На равнинах западного сектора севера Евразии широко распространены плейстоценовые слабо сортированные отложения преимущественно суглинистого состава с включениями грубообломочного материала. Они характерны для толщ различного генезиса: морских, эстуарных, озерных, аллювиальных. Внешне слабо сортированные суглинистые разности отложений с галькой, щебнем, валунами очень сходны с моренными ледниковыми накоплениями, за которые нередко и принимаются.

Решение вопроса о генезисе мореноподобных пород сопряжено нередко с большими трудностями. Вследствие специфики процессов осадконакопления и последующего диагенеза в холодноводных полярных водоемах значительная часть фаунистических и флористических остатков не сохраняется. Холодными, недонасыщенными углекислым кальцием водами растворяются известковистые раковины морских организмов. В погребенное состояние переходит лишь их незначительная часть. В осадках большинства арктических морей практически отсутствуют кремнистые створки диатомовых водорослей, планктонные диатомеи частично растворяются еще до попадания в осадок недонасыщенными кремнекислотой холодными водами полярных бассейнов. Бентосные диатомеи, а также раковины агглютинирующих фораминифер, растворяются холодными иловыми водами в процессе диагенеза. Поэтому даже типичные морские отложения плейстоценового возраста, достаточно широко распространенные на западе субарктической Евразии и включающие остатки фауны морских моллюсков, почти не содержат створки морских плейстоценовых диатомовых и раковины агглютинирующих фораминифер. Как те, так и другие отсутствуют даже в образцах, взятых непосредственно из мест массового захоронения раковин морских моллюсков. В морских осадках сохраняется, переходит затем в погребенное состояние и встречается в плейстоценовых отложениях Севера, как правило, лишь небольшое в целом количество известковистых остатков морских организмов.

Но и в тех случаях, когда слабо сортированные разности плейстоценовых отложений Севера с включениями крупнообломочного материала содержат остатки морской фауны их мореноподобный облик оказывается для многих исследователей решающим аргументом при установлении генезиса. Остатки фауны считаются переотложенными покровными плейстоценовыми ледниками. Таким образом, традиционный способ определения морского или континентального происхождения пород по наличию или отсутствию остатков морской фауны в данном случае не решает задач.

От правильной интерпретации генезиса толщ мореноподобных плейстоценовых отложений зависят многие вопросы стратиграфии и палеогеографии Севера. Если толщи слабо сортированных отложений считать моренами, то следует вывод о развитии мощных и неоднократных покровных ледников на равнинах субарктической Евразии и прилегающем арктическом шельфе. Если мореноподобные толщи отложений накапливались в специфических условиях холодноводных и ледовитых водоемов - это влечет за собой признание обширных трансгрессий Полярного бассейна на равнины севера Евразии в плейстоцене.

Отсюда становится очевидной особая важность выяснения генезиса слабо сортированных мореноподобных разновидностей плейстоценовых отложений Севера для целей палеогеографических реконструкций плейстоцена и его стратиграфического расчленения.

МОРЕНОПОДОБНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ БАССЕЙНОВОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ

Наибольшее распространение и участие в строении плейстоценовых отложений мореноподобные слабосортированные их разности с грубообломочным материалом имеют в западном секторе субарктической Евразии (север Западной Сибири, Печорская и Таймырская низменности).

В пределах водораздельных пространств равнинных территорий слабо сортированные преимущественно суглинистые отложения с грубообломочным материалом нередко составляют 50-70%, а иногда и 80-90% всего разреза плейстоцена, мощность которого в среднем равняется 100-150 м, увеличиваясь в отрицательных формах погребенного коренного рельефа до 200-400 м и уменьшаясь на положительных тектонических структурах до первых метров.

Принципиально важен и остро дискуссионен вопрос о генезисе наиболее представительной толщи мореноподобных отложений, занимающей характерное положение в разрезе, имеющей определенные условия залегания и своеобразный литологический облик - толщи темно-серых валунных суглинков, глин, алевритов, которая выдержана почти повсеместно на огромных пространствах Печорской, севера Западно-Сибирской и Таймырской низменностей. Эта толща слагает основу современного водораздельного рельефа, средняя ее мощность составляет 40-60 м, увеличиваясь нередко до 100-150 м. В Печорской низменности она известна как воркутинский или роговской горизонт ледово-, ледниково-морского генезиса и в то же время как морена максимального днепровско-московского оледенения [Станкевич, 1964; Лавров, 1965; и др.]. На севере Западной Сибири в низовьях Оби она обычно именуется салехардской [Лазуков, 1970], а в низовьях Енисея - санчуговской [Сакс, Антонов, 1945] морской или ледово-ледниково-морской свитой. Эти же отложения рассматриваются некоторыми авторами как типичные морены [Заррина, Краснов, 1961; Каплянская, Тарноградский, 1975] максимального для территории Западной Сибири тазовско-самаровского оледенения.

Толщу вышеназванных пород отличает преимущественно суглинистый состав. Иногда - это глины, иногда - алевриты, но в основном суглинки, состоящие из более или менее равномерной смеси песчаных, алевритовых и пелитовых частиц. Суглинки обычно неслоисты, обладают характерной оскольчатой структурой, содержат грубообломочные включения (гальку, гравий, реже валуны). Проблема их генезиса и условий образования вызывает в литературе последних лет оживленную дискуссию, носящую острополемический характер.

С началом интенсивного нефтегазового освоения севера Западной Сибири и Печорской низменности были проведены большие геологические, в том числе буровые, работы, давшие огромный материал по строению рыхлых плейстоценовых отложений. Во многих районах в мореноподобных суглинках и глинах была обнаружена фауна морских моллюсков и практически повсеместно микрофауна фораминифер, реже - остракод. Однако аргументы в пользу ледникового генезиса толщи представляются ряду авторов достаточно вескими и доказательными. Безусловно, довлеет груз сложившихся традиционных представлений на палеогеографию плейстоцена Севера западной Евразии, связанных с гипотезой существования на равнинах Западной Сибири и Печорской низменностей, а также на прилегающем шельфе Карского и Баренцева морей, огромных по площади распространения, мощных покровных ледников, неоднократно возникавших и полностью исчезавших в сравнительно непродолжительное плейстоценовое время.

В связи со слабой палеонтологической охарактеризованностью толщ плейстоценовых отложений особое значение приобретают литологические методы их исследования. Только комплексное литолого-палеонтологическое изучение плейстоценовых отложений Севера с учетом полярной специфики их литогенеза позволяет, как нам представляется, получить достоверные данные и сделать на основе их надежные генетические, стратиграфические и палеогеографические выводы.

Палеонтологические критерии генезиса мореноподобных бассейновых отложений. Остатки фауны фиксируются как в слабо сортированных суглинистых отложениях с грубообломочным материалом, так и в фациально замещающих их глинах, супесях, песках.

Раковины морских моллюсков и ракообразных встречены на территории Печорской, Таймырской и севера Западно-Сибирской низменностей в большом числе пунктов. Наиболее типичные и показательные разрезы, изученные нами, в которых морская макрофауна залегает непосредственно в слабо сортированных валунных суглинках и глинах, расположены в Печорской низменности на р. Кочмес (левый приток р. Уса), на реках Нямдо-Ю, Хей-Яга и других правых притоках р. Коротаихи (юго-западные склоны Пай-Хоя); на севере Западной Сибири в низовьях Енисея на его крутом правом берегу выше пос. Усть-Порт (против о. Никитинский), на юге Гыданского полуострова (р. Мессо-Яха). С.Л. Троицкий [1975] отмечает как показательный разрез по Енисею близ м. Гостиный (71° с.ш.), в котором включения грубообломочного материала сочетаются с остатками морской фауны, погребенной в прижизненном положении. Условия залегания морской фауны во всех отмеченных разрезах свидетельствуют о ее захоронении на месте былого обитания. Створки большинства раковин моллюсков не несут следов оглаживания при транспортировке, покрыты эпидермисом. Присутствуют очень тонкостенные раковины, обычно давленые (при диагенетическом уплотнении осадков). Характерны раскрытые, заполненные грунтом, но соединенные в замке раковины, которые не выдерживают малейшего механического воздействия. В неясных линзах и разводах белесого мучнистого алеврита и мелкозернистого песка остатки раковин образуют скопления типа «банок».

Так, в разрезах правых притоков р. Коротаиха близ подножий юго-западных склонов Пай-Хоя (реки Хей-Яга, Нямдо-Ю) вскрываются темно-серые, иногда почти черные, глины и тяжелые суглинки, содержащие частые включения гальки, гравия и редкие мелкие валуны размером 0,2-0,3 м в поперечнике. Грубообломочный материал хорошо окатан. Состав его в основном эрратический (эффузивы уральского происхождения), но высоко содержание также обломков местных осадочных пермо-триасовых пород. Глины и суглинки неслоисты, обладают характерной оскольчатостью. Раковины моллюсков, залегающие в них, прекрасной сохранности, створки их сомкнутые, покрыты эпидермисом, большинство тонкостенных раковин давленые, окатаны лишь обломки толстостенных раковин циприн. Фауна богатая и разнообразная, представлена, по определениям М.А. Лавровой, следующими преимущественно арктическими и аркто-бореальными видами: Balanus hameri Asc., В. crenatus Brug., Natica clausa Brod. et Sow., Polynices pallidus (Brod. et Sow.), Trophonopsis truncatus (Strom), Admete viridula (Fabr.), Leda pernula (Mull.), Mytulus edulis L., Modiolus modiolus L., Serripes groenlandicus (Chemn.), Cardium groenlandicum (Gmelin), Cardium ciliatum Fabr., Astarte montagui Dillw. var. striata Leach., A. borealis (Chemn.), Macoma (Tellina) calcarea Chemn., M. baltica L., Mya truncata L., Saxicava arctica L., Cyrtodaria jenissea Sachs.

