. - Литология и полезные ископаемые, 1970 а, № 1, с. 115-120.

Лаврушин Ю.А. Опыт выделения фаций и субфаций в донной морене материкового оледенения. - Литология и полезные ископаемые, 1970 б, -№ 6, с. 38-49.

Лаврушин Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. Автореф. докт. дисс. М., изд. ГИН АН СССР, 1973. 50 с.

Лазуков Г.И. К вопросу о стратиграфическом расчленении четвертичных отложений бассейна нижней Оби. - Тр. Междуведомственного совещания по стратиграфии Сибири, Л., Гостоптехиздат, 1957, с. 388-400.

Лазуков Г.И. Антропоген северной половины Западной Сибири (стратиграфия). М., изд-во МГУ, 1970. 322 с.

Лазуков Г.И. Антропоген северной половины Западной Сибири (палеогеография). М., изд-во МГУ, 1972а. 126 с.

Лазуков Г.И. Разбор построений В.А. Зубакова о шельфово-ледниковой формации Западной Сибири. - Бюлл. комиссии по изучению четвертичного периода, № 39, 1972 б, с. 135-150.

Лазуков Г.И. Стратиграфическое расчленение, геологический возраст и палеогеографическая интерпретация разрезов новейших отложений северо-запада Западной Сибири. - В кн.: Природные условия Западной Сибири, вып. 3, М., изд-во МГУ, 1973, с. 5-18.

Лопатин И.А. Об изборожденных и шлифованных льдом валунах и утесах по берегам р. Енисея к северу от 60° с.ш. - Зап. РГО по общ. геогр., 1871, т. 4, с. 294-328.

Лопатин И.А. Дневник Туруханской экспедиции 1866 г. - Зап. РГО по общ. геогр., 1897, т. 28, № 2, с. 191.

Миддендорф А. Путешествие на север и восток Сибири. Ч. 1, СПб.,. 1860, с. 490.

Марков К.К. Очерки по географии четвертичного периода. - кн.: Ледниковая теория. М., Географгиз, 1955, 346 с.

Мизеров Б.В. Разрез четвертичных отложений по р. Собольей, левому притоку р. Таза. - Тр. Горно-геологич. ин-та ЗСФАН, вып. 15, 1956, с. 145-153.

Морской плейстоцен Сибирских равнин. - Тр. ИГиГ СО АН СССР, т. 104, М., 1971, с. 142.

Попов А.И. Некоторые вопросы палеогеографии четвертичного периода в Западной Сибири. - Вопросы географии, сб. 12, 1949, с. 29-54.

Попов А.И. Четвертичный период в Западной Сибири. - В кн.: Ледниковый период на территории Европейской части СССР и Сибири, М., изд-во МГУ, 1959, с. 383-384.

Рябухин Г.Е. Геологическое строение и нефтеносность района Усть-Порта на реке Енисее. - Проблемы Арктики, 1939, № 3, с. 21-28.

Сакс В.Н. О четвертичном оледенении севера Сибири. - В кн.: Арктика, кн. 4, Л., изд. Главсевморпути, 1936, с. 3-29.

Сакс В.Н. Геологический очерк Обь-Енисейской низменности. - Тр. Всесоюз. Арктического ин-та, 1937, т. 87, ч. I, с. 175-198.

Сакс В.Н. Новые данные о геологическом строении района Усть-Енисейского порта. - Проблемы Арктики, 1939, № 10-11, с. 41-51.

Сакс В.Н. Основные моменты четвертичной истории юго-восточного побережья Карского моря. - Проблемы Арктики, 1940, № 5, с. 56-75.

Сакс В.Н. О расчленении четвертичных отложений севера Сибири. - Советская геология, 1941, № 5, с. 53-66.

Сакс В.Н. К стратиграфии четвертичных отложений в бассейнах рек. Мессо, Пур и Таз. - Тр. Горно-геол. упр. ГУСМП, вып. 16, 1945 а, с. 144-152.

Сакс В.Н. Новые данные о геологическом строении бассейна р. Пясины. - Тр. Горно-геол. упр. ГУСМП, вып. 16, 1945 б, с. 3-64.

