Глава III

 СТРОЕНИЕ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

 ДОСАМАРОВСКИЕ ОТЛОЖЕНИЯ

На побережьях Енисейского залива отложения более древние, чем накопления максимального (самаровского) оледенения, достоверно известны только в одном пункте - западнее устья р. Чайки. В.Н. Сакс наблюдал там полуметровый слой серо-коричневого суглинка, с пропластками охристого песка, лежащего под пачкой самаровских валунных галечников, мощностью 6,5 м, непосредственно на кровле меловых пород.

Суглинок содержит пыльцу Pinus silvestris L., Pinus подрода Haploxylon, Pinus sp., Picea, Larix, Betula, Salix, споры Leiotriletes и Polypodiaceae, листья Drephanocladus, корневище Poligonum bistorta L.

Эти данные позволяют В.Н. Саксу предполагать образование слоя суглинка в условиях таежной растительности, скорее всего в межледниковую эпоху, предшествовавшую максимальному оледенению.

САМАРОВСКИЙ ГОРИЗОНТ

В основании уступа Таймырского берега Енисейского залива около устья р. Чайки и пос. Воронцово, в погребенных эрозионных рытвинах, врезанных в меловые породы, залегают валунные галечники и валунно-галечные пески мощностью до 7 м. Обычно они слабо сцементированы и окрашены в яркие красно-бурые тона гидроокислами железа. Среди галек и валунов многочисленны обломки долеритов, базальтов, немало и местных (подстилающих) пород - меловых алевролитов и песчаников. Гальки базальта нередко глубоко разрушены, покрыты корками лимонита и ярозита. Аналогичные образования встречены также в среднем течении р. Сарихи, в истоках р. Монгоче-Енисейской и в скв. 3-к на Яковлевской разведочной площади. В местах, где прямо на меловые породы ложатся морские четвертичные отложения, в их основании почти всегда встречаются: валуны, галечные прослои и скопления гальки пород траппового комплекса (в том числе гальки с корками ярозита и следами лимонитизации). Такие следы размытых грубообломочных накоплений установлены в разрезах, вскрытых всеми тремя скважинами, пройденными севернее м. Сопочная Карга, скважинами 6-к и 10-к Яковлевской площади, в обнажениях на заливе около устья р. Верхней Орловки и пос. Зверевск, на реках Мезениной и Малой Гольчихе.

Аналоги валунно-галечных слоев, лежащих в основании четвертичной толщи, широко распространены на Гыданском полуострове и в Таймырской низменности; их отличительные особенности и внешний облик остаются всюду неизменными. У подножия Норильского плато они замещаются валунными суглинками, залегающими на меловых песках и перекрытыми морскими четвертичными слоями и верхней мореной (Сакс, 1951, 1953). На Западно-Таймырских увалах им соответствуют валунные суглинки и пески, лежащие на скальном основании под морскими слоями и верхней мореной в разрезах по рекам Глубокой, Омулевой, Крестьянке (Рысюков, 1940), Убойной (Люткевич, 1940; Рудовиц, 1939), Левой Рогозинке (Парханов, 1939), или только под мощными морскими слоями на правом берегу р. Большой Ефремовой и у каньона «Ефремовских ворот» (Козлов, 1941).