Преобладают раковины Astarte montagui, многочисленны Macoma calcarea, Cardium ciliatum, Mya truncata. Встречаются одиночные обломки крупных толстостенных раковин Cyprina islandica L.

В этих же глинах и суглинках с валунами присутствуют богатые комплексы микрофауны фораминифер, представленные, по определению В.Я. Слободина, следующими видами: Pyrgo williamsoni (Silvestri), Miliolina seminulum (Linne), M. trichedra (Loeblich et Tappan), M. cf. oblonga (Montagu), M. cf. subrotunda (Montagu), Dentalina baggi Galloway et Wiesler, Lagena laevis (Montagu), Globulina glacialis Cushman et Ozawa, G. sp. indet., Buccella frigida (Cushman), B. sp. sp., Alabamina sp., Alabaminoides mitis Gudina [Слободин, Суздальский, 1969], Nonionellina labradorica (Dawson), Elphidium clavatum Cushman, E. incertum (Williamson), E. orbiculare (Brady), E. subarcticum Cushman, E. sp. 1, E. sp. 2, E. sp. 3, E. sp. indet., Cribroelphidium goesi (Stschedrina), Virgulina loeblichi Feyling-Hanssen, Cassidulina islandica Norvang, C. islandica Norvang var. norvangi Thalmann, C. teretis Tappan, C. norcrossi Cushman, C. sp. sp.

Помимо фораминифер комплекс микрофауны включает морские остракоды (определения О.М. Лев): Trachyleberis dunelmensis (Norman), Eucytherura implicata Mand., E. concavitis Mand., Krithe duplicata Mand., Cytheropteron sp. sp., Hemycythere concinna (Jones), Clythrocytheridea sorbyana (Jones).

Нет никаких оснований предполагать переотложение остатков фауны ледником, условия ее залегания полностью исключают это предположение. Экологически однородный набор видов моллюсков и ракообразных сочетается с микрофауной фораминифер и остракод. Переотложены, вероятно, лишь обломки толстостенных раковин Cyprina islandica, которые перенесены морскими льдами из мелководной прибрежной зоны в более глубоководную зону накопления суглинков и глин. В данном случае теряет смысл возможное предположение о том, что породы с остатками морской фауны представляют собой в целом ледниковый отторженец, так как сами эти породы слабо сортированы, валунные и, следовательно, накопление их происходило в ледовитом морском бассейне.

Другой не менее показательный разрез в пределах Печорской низменности расположен на р. Кочмес (левый приток р. Уса) близ разъезда Байдук. Здесь вскрываются типичные мореноподобные неслоистые слабо сортированные темно-серые суглинки, обладающие характерной оскольчатостью и содержащие включения гравия, гальки, валунов. Морские раковины залегают как непосредственно в суглинке, так и в неясных разводах и гнездах мелкозернистого пылеватого песка, в котором образуют скопления типа «банок». В суглинках раковины целые, покрыты эпидермисом, нередки экземпляры с сомкнутыми створками, а также с раскрытыми, но соединенными в замке и заполненными грунтом створками, большинство раковин тонкостенные, давленые и рассыпаются при малейшем механическом воздействии. Несмотря на столь очевидные свидетельства захоронения фауны на месте ее былого обитания сторонники моренного генезиса вмещающих ее слабо сортированных суглинков с грубообломочным материалом считают ее переотложенной ледником [Станкевич, 1964; и др.].

Фауна включает следующие виды: Balanus balanus (L.), В. hameri Asc., Astarte borealis Chemn., A. montagui Dillw., A. crenata Gray, A. crenata var. crebricostata Andr. et Forb., Mya truncata L. Преобладают раковины Astarte crenata и A. crenata var. crebricostata - относительно глубоководного циркумарктического вида, обитающего в массовом количестве на мягких илистых грунтах открытых шельфовых морей на глубинах порядка 100 м и более.

В суглинках Г.Н. Недешевой обнаружена также микрофауна фораминифер: Rhabdammina sp. 1, R. sp. 2, Buccella hannai arctica Voloshinova, Entosolenia sp. 2, Oolina costata (Williamson), Fissurina sacculus (Fornasini), Cribrononion incertus (Williamson), Protelphidium orbiculare (Brady), P. lenticulare Gudina, Cribroelphidium goesi (Stschedrina), Elphidium granatum Gudina, E. subclavatum Gudina, Elphidiella hannai (Cushman and Grant), Stainforthia convexa (Saidova), Angulogerina fluens Todd, Cassidulina subacuta (Gudina), Islandiella islandica (Norvang), Cassandra teretis (Tappan), Cassandra inflata (Gudina), Planocassidulina norcrossi (Cushman) .

Присутствие раковин агглютинирующих фораминифер (Rhabdammina sp. 1 и R. sp. 2), как уже отмечалось, чрезвычайно редкое явление в морских плейстоценовых отложениях Севера. Указанные виды не были встречены в иных, в том числе и нижележащих, толщах плейстоцена Печорской низменности. Этот факт служит дополнительным аргументом в пользу морского происхождения вмещающих микрофауну пород, поскольку при допущении переотложения фауны ледником, становится неясным ее первоначальный источник.

Низовья Енисея - территория, где плейстоценовые отложения изучены весьма подробно. Этот район стратотипический для севера Западной Сибири и прилегающих регионов.

Распространенные здесь санчуговские глины и суглинки с валунами и остатками морской фауны считаются надежным маркирующим морским горизонтом [Сакс, Антонов, 1945].

В последнее время Ф.А. Каплянской и В.Д. Тарноградским [1975] предпринята попытка обосновать высказанное ранее предположение [Заррина, Краснов, 1961] о континентально-ледниковом происхождении санчуговских отложений.

Вопрос о генезисе санчуговских отложений кардинальный с точки зрения основных стратиграфических построений и палеогеографических реконструкций плейстоцена севера как Западной Сибири, так и смежных территорий.

По внешнему литологическому облику глины и суглинки значительной части разреза санчуговской толщи идентичны иным типам мореноподобных плейстоценовых отложений Севера (рис. 1): они слабо сортированы, как правило, неслоисты, обладают оскольчатой структурой, содержат включения грубообломочного материала (гравия, гальки, валунов размером до 1,5-2,5 м в поперечнике, а иногда и более). Поэтому вполне можно согласиться с утверждением, что «в случае признания санчуговских слоев морскими и одновозрастными с валунными породами ледниковой зоны приходится либо отказаться 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 (Западно-Сибирской. - И. Д.) становится затруднительным и приходится обращаться к предположению об их сильном размыве» [Каплянская, Тарноградский, 1975].

Теми же авторами наглядно показано, что санчуговские отложения района нижнего течения Енисея обладают признаками, считающимися типичными для ледниковых морен вообще. Они принадлежат «к двум группам фаций основных морен: монолитным моренам, которые образуются при преобладании послойно-дифференцированного вязкопластического течения льда, сопровождающегося возникновением внутренних поверхностей среза и скольжения, и чешуйчатым моренам, связанным с преимущественным движением льда по круто наклонным поверхностям разрывов (надвигов)» [Каплянская, Тарноградский, 1975].

Ф.А. Каплянская и В.Д. Тарноградский основывают вывод о континентально-ледниковом генезисе санчуговских отложений по их внешнему литологическому облику и на детальном анализе текстурно-структурных признаков. Предполагается, что текстурно-структурные признаки, свойственные санчуговским отложениям, характерны лишь для континентальных морен. Факту наличия остатков морской макро- и микрофауны отводится второстепенное значение. Их присутствие в породах объясняется переотложением ледником из донных осадков Карского моря или более древних морских проблематичных отложений, якобы принимавших участие в строении ложа древнего континентального ледникового покрова. Переотлагались, по мнению упомянутых авторов, как отдельные раковины, ассимилированные льдом, так и крупные ненарушенные блоки морских пород, включенные впоследствии в морену.

Методически более правильным представляется решение проблемы генезиса мореноподобных санчуговских отложений, исходя прежде всего из анализа состава и условий захоронения содержащийся в них фауны. И если остатки фауны залегают in situ, т.е. вмещающие их осадки морские, следует искать объяснение некоторым текстурно-структурным признакам, считающимся не характерными для морских отложений, а не изыскивать мало реальные способы попадания морских фаунистических остатков в чужеродный им по условиям образования осадок.

Большинство исследователей, специально занимавшихся анализом состава и условий залегания макро- и микрофауны в санчуговских отложениях, безоговорочно признают непереотложенный характер плейстоценовых фаунистических остатков [Сакс, Антонов, 1945; Троицкий, 1966; Гудина, 1969; Слободин, Суздальский, 1969; и др.]. Наши наблюдения также подтверждают эти выводы. Один из показательных разрезов расположен на правом берегу Енисея между г. Дудинкой и пос. Усть-Порт (в 6 км ниже устья р. Малышевка). Здесь примерно до высоты 20 м над урезом воды Енисея вскрывается толща мелкозернистых желтовато-серых горизонтально- и волнистослоистых песков. Выше по разрезу пески чередуются с прослоями темно-серых оскольчатых мореноподобных суглинков с включениями гравия и гальки. Это переслаивание представляет собой переходную зону к вышележащей мощной (до 30 м) монотонной толще темно-серых оскольчато-щебнистых суглинков, с гравием, галькой и редкими валунами. Неправильное, часто линзовидное переслаивание песков и суглинков полностью соответствует характеристике «чешуйчатой морены», по Ф.А. Каплянской и В.Д. Тарноградскому [1975], а вышележащая толща однородных суглинков - «монолитной морены».