Сакс В.Н. К стратиграфии четвертичных отложений Таймырской депрессии. - ДАН СССР, т. XVI, № 6, 1945 в, с. 262-265.

Сакс В.Н. Четвертичные оледенения севера Сибири. - Природа, 1947 а, № 4, с. 16-25.

Сакс В.Н. Колебания уровня моря в устье Енисея в четвертичный период. - Природа, 1947 б, № 5, с. 51-54.

Сакс В.Н. Новые данные к стратиграфии четвертичных отложений Таймырской депрессии. - ДАН СССР, т. 57, № 2 ,1947 в, с. 175-178.

Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике. - Тр. ААНИИ, т. 201, 1948. 134 с.

Сакс В.Н. Четвертичные отложения северной части Западно-Сибирской низменности и Таймырской депрессии. - Тр. НИИГА, т. 14, 1951 а. 113 с.

Сакс В.Н. Геологический очерк района г. Игарки. - Тр. НИИГА, т. 19, 1951 б, с. 3-13.

Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике. - Тр. НИИГА, т. 77, 1953. 627 с.

Сакс В.Н. Некоторые спорные вопросы истории четвертичного периода в Сибири. - Тр. НИИГА, т. 96, вып. 8, 1959, с. 151-163.

Сакс В.Н., Антонов К.В. Четвертичные отложения и геоморфология района Усть-Енисейского порта. - Тр. Горно-геол. упр. ГУСМП, вып. 16, 1945, с. 65-117.

Сакс В.Н., Ширяев И.Е. Основные итоги маршрутных геологических исследований по левым притокам Енисея - Пелятке, Яре и Танаме. - Тр. Горно-геол. упр., ГУСМП, вып. 16, 1945, с. 118-143.

Слободин В.Я., Суздальский О.В. Стратиграфия плиоцена и плейстоцена северо-востока Западной Сибири. - Материалы к проблеме геологии позднего кайнозоя, Л., изд. НИИГА, 1969, с. 115-130.

Слободин В.Я., Суздальский О.В., Левина Ф.М., Лев О.М. Опорный разрез плиоцен-плейстоцена Усть-Енисейской впадины - В кн.: Геология позднего кайнозоя Западной Сибири и прилегающих территорий. Л., изд. НИИГА, 1967, с. 41-43.

Стрелков С.А., Сакс В.Н., Архипов С.А., Волков В.С. Проблема четвертичных оледенений Сибири. - В кн.: Основные проблемы изучения четвертичного периода. М., «Наука», 1965, с. 188-205.

Суздальский О.В. О генезисе моренных суглинков и подстилающих их отложений на севере Западной Сибири. - Тр. НИИГА, т. 143, 1965, с. 180-189.

Суздальский О.В. Шельфовая формация в антропогене приморских равнин Субарктической Евразии. Автореф. докт. дисс. Л., изд-во ЛГИ, 1971. 47 с.

Толмачев А.И. Об оледенении Таймыра. - Изв. АН СССР, сер. 7, № 1, 1931, с. 125-140.

Троицкий С.Л. Четвертичные отложения и рельеф равнинных побережий Енисейского залива и прилегающей части гор Бырранга. М., «Наука», 1966. 207 с.

Троицкий С.Л. Общий обзор морского плейстоцена Сибири. - В кн.: Проблемы четвертичной геологии Сибири, М., «Наука», 1969, с. 32-43.

Троицкий С.Л. Морской плейстоцен северного побережья Азии. - В кн.: Проблемы изучения четвертичного периода, М., «Наука», 1972, с. 95-100.

Троицкий С.Л. Плейстоценовые трансгрессии Северного Ледовитого океана и проблема мирового террасового ряда. - Тезисы докл. советских ученых к IX конгрессу INQUA. М., изд. АН СССР, 1973. 41 с.

Троицкий С.Л., Шумилова Е.В. Стратиграфия и минералого-петрографические особенности четвертичных отложений в разрезе Воронцовского яра в низовьях Енисея. - В кн.: Литология и условия образования четвертичных отложений севера Евразии. Новосибирск, ИГиГ СО АН СССР, с. 5-97.