Сопоставление валунных суглинков предгорий и валунно-галечных слоев низменности между собой и отнесение их к отложениям максимального (самаровского) оледенения Сибири (Сакс, 1945а, 1951а, 1953а, б) не вызывает разногласий. Менее ясны стратиграфическое положение и возраст валунных суглинков и валунных скоплений, залегающих непосредственно на дочетвертичных породах, не перекрытых позднейшими отложениями и не слагающих специфических ледниковых форм рельефа. Они встречаются выше границ трансгрессии на уплощенной поверхности Водораздельного увала к северу от р. Сырадасай, на увале Тамы и Дорофеевской возвышенности. В первых двух пунктах валунные суглинки с эрратическими валунами залегают пятнами, чаще всего в понижениях рельефа, и нередко соседствуют с элювиальными развалами трапповых глыб - «каменными морями». На Дорофеевской возвышенности пятна валунных суглинков, скопления валунов и щебня лежат на альб-сеноманских песках. Возможно, что в этих местах среди зырянских ледниковых накоплений присутствуют и самаровские, не поддающиеся выделению. В отдельных случаях наблюдаются следы ассимиляции самаровских отложений при формировании зырянских. Так, на Дорофеевской возвышенности, в валунных скоплениях зырянского возраста, среди свежих обломков траппов постоянно встречаются и глубоко разрушенные, покрытые корками окислов и рассыпающиеся в дресву от легкого удара трапповые валуны из самаровской морены. Большая же часть валунных суглинков, лежащих на дочетвертичных породах и не перекрытых позднейшими отложениями, не отличается по своим особенностям от зырянских ледниковых отложений соседних участков.

МЕССОВСКИЕ, САНЧУГОВСКИЕ И КАЗАНЦЕВСКИЕ СЛОИ

На самаровских слоях, продуктах их перемыва и непосредственно на дочетвертичных породах лежит толща межледниковых, преимущественно морских, песчано-глинистых отложений. Она играет главную роль в сложении четвертичного покрова побережий Енисейского залива: на ее долю падает не менее 80-85% общего объема отложений. Мощность толщи достигает местами 100-120 м; ее распространение и положение подошвы близки к указанным выше для всей четвертичной системы.

В межледниковой толще, по аналогии с опорным разрезом Усть-Енисейского порта (Сакс, 1945), геологи-съемщики выделяли три горизонта: мессовский, санчуговский и казанцевский. Это разделение правильно отражает три этапа осадконакопления в ходе крупной трансгрессии Полярного бассейна (ее начало, максимум и регрессию) и может быть положено в основу расчленения межледниковых отложений на равнинах. В то же время строение их на побережьях Енисейского залива более сложно, чем в окрестностях Усть-Порта, фациальная изменчивость значительнее, и прямые аналогии с опорным разрезом нередко приводили к неправильной датировке отложений.

Межледниковые слои пройдены всеми буровыми скважинами около устья р. Яковлевой и мыса Сопочная Карга, обнажены в уступах обоих берегов залива, выходят по склонам долин большинства равнинных рек, речек и ручьев и по берегам некоторых водораздельных озер. На Западном Таймыре выходов толщи значительно меньше. Морские галечники, пески и алевриты, лежащие нередко на самаровской морене и почти всюду покрытые более молодыми ледниковыми отложениями, описаны около устья р. Убойной (Рудовиц, 1939), в низовьях р. Крестьянки, по побережью залива, на склонах горы Базисной, на реках Левой Рогозинке (Парханов, 1939), Ефремовой (Козлов, 1941), Глубокой и Омулевой (Рысюков, 1939).

Строение межледниковой толщи отчетливо выявляется на восточном берегу залива, где хорошо изученные естественные обнажения расположены в непосредственной близости к группам буровых скважин.

Яковлевская разведочная площадь

Около устья р. Яковлевой подошва межледниковых отложений лежит на 20-73 м ниже уровня моря. По разрезам скважин 6, 7, 10, 11, 12, изученных автором (рис. 8) по хорошо сохранившемуся керну, устанавливается следующая последовательность отложений (снизу вверх):

Слои А, Б и В прослеживаются также и в скважинах 1, 2, 3, 4, 5, пробуренных между устьем р. Яковлевой и мысом Гостиным, у основания берегового склона (Сакс, 1953).

В обнажениях, расположенных на этом же участке берега, выше суглинков слоя Г в интервале от + 10-15 до + 40 м. абс. высоты залегают пески мощностью 15-30 м (слой Д). В песках найдены многочисленные раковины морских моллюсков и усоногих, в том числе: Balanus balanoides L., Cyprina islandica L., Zirphaea crispata L. - бореальных видов, характерных для казанцевских отложений.