Вместе с тем в песках, переслаивающихся с мореноподобными суглинками, а также в самих суглинках залегают многочисленные остатки морских раковин. В песках они образуют массовые скопления типа «банок», в суглинках встречаются мелкие тонкостенные раковины с сомкнутыми створками, покрытые эпидермисом, а также раковины с раскрытыми, но соединенными в замке и заполненными тем же суглинистым грунтом створками. Фауна как в песках, так и суглинках образует экологически выдержанный комплекс и представлена арктическими, преимущественно арктическими и аркто-бореальными видами. В песках О.М. Петровым определены: Astarte montagui typica (Dillwyn), A. montagui var. striata Leach, Portlandia arctica (Gray), Yoldiella intermedia (Sars), Natica (Tectonatica) clausa Broderip et Sowerby, Neptunea sp.; в суглинках: Astarte montagui typica (Dillwyn), A. montagui var. striata Leach, A. crenata (Gray), Yoldiella intermedia (Sars), Y. lenticula (Möller), Hiatella arcica (L.), Natica (Tectonatica) clausa Brod. et Sow., Lora sp.

Условия залегания остатков морской фауны в мореноподобных суглинках с валунами и в «чистых», лишенных включений крупнообломочного материала глинах идентичны. Близок, но не идентичен, видовой состав фаунистических остатков. Так, в том же районе в известном обнажении на правом (берегу Енисея в 3 км ниже устья р. Зырянка в плотных пластичных комковатых глинах, образующих прослой в толще мореноподобных суглинков с грубообломочным материалом обнаружены Astarte montagui (Dillwyn), A. alaskensis Dall., Portlandia arctica siliqua (Reeve), Yoldiella lenticula (Möller), Y. fraterna (Verrill et Bush), Y. persei Messjatzev, Bathyarca glacialis (Gray), Margarites groenlandicus umbilicales Brod et Sow., Macoma calcarea (Gmelin), Leda sp., Natica sp.

Показательные разрезы темно-серых оскольчатых мореноподобных суглинков с валунами имеются на юге Гыданского полуострова по р. Мессо-Яха. Литологический облик суглинков полностью аналогичен санчуговским суглинкам в низовьях Енисея, что отмечал в своих работах В.Н. Сакс [1945; Сакс, Антонов, 1945]. Например, в одном из обнажений в среднем течении р. Мессо-Яха (в 35 км выше устья р. Большая Варкута-Яха) от уреза воды до высоты 27,5 м над руслом вскрывается суглинок темно-серый, комковато-оскольчатый, неслоистый, с включениями гравия, гальки и валунов размером до 0,6 м в поперечнике. В слое отмечаются многочисленные линзы, прослои мелкозернистого белесого песка и коричневатого алеврита, а также небольшие прослои ленточных глин. Суглинок содержит раковины морских моллюсков, среди которых нередки экземпляры прекрасной сохранности с покрытыми эпидермисом сомкнутыми створками. Среди них определены Astarte borealis borealis (Schumacher), A. montagui (Dillwyn), A. invocata Merklin et Petrov, Macoma calcarea (Gmelin), Saxicava arctica (L.), Portlaridia arctica siliqua (Reeve), Yoldiella sp., Lora sp.

В этих же суглинках обнаружен богатый комплекс микрофауны, включающий фораминиферы и морские остракоды. Среди фораминифер Г.Н. Недешевой определены Gordiospira arctica Cushman, Quinqueloculina sp., Miliolinella pyriformis (Schlumberger), M. cf. subrotunda (Montagu), Pyrgo williamsoni (Silvestri), Globulina glacialis (Cushman et Ozawa), Lagena sp., Polymorphina curta Cushman, Glandulina laevigata d'Orbigni, Parafissurina cf. tectulostoma Loetblich et Tappan, Buccella hannai arctica, В. inusitata Andersen, B. troitzkyi Gudina, Alabaminoides mitis (Gudina), Pninaella pulchella Parker, Cribrononion obscurus Gudina, Nonionellina labradorica (Dawson), Protelphidium asterotuberculatum (Voorthuysen), P. orbiculare, P. lenticulare, P. parvum Gudina, Elphidium subclavatum Gudina, E. obesum Gudina, E. boreale (Nuzhdina), Cribroelphidium granatum (Gudina), C. goesi (Stschedrina), Stainforthia loeblichi (Feyling-Hannssen), Fursenkoina gracilis Gudina, Bulimina marginata d'Orbigni, Cassidulina subacuta Gudina, Cassandra teretis (Tappan), Planocassidulina norcrossi (Cushman). Ядро комплекса составляют Elphidium subclavatum, Protelphidium orbiculare, Cribroelphidium granatum, Cassidulina subacuta.

Остракоды представлены следующими морскими видами (определения Е.В. Постниковой): Cytherura striata Sars, Wytheridea papiltosa Bosquet, Haplocytheridea punctillata Brady, Krithe glacialis Brady, Crosk. et Rob., Normanycythere cf. leioderma ( Norman ).

Нет никаких оснований считать, что морская фауна моллюсков, фораминифер и остракод, образующая однородный, экологически выдержанный комплекс, была когда-то ассимилирована, а затем переотложена ледником. Нельзя в данном случае предполагать и перенос ледником и включение затем в морену блока «чистых» морских пород, поскольку фауна включена непосредственно в несортированный мореноподобный суглинок с валунами.

Аналогичный разрез валунных мореноподобных суглинков, по всем литологическим признакам тождественных санчуговским района низовьев Енисея, вскрывается в основании обрывов Лабуй-Надо в нижнем течении р. Мессо-Яха, что также отмечалось В.Н. Саксом [1945]. Суглинки темно-серые, неслоистые, оскольчато-щебнистые, с галькой, гравием и мелкими валунами, с тонкими прослоями белесого мелкозернистого песка и мучнистого алеврита. В мелких неясных линзочках опесчаненного суглинка (супеси) отмечаются массовые скопления раковин Astarte borealis borealis, A. elliptica, A. montagui var. striata Leahe, Macoma calcarea, Serripes groenlandicus (Bruguiere), Saxicava arctica, Cyrtodaria ex. gr. jenisseae Sachs, Natica sp., Lora sp., Tachyrhynchus sp., Balanus sp.

Суглинки содержат также микрофауну фораминифер Quinqueloculina circularis Bornemann, Pyrgo williamsoni, Polymorphina curta, Lagena ex. gr. costata Williamson, Pninaella pulchella, Buccella hannai arctica, B. frigida, Cribrononion obscurus, Cribrononion incertus, Nonionellina labradorica, Protelphidium orbiculare, P. lenticulare, P.asterotuberculatum, Elphidium subclavatum, Cribroelphidiutn granatum, Cribroelphidium goesi, Stainforthia loeblichi, Cassidulina subacuta, Cassandra teretis. Количественно преобладают раковины Protelphidium orbiculare, Elphidium subclavatum, Cassidulina subacuta.

Количество примеров залегания морской фауны в типичных мореноподобных валунных суглинках можно было бы умножить. Но и приведенные достаточно наглядно показывают, что накопление слабо сортированных суглинков, глин, а также захоронение в них остатков морской фауны и включений грубообломочного материала происходили синхронно.

Несомненно, что в эпохи плейстоценовых похолоданий области формирования мореноподобных ледово- и ледниково-морских отложений расширялись и охватывали северные зоны умеренных широт. Так, горизонты валунных глин и суглинков с остатками раковин морских моллюсков и микрофауны фораминифер и остракод установлены в Прибалтике. При этом условия залегания фауны в темно-серых валунных суглинках и глинах аналогичны таковым на севере Западной Сибири и Печорской низменности и свидетельствуют о ее захоронении на месте былого обитания. Раковины арктического моллюска Portlandia arctica Gray имеют нередко сомкнутые створки, покрытые эпидермисом, характерно наличие соединенных в замке, но раскрытых и заполненных грунтом раковин. Большинство раковин с сомкнутыми створками давленые и рассыпаются при извлечении из грунта, что свидетельствует о захоронении фаунистических остатков в рыхлом неконсолидированном осадке, который в последующем испытал диагенетическое уплотнение. В небольших опесчаненных линзочках и прослоях отмечаются скопления раковин типа «банок». В горизонтах мореноподобных суглинков присутствует микрофауна фораминифер и остракод. Количество раковин фораминифер в суглинках с Portlandia arctica достигает 602-998 экземпляров на 100 г сухой породы, комплекс насчитывает 18 видов и близок комплексам из плейстоценовых отложений Печорской низменности и севера Западной Сибири.

Серая и зеленовато-серая, морена с морскими раковинами описана также, например, в бассейне р. Маус (провинция Онтарио) на юге Канады [Skinner, 1971]. Ледниково-морские (шельфово-айсберговые) верхнеплейстоценовые отложения фиксируются в низовьях р. Фразер в Британской Колумбии [Armstrong, Brown, 1954]. В районе Ньюфаунленда на северо-востоке Канады ледниково-морские отложения переслаиваются с моренными [Brookes, 1969].

Гораздо более многочисленны в толщах слабо сортированных валунных суглинистых пород, по сравнению с остатками фауны хорошей сохранности, оглаженные раковины и их обломки. Однако и в современных донных осадках даже центральных частей Арктического бассейна фиксируются раковины мелководных моллюсков, вынесенные сюда припайными льдами из прибрежных зон шельфовых морей [Шварцахер, Ханкинс, 1964]. Таким образом, оглаживание и переотложение раковин совсем не обязательно связано с транспортирующей деятельностью покровных ледников. Практически по всему разрезу толщ мореноподобных плейстоценовых отложений повсеместно на севере Западной Сибири и Печорской низменности обнаружена микрофауна фораминифер. Микрофауна в толщах плейстоценовых отложений образует устойчивые закономерные и экологически выдержанные комплексы.

Приведенные данные об условиях залегания фаунистических остатков были бы безусловно достаточными для доказательства морского происхождения вмещающих их пород, если последние не были слабо сортированы и не содержали включений грубообломочного материала. Мореноподобный облик отложений для многих исследователей - основной генетический критерий. Противоречащим ледниковому происхождению отложений фактам находится то или иное объяснение. С другой стороны, не все особенности строения и свойств мореноподобных отложений находят пока убедительные объяснения с точки зрения морского происхождения отложений. Дискуссия продолжается и приобретает все более острый характер.