Труды Междуведомственного совещания по разработке унифицир. стратиграф. схем Сибири, 1956. Л., Гостоптехиздат, 1957, с. 576.

Урванцев Н.Н. Норильский каменноугольный район. - Изв. Сибирского отд. Геол. комитета, т. 2, вып. 1, 1921, с. 1-44.

Урванцев Н.Н. Следы четвертичного оледенения центральной части Севера Сибири. - Геол. вестник, т. 6, № 1-3, 1928, с. 47-49.

Урванцев Н.Н. Маршрутные исследования по р. Хантайке летом 1928 г. - Изв. Геол. комитета, т. 48, № 8, 1929, с. 39-70.

Урванцев Н.Н. Следы четвертичного оледенения центральной части севера Сибири. - Тр. ГГРУ ВСНХ СССР, 1931 а, вып. 113. 54 с.

Урванцев Н.Н. Таймырская экспедиция 1929 г. - Тр. ГГРУ ВСНХ СССР, 1931 б, вып. 65. 43 с.

Урванцев Н.Н. Четвертичное оледенение Таймыра. - Бюлл. комиссии по изучению четвертич периода, 1931 в, № 3, с. 23-42.

Урванцев Н.Н. Древнее оледенение на Севере СССР. - В кн.: Геология и полезные ископаемые Севера СССР, т. 1, Л., изд. Главсевморпути, 1935, с. 129-148.

Усов В.А. Подземные льды и псевдотектонические деформации слоев прибрежно-морских отложений (на примере санчуговско-казанцевских толщ севера Западной Сибири). - Вестник ЛГУ, № 24, 1970, с. 148-152.

Шанцер Е.В. Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных образований. - Тр. ГИН АН СССР, М., т. 161, 1966, с. 239.

Шмидт Ф.Б. Краткое известие о поездке на север России для исследования найденного там мамонта. - Зап. Акад. наук. СПб., 1867, т. XI, кн. 1, с. 126-146.

Шумилова Е.В. Литология и генезис доказанцевских четвертичных отложений низовий Оби. Новосибирск, «Наука», 1974, 78 с.

Шумилова Е.В., Бузулуцков Ф.С. Минералого-петрографические особенности четвертичных отложений Енисейской впадины в связи с проблемой их происхождения. - В кн.: Морской плейстоцен Сибирских равнин. М., «Наука», 1971, с. 8-36.

Шумилова Е.В., Троицкий С.Л. Гранулометрический и минералого-петрографический состав четвертичных отложений в разрезе у Зимовья Пустого. - В кн.: Литология и условия образования четвертич. отложений севера Евразии. Новосибирск, изд. ИГиГ СО АН СССР, 1974, с. 38-69.

Юрцев Б.А. Берингийский мост суши. - Реф. сб. ст. под ред. Дэвида М. Хопкинса, Стенфорд, Калифорния, 1967. - Бюллетень комиссии по изучению четвертич. периода, 1973, № 40, с. 149-164.

Яковлев С.А. Основы геологии четвертичных отложений Русской равнины. М., Госгеолтехиздат, 1956, 314 с.

Яковлев С.А. Совещание по разработке унифицированных стратиграфических схем Сибири. - Материалы по четвертичной геологии и геоморфологии СССР. Л., изд. ВСЕГЕИ, нов. сер., вып. 2, 1959, с. 20-27.

Schmidt Fr. Vorläufuge Mittheilungen über die wissenschaftlichen Resultate der Expedition zur Aufsuchung eines angekündigten Mammuthcadavers. - Bull. Acad. d. Sc. de St.-Pet., XIII, 1868, c. 97-130.

Schmidt Fr. Wissenschaftliche Resultate der zur Aufsuchung eines angekündigten Mammuthcadevers von der K. Ak. d. Wiss. an den unteren Jenissei-ausgesandten Expedition, Mem. Ac. Sc. St.-Pet., 1872, VII serie, XVIII, N 1. 168 c.