Общая мощность межледниковых слоев достигает 120 м.

Пятичленное строение межледниковой толщи хорошо выдерживается на всем Яковлевском участке (см. рис. 10). Сопоставление разрезов скважин с естественными обнажениями показывает, что в береговых разрезах выходят главным образом слои Д, Г и В, причем последний местами опускается ниже уровня моря. В единичных пунктах (скв. 8) над этим уровнем поднимается на несколько метров самая верхняя часть слоя В.

Весьма своеобразной особенностью межледниковых отложений Яковлевского участка является присутствие в слое В крупных блоков меловых угленосных глин, протяженностью до нескольких сотен метров (Сакс, 1947, 1953).

Окрестности мыса Сопочная Карга

 Второй участок расположен в 110-150 км севернее Яковлевской разведочной площади, между мысами Сопочная Карга и Шайтанским. Основание межледниковой толщи, залегающей на меловых породах, погружено на 65-85 м ниже уровня моря. Общая мощность отложений достигает 100-130 м.

По разрезам скв. 1, 2 и 3 и береговым обнажениям устанавливается та же последовательность отложений, что и на Яковлевской площади (рис. 9). Фораминиферы определены В.Я. Слободиным, остракоды – М.И. Мандельштамом, моллюски – С.Л. Троицким. Снизу вверх обнажаются следующие отложения:

Сопоставление разрезов скважин с обнажениями показывает, что в береговом уступе выходят, как и на Яковлевской площади, слои Д (?), Г, В и верхняя часть слоя Б.

Таймырский берег

 Строение межледниковой толщи между группами скважин Яковлевской площади и мысом Сопочная Карга известно только по описаниям береговых обнажений. По данным В.Н. Сакса, А.П. Пуминова и наблюдениям автора, здесь встречаются разрезы двух типов.

Разрезы первого типа, наблюдающиеся между устьями рек Мезениной и Казачьей и южнее устья р. Сопочной, в общих чертах довольно близки по строению к верхней (лежащей выше уровня моря) части разрезов разбуренных участков. На этом отрезке береговые яры сложены суглинками, супесями и глинами видимой мощностью от 10-15 до 40-45 м. В глинисто-алевритовых слоях встречаются редкие раковины арктических, аркто-бореальных и субарктических моллюсков. Глинисто-алевритовая пачка делится на две части слоем песков мощностью до 7-15 м, залегающим в среднем на высоте от 5 до 20 м над уровнем залива. Пески содержат редкие обломки древесины, пропластки растительного детрита; иногда наблюдается косая слоистость. Песчаный слой выклинивается севернее устья р. Погорелки. В южной части, около устья р. Мезениной, подошва песков уходит под уровень залива. Южнее устья р. Сопочной нет сплошного песчаного слоя, разделяющего толщу суглинков, но на той же высоте над заливом наблюдаются линзы песков мощностью до 10 м и протяженностью в многие сотни метров.

Межледниковую толщу венчают морские пески мощностью до 20-30 м с разнообразной и местами довольно обильной фауной, включающей характерные бореальные виды: Balanus balanoides L., Cyprina islandica L., Buccinum undatum L., Lacuna pallidula Da-Costa. В песках нередки целые скопления обломков древесины.

Как видно, береговые разрезы первого типа включают слои Б (верхнюю часть) В, Г и Д (рис. 10).

Разрезы второго типа располагаются над выходами меловых пород или по соседству с ними в радиусе до 10-15 км: севернее мыса Гостиного, около устья р. Верхней Орловки, между устьями рек Казачьей и Гольчихи, Гольчихи и Чайки и севернее устья последней. В нижней части береговых обрывов выходят пески, нередко косослоистые, видимой мощностью до 20 м, залегающие непосредственно на кровле меловых пород, либо на валунно-галечных слоях перемытой самаровской морены. По фациально-литологическим особенностям пески близки к отложениям слоя А. Они содержат обломки древесины, растительный детрит и относились ранее к мессовскому горизонту. Обычно в них не встречаются остатки морских организмов, но между устьями рек Гольчихи и Чайки и севернее устья р. Чайки установлены три местонахождения с многочисленной фауной, содержащей ряд мелководных субарктических видов Chlamys islandicus (Mull.), Mytilus edulis L., Balanus hameri Ascanius и бореальный литоральный вид Buccinum undatum L. (обн. 134-143-п, 105-107-c, 91-c).