Литологические критерии генезиса мореноподобных бассейновых отложений. Основные аргументы, позволяющие некоторым авторам предполагать ледниковый генезис мореноподобных отложений, связаны с их литологическим обликом и составом [Заррина, Краснов, 1961; Станкевич, 1964; Лавров, 1965; Троицкий, 1975; Каплянская, Тарноградский, 1975 и др.]. Литологические критерии «морен» Севера наиболее полно суммированы в одной из последних публикаций С.Л. Троицкого [1975], специально посвященной аргументации положений, служащих основой гипотезы ледникового происхождения мореноподобных толщ севера Западной Сибири и Печорской низменности.

Эти аргументы, позволившие, по С.Л. Троицкому, установить четкие диагностические признаки континентальных морен названных районов вне зависимости от количества содержащегося в них грубообломочного материала, сильно варьирующего, сводятся в основном к следующим.

1. Гранулометрический состав морен многофракционен, они лишены признаков какой-либо сортировки.

2. Слоистость, как правило, отсутствует.

3. Обломочный материал галечно-гравийно-песчаной размерности разнороден и в основном полимиктовый.

4. Мелкие обломки твердых пород в большинстве случаев имеют угловатую и полуугловатую форму. Хорошо окатаны обломки относительно мягких пород и переотложеннные из древних осадочных пород зерна некоторых минералов.

5. В минеральном составе алевритовой фракции преобладают неустойчивые к выветриванию минералы (основные плагиоклазы, щелочные полевые шпаты).

6. Цемент моренных отложений представлен механической смесью наиболее тонких частиц гидрослюд, хлорита и карбоната кальция, господствует цемент заполнения или базальный.

7. Карбонатность морен в несколько раз выше, чем иных типов отложений. Содержание хлора в 1,5-2,5 раза ниже, чем в морских отложениях смежных районов.

Добавим к этому, что в качестве признаков ледникового происхождения мореноподобных отложений Севера рассматриваются обычно различного рода смятия и нарушения текстуры в слоистых разностях пород, контактирующих с мореноподобными. Эти нарушения слоистости связываются с гляциодинамическим воздействием былых покровных ледников.

Веским аргументом в пользу ледникового происхождения слабо сортированных валунных отложений считают включенные в них отторженцы более древних, обычно доплейстоценовых коренных пород.

Рассмотрим основные вышеперечисленные, а также некоторые другие литологические признаки предполагаемого ледникового происхождения валунных слабо сортированных пород, широко распространенных на равнинах западного сектора севера Евразии.

Слабой сортированностью отличаются не только ледниковые моренные отложения. Как показали исследования современных полярных ведоемов, их донные осадки также слабо сортированы. Вместе с тем мореноподобные разности плейстоценовых отложений Севера с грубообломочным материалом, содержащие остатки морской макро- и микрофауны обладают известной сортировкой. Сравнение графиков гранулометрического состава типичных несортированных мореноподобных суглинков с грубообломочным материалом и остатками морской фауны районов Прибалтики, Печорской низменности и северо-востока Западной Сибири с аналогичными по внешнему виду, но лишенными остатков макро- и микрофауны суглинками Прибалтики, центральных районов Русской равнины, Украины показывает, что характер их существенно различен (рис. 2).

Мореноподобные фаунистически охарактеризованные суглинки Севера отличаются одним или двумя достаточно четко выраженными пиками, приходящимися на фракции крупных алевритовых и глинистых частиц, так же как в некоторых типах современных донных осадков арктических морей. Несортированные валунные суглинки центральных районов Русской равнины, Украины, Прибалтики, не содержащие морской фауны, характеризуются весьма равномерным распределением фракций, в них нет существенного преобладания какой-либо одной или двух фракций. Следовательно, накопление мореноподобных морских отложений с фауной на севере Евразии сопровождалось известной сортировкой материала, хотя в целом сортированность отложений оставалась слабой, что выражается в двувершинности графиков гранулометрического состава пород. Валунные мореноподобные суглинки с морской фауной района Прибалтики имеют графики гранулометрического состава аналогичные таковым в северных районах Западной Сибири и Печорской низменности. Для тех и других характерно заметное преобладание крупных алевритовых и пелитовых частиц. Гранулометрический состав морен современных ледниковых покровов Антарктиды отличается более равномерным распределением фракций в мелкоземе, заполняющем пространство между крупными обломками.

Грубообломочный материал в толщах мореноподобных отложений Севера считается одним из основных показателей ледникового генезиса вмещающих отложений. Сторонники ледникового генезиса валунных отложений равнин Севера не видят возможных агентов переноса грубообломочного материала на большие расстояния помимо покровных ледников, что очень четко сформулировано С.Л. Троицким [1975].

Известно, что речной лед достаточно мощный фактор переноса крупнообломочного материала. Утверждение о том, что скопления валунного материала то берегам сибирских рек - это повсеместно остаточный перлювий валуносодержащих ледниковых отложений [Троицкий, 1975], явно ошибочно. Нами уже приводились примеры, показывающие транспортирующую роль речных льдов на Енисее и других северных реках, в частности, крупные валунные гряды на низких берегах безусловно современные, поскольку в них захоронен плавник техногенного происхождения [Данилов, 1972а].

На различных террасовых уровнях вдоль южного берега эстуария р. Святого Лаврентия отмечается большое количество валунов, которые могли быть перенесены сюда с северного берега, т.е. на расстояние 20-60 км [Dionne, 1974]. Валуны рассеяны также по приливной равнине, соленым маршам и пляжам, а в приливной зоне они образуют узкие валы.

Транспортирующая роль морских припайных льдов в полярных водоемах прекрасно показана А.П. Лисицыным [1961]. Дальность разноса грубообломочного материала льдами морского припая весьма значительна. Достаточно указать, что гравий и галька отмечены в современных осадках центральных частей Арктического бассейна [Белов, Лапина, 1961; Шварцахер, Ханкинс, 1964].

Наблюдения над условиями залегания валунов в мореноподобных слабо сортированных суглинках с морской фауной показывают, что накопление осадков происходило в водной среде [Данилов, 1969]. В толщах суглинков отмечаются многочисленные линзы и линзовидные прослои, сложенные слоистыми осадками несомненно водного происхождения: горизонтально- и волнисто-слоистые глины и алевриты, волнисто- и косослоистые пески, а также их различные сочетания. Валуны, залегающие в типичных слабо сортированных неслоистых мореноподобных суглинках непосредственно выше их контакта с линзами слоистых песков и алевритов, продавливают или изгибают подстилающие их слои пород в пологие синклинальные складки. При этом деформируется как неслоистый суглинок, в котором валун залегает, так и горизонтальные слои линзы. Следовательно, и те и другие на ранних стадиях осадконакопления находились во влагонасыщенном, вероятно полужидком, состоянии, что возможно только в условиях дна водоемов. Валуны вытаивали из поверхностных льдов и падали на дно, частично продавливая, частично изгибая подстилающие их осадки. Валуны, целиком залегающие в слоистых разностях слабо сортированных суглинков, полого огибаются перекрывающими слоями. Если еще можно было бы объяснить изгибание пород под валунами вдавливанием ледником, то пологое огибание сверху и постепенное захоронение возможно только в водной среде.

Имеются и прямые доказательства пребывания валунов, залегающих в плейстоценовых отложениях, на морском дне. На поверхности некоторых валунов видны следы прикрепления к ним раковин балянусов [Данилов, 1969]. При этом крупные валуны и гальки со следами прикрепления морских организмов обнаружены, например, в морских глинах с фауной в центральных районах севера Печорской низменности. Следовательно, дальность их траспортировки морскими льдами была весьма значительной, ибо перенесены они могли быть только с берегов древнего палеобассейна, располагавшегося на территории Печорской низменности.

По форме, окатанности и размерам крупнообломочный материал в фаунистически охарактеризованных плейстоценовых отложениях близок материалу в современных осадках ледово-морского типа [Лисицын, 1961]. Это преимущественно мелкие валуны и галька в основном средней и хорошей окатанности. Встречаются идеально окатанные экземпляры округлой формы, в том числе очень плотных пород, например кварцевая галька (рис. 3).

Поверхность крупных обломков в плейстоценовых отложениях нередко покрыта царапинами и штрихами, что тоже характерно для обломочного материала ледового разноса. Штрихи, царапины, борозды создаются при торошении льдов в пляжевой зоне, а также на бечевниках северных рек, текущих в основном с юга на север, при весеннем ледоходе, когда берега рек в низовьях еще мерзлые, и вскрытие ледового покрова здесь происходит путем его активного взламывания, сопровождающегося торошением, без подтаивания вдоль берегов. В связи с этим отметим, что штриховка и шлифовка, по данным А.П. Лисицына [1961], характерны для обломков, связанных именно с морским ледовым разносом. В приантарктических морях, где доминирует айсберговый разнос и обломочный материал имеет ледниковое происхождение, ему свойственны слабая окатанность, угловатые формы и отсутствие штрихов и царапин на поверхности.

Текстура мореноподобных слабосортированных плейстоценовых отложений суглинистого состава в основном монолитная. Хорошо выраженная слоистость отсутствует. Однако и в обычных морских глинах с фауной, лишенных крупных обломков, слоистость также в большинстве случаев отсутствует, глины имеют либо монолитное сложение, либо обладают характерной оскольчатой структурой, типичной для слабо сортированных валунных суглинков и глин с морской фауной. Таким образом, утверждение, что оскольчатость свойственна только моренам и имеет гляциодинамическую природу [Троицкий, 1975], ошибочно. Беспорядочное расположение частиц отмечается в шлифах как из морских глин с фауной и без включений грубообломочного материала, так и слабо сортированных валунных суглинков.

Несмотря на то что слабосортированные разности морских отложений Севера в основном неслоисты, на фоне в целом монолитной породы обычно видны нитевидные горизонтальные прослои и бесформенные разводы белесого тонкозернистого песка и алеврита, что говорит об известной, хотя и слабой, сортировке материала в процессе его отложения. В толщах слабосортированных суглинков и глин постоянно присутствуют линзы относительно хорошо сортированных слоистых глин, алевритов, песков. В горизонтальном направлении неслоистые глины и суглинки фациально переходят в слоистые разности пород путем пальцеобразного взаимопроникновения одних пород в другие (рис. 4). В вертикальном разрезе на контактах наблюдается чередование прослоев слоистого и неслоистого материала. Следовательно, при накоплении толщ в целом слабо сортированных отложений происходило сочетание в пространстве и смена во времени условий относительно слабой и хорошей сортировки материала.

В разрезах можно наблюдать, что типичные неслоистые слабо сортированные суглинки с грубообломочным материалом в горизонтальном направлении постепенно переходят в породы, сохраняющие основной морфологический облик толщи в целом, но обладающие слабо выраженной горизонтальной слоистостью. На достаточно обширных площадях иногда в целых регионах, неслоистые мореноподобные суглинки фациально замещаются горизонтально-слоистыми отложениями в основном алевритового состава.

Нарушения в условиях залегания пород, сочетающиеся в разрезах или на площади с мореноподобными валунными отложениями, считаются одним из основных аргументов в пользу их ледникового происхождения. Деформации обычно связывают с динамическим воздействием ледника и рассматривают как «гляциодинамические текстуры» или «гляциодислокации» [Троицкий, 1975; Каплянская, Тарноградский, 1975 и др.]. Ссылаясь на наблюдения Ю.А. Лаврушина [1976] ледников и морен в них на Шпицбергене, а также в Гренландии, различные авторы находят в слабо сортированных валунных суглинках севера Западной Сибири и Печорской низменности текстурные признаки, наследующие текстуры мореносодержащего льда. Наиболее распространенными считаются «текстуры течения», для которых характерно затягивание в морену прослоек нижележащих пород; «текстуры давления» - перемятые линзы, мелкие складки; «текстуры сколов», выражающиеся в чешуйчато-надвиговом строении морены; «текстуры уплотнения» и т.д.

Прежде всего вызывает недоумение методический подход, к выявлению вышеперечисленных «ледниковых» текстур. Он основывается на чисто морфологическом сравнении текстур, наблюдаемых в современных ледниках, и текстур в плейстоценовых отложениях, претерпевших процесс накопления и в известной степени литифицированных. Каким образом могут перейти текстуры льда в породы? Если мореноподобные валунные суглинки накапливались у края ледника в процессе его таяния, то здесь происходило полное смешение материала и, естественно, что текстурные признаки льда в осадках неизбежно терялись.

Сохранение гляциодинамических текстур льда в осадках могло иметь место только в случае таяния (скорее испарения) ледников с поверхности и проекцией внутриледниковых морен на подстилающую лед поверхность. Но даже при проекции моренного материала огромных ледниковых покровов Антарктиды мощность рыхлого осадочного чехла не превышает первых метров. По данным С.А. Евтеева [1964], в основании антарктического ледникового покрова в наиболее крупных ледниковых потоках мощность мореносодержащего льда максимально достигает 100 м при средней концентраций обломочного материала, равной 1,6%. Следовательно, при проекции этого материала накопится слой морены мощностью лишь 1,6 м. Так, в результате проекции моренного материала на поверхность коренных пород в районе холмов Бангер-Хилс только в днищах долин и котловин сформировался слой морены, мощность которого достигает 2-5 м, на склонах и водоразделах она значительно меньше, а на больших по площади участках морена вообще отсутствует. При этом если на днищах долин в морене преобладает суглинистый материал, то на водоразделах - каменистый, валунно-галечный. В районе скал Джонс распространен характерный холмисто-моренный рельеф с относительной высотой холмов до 10 м, но и в этих холмах максимальная предполагаемая мощность морены лишь 10-15 м.

Средняя мощность основной толщи валунных слабо сортированных суглинков и глин, имеющих почти повсеместное распространение на равнинах севера Западной Сибири и Печорской низменности, составляет 40-60 м, а нередко увеличивается до 100-150 м и более. Столь высокие мощности морен могли возникать только в краевой зоне ледникового покрова в процессе его отступания. Но в этом случае неизбежно смешение материала и потеря всех первичных текстурных признаков мореносодержащего льда.

Различного рода смещения и нарушения в условиях залегания свойственны типично морским и прочим типам бассейновых осадков и связаны с их оплыванием, оползанием на стадии накопления, а также с диагенетическими процессами уплотнения, обезвоживания, явлениями тиксотропии и синерезиса, проявляющимися под воздействием давления вышенакапливающихся слоев. Многие нарушения в условиях залегания пород типа лежачих и гофрированных складок, смятий, смещений никак не взаимосвязаны с валунными мореноподобными разностями пород. Они подстилаются и перекрываются нормальнослоистыми осадками водного генезиса. Смятия, нарушения, смещения первичноседиментационной слоистости проявляются в отдельных горизонтах единых ритмично-слоистых толщ бассейнового происхождения. Связывать их формирование с динамическим воздействием былых плейстоценовых ледников нет никаких оснований.

Подобные деформации отмечаются в отложениях низких молодых прибрежно-морских террас, образовавшихся несомненно в послеледниковое время. За ледниковые деформации в толщах слабо сортированных валунных суглинков и глин принимаются плойчатые смятия, свойственные водонасыщенным песчано-алевритовым грунтам; гляциодинамическими текстурами считаются растянутые мелкие линзы, линзовидные прослои песчано-алевритового состава. Последние действительно нередко деформированы, что неминуемо должно происходить при диагенетическом уплотнении и обезвоживании бассейновых осадков.

Толщам слабосортированных суглинков свойственны мелкие линзы и бесформенные тела песков и алевритов, имеющие четкие или резкие контакты с вмещающими породами. Нередко они принимаются за небольшие ледниковые отторженцы или «песчаные валуны», якобы захваченные ледником из подстилавших его песков ложа, находившихся и затем перемещавшихся в мерзлом состоянии. Вместе с тем точно такие же песчано-алевритовые образования свойственны морским глинам, лишенным грубообломочных включений и содержащим фауну морских моллюсков и микрофауну фораминифер и остракод.

Морфологически идентичные залегающим в валунных суглинках мелкие линзовидные и бесформенные «отторженцы», хвостовидные растянутые линзы залегают в типично водных песчаных и алевритовых бассейновых слоистых осадках, в том числе и морских. На приведенной фотографии (рис. 5) показана линза слоистой оторфованной супеси, залегающая в толще мелко- и среднезернистых в целом косослоистых прибрежно-дельтовых песков. Линза имеет четкие, даже резкие контакты с вмещающими ее песками. Вокруг линзы отмечается тонкая кайма оконтуривающего ее материала, состоящего из смеси песка и супеси. Можно привести многочисленные примеры залегания мелких линз, бесформенных и хвостовидных тел в слоистых породах водного генезиса, которые никоим образом не могут быть связаны с геологической деятельностью былого ледникового покрова. За гляциодинамические шлироподобные текстуры принимается даже обычная линзовидная слоистость песков и галечно-гравелистых отложений [Троицкий, 1975, рис. 16].

Крупные нарушения в условиях залегания плейстоценовых отложений, охватывающие иногда горизонты значительной мощности и протяженности, чаще всего рассматриваются как гляциодислокации. Происхождение и условия формирования их недостаточно ясны. Однако они прослеживаются в осадках молодых позднеплейстоценово-голоценовых морских террас, например в низовьях Печоры, где никак не могут быть объяснены динамическим воздействием ледника. Кроме того, нередко дислоцированы лишь отдельные горизонты в единых слоистых толщах пород. Различным пачкам чередующихся в разрезе слоев свойственна различная степень деформированности. Деформации не имеют корней, т.е. не прослеживаются в нижележащих слоях, перекрыты они нередко породами, имеющими нормальные условия залегания.

В известном обнажения «Селякин мыс» в низовьях Енисея (ниже пос. Усть-Порт) ленточно-слоистые алевриты в основании берегового обрыва смяты в крупные, достаточно крутые складки. В ряде случаев можно наблюдать, что слои смятых алевритов перекрыты нормально залегающими горизонтально-слоистыми алевритами или менее деформированными слоями (рис. 6). Некоторые нарушения слоистости имеют характер типичных оползневых деформаций. В верховьях р. Ныда на севере Западной Сибири чередующиеся между собой пачки бассейновых глин, суглинков, алевритов также смяты в крупные антиклинальные складки. Высота складок достигает 3-5 м, протяженность - 20-30 м. Перекрываются они косослоистыми каолинизированными аллювиальными песками с линзами аллохтонного торфа, по данным спорово-пыльцевого анализа имеющими миоцен-плиоценовый возраст [Данилов, Смирнова, 1976]. Никаких следов пребывания ледника между отложением пачки переслаивающихся глин, суглинков, алевритов и толщей косослоистых каолинизированных аллювиальных песков нет (рис. 7). Если вывод о миоцен-плиоценовом возрасте песков справедлив, возможная связь крупных антиклинальных деформаций с плейстоценовыми ледниками полностью отпадает.

На западном побережье Ямала в районе полярной станции Маре-сале крупные деформации в морских отложениях вскрываются в разрезах террас на абсолютных высотах 30-35, 15-20 и 7-11 м. Слоистые морские алевриты и пески общей мощностью не менее 70 м смяты в пологие складки субширотного простирания шириной 200-300 м и углами на крыльях от 5 до 35° [Гуртовая, Троицкий, 1968]. Местами слои разбиты сбросами с амплитудами в несколько десятков метров. Даже если дислоцированные осадки слагают цоколь врезанных в них более молодых морских террас, между теми и другими нет ледниковых отложений или остатков их размыва в виде скоплений валунов.

Образное описание нарушений залегания слоев в морских фаунистически охарактеризованных отложениях пинакульской свиты, распространенной на крайнем восточном побережье Чукотского полуострова (северо-восточный берег залива Лаврентия к востоку от пос. Пинакуль), приводит О.М. Петров [1966]. «В нижней части обнажения наблюдаются нарушения слоистости, обусловленные крупными оползнями. В основании обрыва слои наклонены на север до 27°, а вверх по разрезу наклон слоев постепенно уменьшается до горизонтального и затем еще выше отмечается слабый наклон слоев на юг. Внутри пачки с нарушенной слоистостью отмечаются прослои песка в 5-10 см, с тонкими пропластками ила, смятого в причудливые складки, и окатыши округлой формы тоже ила.

В одном из оврагов центральной части обнажения прекрасно выражен флексурообразный изгиб слоев с амплитудой смещения до 10-20 м. При этом слои поставлены почти вертикально. Нижняя часть дислоцированной пачки слоев при выполаживании сохраняет общее падение в сторону моря (на юг), с углами падения до 10-12°. Вверх по разрезу происходит постепенное уменьшение степени наклона слоев и на слабо наклоненные верхние слои ложатся песчанистые глины в 3-5 м мощности. Во флексурообразном изгибе отдельные слои или небольшие пачки слоев смяты в мелкие, до десятка сантиметров, гофрированные складки. Особенно ярко подобная микроскладчатость представлена в нижней части флексуры. На некотором удалении от флексуры в сторону моря наблюдается раздробленность и перемятость слоев с образованием сложных неправильных складок и кольцевых структур. В обрыве на берегу моря центральной части обнажения хорошо видны пологие плавные складки.

Характер нарушения слоистости и нахождения этих нарушений внутри морской толщи заставляет думать, что они образовались в результате большого подводного оползня» [Петров, 1966].

Выразительны фотографии в работе О.М. Петрова. Рисунок по одной из них мы воспроизводим (рис. 8). Подчеркнем еще раз, что деформированные слои залегают внутри единой морской толщи, они сами фаунистически охарактеризованы и перекрыты слоями с морской фауной. Показательно, что деформации распространены локально и отмечаются лишь в центре обнажения, отсутствуя, например, в его западной части.

Наиболее вероятным представляется оползневое происхождение крупных пликативных деформаций в условиях дна бассейнов седиментации. Процессы оползания и деформации донных грунтов весьма интенсивно происходят в современных пресноводных и морских водоемах, особенно в прибрежной зоне. Так, по наблюдениям в дельте Миссисипи, подвижки грунтов имеют широкое развитие на глубинах от 10 до 200 м [Веа et al., 1975]. Основным процессом перемещения грунтов на дне, по мнению названных авторов, является подводное оползание, вызванное увеличением нагрузок при штормовом волнении на неконсолидированный слой осадков, мощность которого достигает 45 м. В разрезе донных осадков в дельте Миссисипи выделяется по величине сопротивления сдвигу и степени деформированности несколько зон. Приповерхностная зона мощностью 18 м имеет аномально высокие значения сопротивления сдвигу. В нижележащей зоне сильно деформированных грунтов мощностью 18-25 м величина сопротивления сдвигу меньше, чем в приповерхностной зоне и при данных углах наклона и волновом режиме критическая. Еще ниже прослеживается переходная зона мощностью 25-45 м со следами деформаций, где сопротивление сдвигу постепенно возрастает. В основании толщи дельтовых осадков залегает недеформированный базальный горизонт, в котором сопротивление сдвигу достигает наибольших значений.

Представляется, что помимо волнового воздействия интенсивная деформированность осадков второй зоны обусловлена нагрузкой вышележащего приповерхностного слоя осадков и переходом нижележащих слоев в плывунное (тиксотропное) состояние. Если бы волнения были единственной причиной деформаций, то они равномерно охватывали и верхний и нижележащий слои. Неравномерное увеличение давления, вызванное волнением, является дополнительной причиной, т.е. механическим фактором, приводящим к потере грунтами устойчивости на определенной глубине от поверхности дна.

Известную роль в образовании деформаций в плейстоценовых отложениях Севера играют субаэральные оползневые процессы. Так, абсолютный возраст древесины, залегающей под толщей мореноподобных суглинков в низовьях Печоры (правый берег близ известного обнажения «Вастьянскнй Конь»), оказался равным всего 9900 лет [Лавров, 1975]. Идентичные датировки получены в двух различных лабораториях: 9900±110, МГУ-276 и 9900±100, ЛУ-391. Предположение о наличии ледникового покрова на территории Печорской низменности менее 10 тыс. лет тому назад в раннеголоценовое время не согласуется со всем имеющимся геологическим фактическим материалом, а также маловероятно с точки зрения палеогеографических реконструкций. В это время в более северных районах, на побережье Печорского моря шло формирование низких морских террас. В низовьях самой Печоры в ее долине в позднеплейстоценово-раннеголоценовое время были сформированы I и II надпойменные террасы. На побережье Байдарацкой губы (западный Ямал), т.е. в непосредственной близости от побережья Печорской низменности, абсолютный возраст приповерхностной части отложений третьей террасы, имеющей высоту 25-28 м над уровнем моря и сложенной горизонтально-слоистыми алевритами с прослоями растительного детрита, плавника, а в верхах разреза - линзами торфяников, равен 16500 лет [Зубаков, 1972]. Терраса, как и более низкие, имеет прекрасную морфологическую выраженность в рельефе и не несет никаких следов пребывания ледников после ее формирования. Торфяник на поверхности II террасы нa побережье Ямала в том же районе имеет абсолютный возраст 9400 лет. При этом в торфянике залегает древесина кустарниковых берез, ныне здесь не произрастающих. Большое число радиоуглеродных датировок свидетельствует, что в интервале от 10 тыс. лет и по настоящее время на севере Западной Сибири повсеместно шло формирование речных, озерных и морских террас, а на водоразделах - накопление торфяников.

Даже в пределах Полярного Урала в период от 10 тыс. лет и позднее не существовало крупных ледников. В предбореальное время (9,8-9,2 тыс. лет назад) в долинах Полярного Урала было распространено елово-березовое редколесье по ерниковой тундре [Сурова, Троицкий, Пуннинг, 1975], тогда как современная растительность тундровая. По-видимому, в период 9-10 тыс. лет назад климат был несколько теплее современного, что приводило к увеличению глубины оттаивания мерзлых грунтов, особенно в южных районах криолитозоны, и более широкому развитию оползневых процессов вдоль бортов долин рек.

Частично пластические и связанные с ними разрывные деформации в плейстоценовых отложениях обусловлены криогенными процессами. На рис. 9 показаны складчатые деформации, захороненные в аллювии первой надпойменной террасы одного из притоков р. Надым на севере Западной Сибири. Деформированы слои мелкозернистого пылеватого песка, сверху перекрытые горизонтально-, иногда волнисто-слоистыми песками того же состава. Смятия слоев обнаруживают явную связь с клиновидными просадками мерзлотно-суффозионного происхождения. По-видимому, такой же генезис имеют и сами смятия.

Наряду со всем вышеизложенным, следует признать, что в вопросе о происхождении крупных деформаций в плейстоценовых отложениях еще нет полной ясности и он требует дальнейшего углубленного изучения.

Отторженцы относительно рыхлых или слабо уплотненных пород действительно представляются ярким свидетельством геологической деятельности ледников покровных оледенений. Известный отторженец юрских глин на р. Юган в Западной Сибири, например, имеет мощность 10-14 м при прослеженной протяженности около 160 м, объем его составляет, по приближенным подсчетам С.Л. Троицкого [1975], около 0,25 млн. м³, вес - около 0,5 млн.т. Не менее известный самаровский отторженец эоценовых опоковидных глин и палеоценовых глин в устье Иртыша состоит из отдельных блоков мощностью от 5 до 15-30 м, протяженностью от 60 до 800 м. Глубина залегания юрских глин в месте нахождения юганского отторженца составляет 2700-2800 м, палеоценовых и эоценовых пород в устье Иртыша - 437 м ниже подошвы перемещенных блоков самаровского отторженца.

Вопрос о происхождении юрских и палеогеновых блоков пород, расположенных в сотнях километров от мест их ближайшего выхода на дневную поверхность и подстилаемых рыхлыми плейстоценовыми отложениями, представляется весьма неясным и дискуссионным. Даже если предположить перемещение отторженцев покровными ледниками, механизм этого процесса неясен. Блоки и пластины слабо уплотненных глинистых пород должны были быть захвачены ледником с его ложа в условиях предгорных или равнинных территорий (ибо только здесь распространены юрские и палеогеновые породы), затем включены в тело ледника, перемещены в ненарушенном состоянии и в таком же состоянии отложены, а затем погребены осадками. Представить себе этот процесс крайне затруднительно. Материалы по современным горным и покровным ледникам не свидетельствуют о чем-либо подобном. Каков бы ни был механизм движения ледника (пластично-вязкое течение, движение по сколам) сохранение ненарушенных пластин рыхлых глинистых пород толщиной 10-14 м и более 160 м в поперечнике, транспортировавшихся на сотни километров, маловероятно. Кроме того, при таянии ледника и накоплении морен и тем более водно-ледниковых отложений происходит активная переработка материала, включенного в тело ледника, особенно рыхлых глинистых пород. Даже если глины транспортировались в мерзлом состоянии, то затем они непременно должны были оттаять вместе с ледниковым льдом. К тому же включены они нередко в отложения явно водного происхождения.

Так, юганский глинистый отторженец включен в толщу валунных песков, ленточных глин, подстилающих, перекрывающих и замещающих его в горизонтальном направлении [Троицкий, 1975]. В супесчаных деформированных отложениях, заключающих отторженец и обычно относимых к морене максимального самаровского оледенения, обнаружена микрофауна фораминифер и морских остракод [Зайонц, Холодова, 1970]. Интересно отметить, что валунный материал вмещающих отторженец плейстоценовых пород на 3/4 представлен траппами Средне-Сибирского плоскогорья. Вместе с тем на всем протяжении от р. Югана до подножий Средне-Сибирского плоскогорья выходы юрских пород на дневную поверхность неизвестны, а ближайшие находятся близ подножия восточных склонов Урала. Парадоксальность этого факта заставляет сторонников ледникового происхождения отторженца предполагать вывод блока юрских пород в сводовой структуре на северо-востоке Западной Сибири в верховьях р. Таз [Стрелков и др., 1965]. Следует признать, что условия образования отторженцев древних рыхлых пород в плейстоценовых отложениях недостаточно ясны и требуют дальнейшего изучения.

Так называемые «отторженцы» юрских глинистых пород, на севере Печорской низменности, известные по р. Адзьва и близ ее устья по р. Уса, приурочены строго к склонам кряжа Чернышева, прекрасно выраженного в современном рельефе и сохранившего тектоническую активность в новейшее геологическое время, о чем свидетельствуют минимальные мощности или отсутствие плейстоценовых отложений в его пределах. Морфология смещенных блоков юрских пород, залегающих в ненарушенном состоянии в непосредственной близости, приуроченность к склонам тектонической гряды свидетельствуют, скорее всего, об оползневом их происхождении. Плейстоценовые отложения, включающие юрские породы, содержат микрофауну фораминифер: Buccella frigida, Protelphidium asterotuberculatum, Protelphidium orbiculare, Elphidium subclavatum, Cassidulina subacuta. Вероятно, в водной среде морского палеобассейна, занимавшего территорию Печорской низменности в плейстоцене, произошло вторичное влагонасыщение юрских глинистых пород, которые приобрели пластичность и смещались вместе с плейстоценовыми глинистыми осадками по склонам растущей тектонической гряды в донных условиях.

Нарушения в условиях залегания плейстоценовых отложений, отторженцы - тот косвенный признак, который позволяет ряду исследователей предполагать моренный генезис развитых в этих же районах слабо сортированных валунных суглинков и глин. Такие признаки, как остатки морской фауны и ряд литолого-геохимических, относятся непосредственно к самим мореноподобным суглинкам и глинам и прямо свидетельствуют об условиях их формирования. Рассмотрим некоторые литолого-геохимические характеристики толщ слабо сортированных валунных суглинков и глин с остатками морской фауны.

Состав захороненных воднорастворимых солей - показатель среды накопления осадков. Можно с определенностью утверждать, что в покровных ледниках не создается условий для обогащения отлагаемого ими материала легкорастворимыми солями, в особенности хлоридами и сульфатами. Даже если в ледники попадал материал морского происхождения из более древних морских пород, он неизбежно в процессе транспортировки в рассеянном состоянии во льду и при отложении тающими ледниками должен был распресняться. Тем более это относится к осадкам, отложенным ультрапресными талыми ледниковыми водами. Вторичное обогащение хлоридами и сульфатами после накопления осадков глубинными водами в условиях мощного платформенного рыхлого чехла приморских равнин Севера исключается. Уплотненные континентальные отложения глинисто-суглинистого состава при затоплении морем также вряд ли будут вторично обогащаться легкорастворимыми солями. Конкретный фактический материал по континентальным глинисто-суглинистым породам, перекрытым морскими отложениями, подтверждает это положение. Кроме того, слабо сортированные мореноподобные суглинки нередко слагают наиболее возвышенный рельеф водоразделов и в этом случае не перекрыты иными типами отложений. Таким образом, есть все основания считать, что обогащенность осадков воднорастворимыми сульфатами и хлоридами - следствие их накопления в условиях морской среды.

Распределение легкорастворимых солей по разрезам морских отложений (фации трансгрессивные, регрессивные, максимума трансгрессии), а также на площади закономерно и согласуется с изменениями режима солености бассейнов седиментации. Это обстоятельство позволяет использовать состав захороненных в осадках воднорастворимых солей как генетический и даже палеогеографический критерий.

Слабосортированные глинисто-суглинистые разности пород с грубообломочным материалом и остатками морской фауны наиболее обогащены легкорастворимыми солями, в составе которых нередко преобладают хлориды и сульфаты натрия [Данилов, 1972б]. Обогащены ими также линзы песчаного и песчано-алевритового состава, залегающие в толщах мореноподобных суглинков и глин. В случае водно-ледникового происхождения песчано-алевритовых линз обогащение их наиболее легкорастворимыми хлоридами и сульфатами натрия не могло иметь места.

Конкреции свойственны различным типам бассейновых плейстоценовых отложений Севера и представляют собой важный и надежный показатель характера процессов их литогенеза. Определенные литолого-фациальные типы отложений характеризуются своеобразными комплексами конкреций [Данилов, Суздальский, 1975]. Морские относительно глубоководные, а также лагунные глины и суглинки содержат повсеместно конкреции сульфидов железа, вивианитовые и в определенных районах - карбонатные конкреции, в которых помимо CaCO₃ содержится значительная примесь MnCO₃, FeCO₃, MgCO₃ (иногда конкреции имеют преимущественно доломитовый или сидеритовый состав). Прибрежно-морские пески и галечники содержат в основном окисные железисто-марганцовистые конкреции, а на участках массового захоронения раковин морских организмов - кальцитовые конкреции. Пресноводные глины, суглинки, алевриты, обогащение растительным материалом, характеризуются наличием вивианитовых стяжений; отложения холодноводных перигляциальных водоемов, бедные органическим веществом, - фигурных известковистых конкреций типа «иматровых камней».

Соответствие комплексов конкреций и их состава литолого-фациальным типам отложений является следствием определенных условий накопления осадков и их последующего диагенеза. Конкреции в плейстоценовых отложениях Севера (за редким исключением) не переотложены, происхождение их раннедиагенетическое [Данилов, 1976]. Это же положение относится к конкрециям, залегающим в толщах слабо сортированных мореноподобных бассейновых отложений. Кластический материал конкреций полностью соответствует кластическому материалу вмещающих пород в песчаной, алевритовой и глинистой фракциях. В тело крупных карбонатных конкреций включены грубые обломки (гравий, галька, мелкие валунчики). Последние иногда залегают наполовину в слабо сортированных суглинках, наполовину - в конкрециях. Расположение частиц кластического материала в конкрециях и вмещающих породах аналогичное, что хорошо видно в шлифах под микроскопом. Нет никаких сомнений в том, что конкреции в слабосортированных валунных разностях плейстоценовых отложений, так же как и в других их типах, не переотложенные включения, а диагенетические новообразования.

Формирование конкреций в ледниковых моренных отложениях можно допустить только после их накопления, т.е в субаэральных условиях эпигенетическим путем вследствие циркуляции грунтовых вод. В теле ледника при транспортировке моренного материала эта возможность исключается. В валунных суглинках, относимых к различным моренам на северо-западе Русской равнины, в Прибалтике, карбонатные и тем более сульфидные конкреции рассмотренных выше типов отсутствуют.

Образование известковистых конкреций возможно в осадках приледниковых пресноводных водоемов, но карбонатный цемент в них представлен исключительно CaCO₃ с незначительной примесью марганца. В морских мореноподобных суглинках и глинах Севера в конкрециях помимо CaCO₃ фиксируется заметная примесь FeCO₃, MnCO₃. Цемент некоторых типов карбонатных конкреций в глинах с морской фауной и валунами преимущественно доломитовый или сидеритовый.

Редукция сульфатов в иловых водах ультрапресных приледниковых водоемов не могла быть сколько-нибудь значительной, так как концентрация в них сульфат-ионов ничтожна. Процесс сульфат-редукции не проявляется в условиях приледниковых бассейнов еще и потому, что осадки их крайне бедны рассеянным органическим веществом.

Конкреции сульфидов железа не обнаружены ни в одном типе пресноводных континентальных осадков Севера, они залегают исключительно в морских отложениях. В моренах, так же как в осадках приледниковых водоемов, отсутствует источник поступления серы, необходимой для образования сульфидных конкреций. После отложения ледником моренного материала, он попадает в зону воздействия гипергенных процессов, характеризующуюся обилием кислорода, что определяет окислительную обстановку в грунтах. Железо находится преимущественно в окисной малоподвижной форме. Процесс редукции сульфатов, гидроокислов железа и генерации сульфидов в окислительных условиях зоны выветривания не может иметь места, даже если бы существовал источник поступления сульфатов.

Таким образом, данные по строению, составу, условиям залегания и распространения конкреций показывают, что они являются достоверным и надежным показателем условий формирования вмещающих их отложений. Карбонатные конкреции образуются в бассейновых пресноводных и морских осадках, но различаются в том и другом случае по составу. Конкреции сульфидов железа свойственны исключительно морским осадкам. Факт залегания аутигенных диагенетических сульфидных конкреций в мореноподобных валунных плейстоценовых суглинках и глинах однозначно решает вопрос об их морском (лагунно-эстуарно-морском) генезисе. Значение раннедиагенетических сульфидных конкреций как генетического критерия вмещающих отложений велико, поскольку они распространены в толщах глинисто-суглинистых пород практически повсеместно.

МОРЕНОПОДОБНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ В АЛЛЮВИИ РЕК

Как уже отмечалось, речной лед в субарктической и арктической зонах - действенный фактор транспортировки обломочного материала. Попадая во время весеннего половодья на поверхность поймы, лед тает и оставляет включенные в него мелкие и крупные обломки, которые в ходе аллювиального осадконакопления постепенно оказываются погребенными. Этот процесс происходит как на мелких равнинных реках, протекающих в областях развития валуносодержащих пород, так особенно интенсивно на крупных реках и их притоках. Валуны на бечевниках и пойме рек севера Западной Сибири и Печорской низменности - нередкое явление, размеры их достигают 2-2,5 м в поперечнике. Объяснить факт вхождения валунов только размывом более древних валуносодержащих пород и проекций на берег реки грубообломочного материала нельзя, так как ниже валунов залегают аллювиальные относительно тонкозернистые (песчаные, песчано-алевритовые и т.д.) осадки.

В результате транспортирующей деятельности речного льда пойменные суглинистые осадки на отдельных участках обогащаются включениями гравия, гальки, валунов, приобретая характер валунных ледниковых суглинков. От последних их отличает нередко прослеживающаяся, хотя и неясная, горизонтальная слоистость, и тонкие прослойки аллохтонного торфа. Утверждение о том, что мореноподобные отложения в аллювии северных и, в частности, сибирских рек не играют заметной роли [Троицкий, 1975], не соответствует действительности. Дело в том, что валунные мореноподобные отложения, слагающие приповерхностные части речных террас рассматриваются многими исследователями как моренные ледниковые отложения. Авторов не смущает тот фат, что сложенные в верхней части разреза «мореной», террасы сохранили прекрасную морфологическую выраженность и ровную, нередко почти плоскую поверхность, а также «отсутствие» в этом случае пойменных фаций аллювия на равнинных реках. Моренами считались и считаются валунные суглинки в аллювии речных террас северо-востока Печорской низменности, террас Енисея.

На рисунке 10 запечатлены неслоистые мореноподобные суглинки с галькой и валунами, слагающие приповерхностную часть I надпойменной террасы Енисея в его низовьях на левом берегу выше г. Дудинка. Терраса имеет четкую морфологическую выраженность в рельефе, ее превышение над руслом в прибровочной части составляет 16-18 м, относительная высота поверхности к тыловому шву увеличивается до 23-35 м. Суглинки постепенно, посредством линзовидного горизонтального переслаивания, переходят в речные пески. Аллювиальное происхождение валунных суглинков, слагающих приповерхностную часть разреза речной террасы и морфологически напоминающих типичную морену, в данном случае очевидно.

Слабосортированные суглинки с грубообломочным материалом характерны для многих мелких рек и ручьев предгорных, низко- и среднегорных относительно пологосклонных районов Севера. Обилие поступающего со склонов солифлюкционного материала приводит к тому, что водный поток не справляется с его переработкой. Формируется своеобразный аллювий «ложкового типа», состоящий из слабосортированной механической смеси песчаных, алевритовых, глинистых частиц и в основном щебнисто-дресвянистых крупнообломочных включений.

Наглядным примером, ярко иллюстрирующим ошибочность стратиграфических и палеогеографических построений вследствие недоучета специфики аллювиального осадконакопления в условиях ледовитых рек полярной и субполярной зон и, в частности, возможности захоронения в пойменных суглинках валунов, служат северо-восточные районы Печорской низменности. Долгое время считалось, что верхнеплейстоценовая (зырянско-валдайская) морена здесь перекрывает аллювиальные отложения всех надпойменных террас и даже спускается в крупные овраги [Софронов, 1944; Станкевич, 1964 и др.]. «Моренные» валунные суглинки выделялись на мелких речках и ручьях в приповерхностных частях разрезов самых низких и молодых террас несмотря на их прекрасную выраженность в рельефе и плоскую поверхность. На основании этого делался важный палеогеографический вывод о том, что вся эрозионная сеть и даже мелкие ручьи были сформированы в межледниковое время, предшествовавшее последнему оледенению.

Непонятным образом сочетались предположения об огромной аккумулирующей деятельности предпоследнего ледника, отложившего мощную толщу суглинистых пород, и последнего покровного оледенения, сохранившего всю пластику эрозионного рельефа и сформировавшего лишь тонкий плащ морены, имеющей облекающие условия залегания.

В низовьях Енисея суглинистые отложения пойменных фаций в разрезах высоких террасовых уровней до сих пор рассматриваются многими исследователями как морены зырянского или сартанского верхнеплейстоценовых оледенений. Нередко такие заключения о генезисе отложений делаются без каких-либо особых литологических доводов в пользу ледникового происхождения приповерхностных валунных суглинков, лишь на основе их общего морфологического облика.

Установление водного, преимущественного морского, генезиса основных толщ мореноподобных отложений севера Западной Сибири и Печорской низменности лишает оснований предположение о существовании здесь в плейстоцене мощных ледниковых покровов. По всей вероятности, плейстоценовые ледники ограничивались горными районами, окружающими низменные пространства равнин (Полярный Урал, Таймыр, горы Путорана), а также арктическими островами.

ЛИТЕРАТУРА

Григорьев Н.Ф. Формирование рельефа и мерзлых горных пород побережья Восточной Антарктиды. М., Изд-во АН СССР, 1962.

Гудина В.И. Морской плейстоцен Сибирских равнин. Фораминиферы Енисейского Севера. М., «Наука», 1969.

Гуртовая Е.Е., Троицкий С.Л. К палинологической характеристике сангомпанских отложений западного Ямала. - В кн.: Неогеновые и четвертичные отложения Западной Сибири. М., «Наука», 1968.

Данилов И.Д. Происхождение валунных плейстоценовых отложений Печорской низменности и роль ледово-ледникового фактора в их формировании. - В кн.: Изучение географических процессов в ландшафтах. М., Изд-во Моск. ун-та, 1969.

Данилов И.Д. Речной лед как фактор рельефообразования и осадконакопления. - В кн.: Проблемы криолитологии, вып. 2. М., Изд-во Моск. ун-та, 1972а.

Данилов И.Д. Сравнительная литолого-геохимическая характеристика ледово-морских плейстоценовых отложений Печорской низменности и Приенисейского севера Западной Сибири. - В кн.: Проблемы криолитологии, вып. 2. М., Изд-во Моск. ун-та, 1972б.

Данилов И.Д. Конкреции как генетический критерий мореноподобных плейстоценовых отложений. - «ДАН СССР. Сер. геол.», 1976, т. 228, № 4.

Данилов И.Д., Суздальский О.В. Конкреции плейстоцена Европейской и Сибирской Субарктики. - «Литология и полезные ископаемые», 1975, № 3.

Данилов И.Д., Смирнова Т.И. Неогеновые отложения на севере Западной Сибири. - ДАН СССР. Сер. геол.», 1976, т. 228, № 4.

Евтеев С.А. Геологическая деятельность ледникового покрова Восточной Антарктиды. М., Изд-во АН СССР, 1964.

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

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

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

Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Происхождение санчуговской толщи и проблемы соотношения оледенений и морских трансгрессий на севере Западной Сибири. - В кн.: Колебания уровня Мирового океана в плейстоцене. Л., изд. ВГО, 1975.

Кордиков А.А. Осадки Карского моря. - «Труды НИИГА»,. М., 1953, т. 56.

Лавров А.С. К вопросу о генезисе валунных суглинков севера европейской части СССР. - «ДАН СССР. Сер. геол.», 1965, т. 163, № 5.

Лавров А.С. Позднеплейстоценовые подпрудные озера на северо-востоке Русской равнины. - В кн.: История озер в плейстоцене. IV Всесоюзный симпозиум по истории озер. Л., 1975.

Лаврушин Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. М., «Наука», 1976.

Лазуков Г.И. Антропоген северной половины Западной Сибири. М., Изд-во Моск. ун-та, 1970.

Лисицын А.П. Закономерности ледового разноса грубообломочного материала. - В кн.: Современные осадки морей и океанов. М., Изд-во АН СССР,.1961.

Петров О.М. Стратиграфия и фауна морских моллюсков четвертичных отложений Чукотского полуострова, вып. 155. М., «Наука», 1966.

Сакс В.Н. К стратиграфии четвертичных отложений в бассейнах рек Мессо, Пур и Таз. - «Труды Горно-Геологич. Управления», вып. 16. М.-Л., 1945.

Сакс В.Н., Антонов К.В. Четвертивные отложения и геоморфология Усть-Енисейского порта. - «Труды горно-геологич. управл.», вып. 16. М.-Л., 1945.

Слободин В.Я., Суздальский О.В. Стратиграфия плиоцена и плейстоцена Западной Сибири в зоне трансгрессий. - В кн.: Материалы к проблемам геологии позднего кайнозоя. Л., 1969.

Софронов Г.П. Четвертичные отложения Воркутского района. - «Труды Ин-та мерзлотовед. АН СССР», 1944, т. 6.

Станкевич Е.Ф. О происхождении валунных суглинков в Большеземельской тундре. - «Изв. АН СССР. Сер. геол.», 1964, № 12.

Стрелков С.А. и др. Проблема четвертичных оледенений Сибири. - В кн.: Основные проблемы изучения четвертичного периода. М., «Наука», 1965.

Сурова Т., Троицкий Л., Пуннинг Я.М. Палеогеография и абсолютная хронология Полярного Урала. - «Изв. АН ЭССР. Химия, геология», 1975, т. 24, № 2.

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

Троицкий С.Л. Современный антигляциолизм. Критический очерк. М., «Наука», 1975.

Шварцахер В., Ханкинс К. Гальки, поднятые при драгировании в центральной части Северного Ледовитого океана. - В кн.: Геология Арктики. М., «Мир», 1964.

Armstrong J.Е., Brown W.Z. Late Wisconsin marine drift and associated sediments of the lower Fraser valley, British Columbia , Canada . - «Bull. Geol. Soc. Amer.», 1954, v. 65, N. 4.

Bea R.G. et al. Soil movements and forces developed by wave-induced slides in the Mississippi Delta. - «J. Petrol. Technol.», 1975, vol. 27.

Brookes I.A. Late-glacial marine overlap in western Newfoundland . - «Canad. J. Earth. Sci.», 1969, vol. 6, N 6.

Dionne J.C. How drift ice shapes the Lawrence. - « Can. Geogr. J.», 1974, vol. 88, N 2.

Skinner R.G. Glacial-interglacial. stratigraphy, Moose River Basin , Ontario . - «Pap. Geol. Surv. Can. », 1971, N 1.