Над песчаными слоями залегают морские суглинки и глины того же облика, что и в разрезах первого типа. В суглинках изредка встречаются раковины аркто-бореальных, арктических и субарктических моллюсков. Мощность суглинков и глин не превышает обычной мощности слоя Г.

Весьма характерно, что непосредственно над выходами меловых пород глинистая пачка не содержит ни песчаного слоя, ни песчаных линз, которые можно было бы сопоставить со слоем В. Они появляются на некотором удалении от выходов мела на дневную поверхность и в тех случаях, когда в основании обнажений еще сохраняется нижняя пачка песков, отделены от последних лишь маломощным слоем суглинка.

Выше горизонта морских суглинков и глин, так же как и в разрезах первого типа, местами залегает слой Д – 20-30 м морских песков с фауной, включающей бореальные виды. При этом наличие или отсутствие их в разрезах не связано с расположением выступов меловых пород. Подошва слоя нигде не опускается ниже 22 м абсолютной высоты.

Как видно, в разрезах второго типа определенно присутствуют слои Д и Г, местами появляются аналоги слоя В. Слой Б практически отсутствует. Единственным и самым существенным отличием их от разрезов первого типа является появление в основании пачки песков, близких по облику к пескам слоя А, но лежащих в среднем на 40-60 м выше их обычного положения в буровых скважинах. При этом верхняя часть разреза не меняется ни по мощности, ни по составу отложений, ни по гипсометрическому положению горизонтов. Это обстоятельство дает основание считать, что пачка песков, лежащая в основании разрезов второго типа, фациально замещает слои Б, В, а местами и нижнюю часть слоя Г (рис. 11).

Гыданский берег

 На Гыданском берегу разрезы межледниковой толщи прослеживаются почти непрерывно на протяжении 110 км от северной окраины низины Янато-Монгоче до устья р. Хальмеряха. После 60-километрового промежутка, занятого дельтами, морскими пляжами и низкими абразионными уступами Береговой низины, межледниковые слои снова вскрываются в высоких клиффах Лескинской возвышенности, протянувшихся на 75 км. Обнажения Гыданского берега редко поднимаются выше 25-30 м (рис. 12), на побережье нет буровых скважин, и взаимоотношения горизонтов нельзя столь последовательно и полно проследить, как на Таймырском берегу. Подошва отложений поднимается над уровнем залива на несколько метров только над выходами меловых пород около поселков Иннокентьевского и Зверевска. По материалам В.Н. Сакса, А.П. Пуминова и наблюдениям автора, межледниковая толща сложена в основном суглинками, супесями и глинами; песчаные отложения сравнительно редки.

В основании обнажений, расположенных севернее выходов меловых пород у пос. Зверевска, на протяжении 10 км прослеживаются немые пески видимой мощностью до 16 м (обн. 1,2, 17-23-п, 58-61-с). Пески нередко косослоисты, содержат гальку и обломки мезозойских углей. Судя по положению в разрезе и фациальному облику, они идентичны пескам Таймырского берега, залегающим около выходов меловых пород.

На участке, лежащем севернее поселка Дорофеевского (обн. 27-33-с, 525-530-п), нижние части обнажений до высоты 8-10 м сложены слоистыми песками иного облика, содержащими прослойки супеси, суглинка. Из песков собраны многочисленные раковины морских моллюсков и кости тюленя. Комплекс фауны составляют сублиторальные, аркто-бореальные, арктические и субарктические виды. Последние представлены Balanus hameri Ascanius, Chlamys islandicus (Mull.). Единично встречаются бореальный Buccinum undatum L. (обн. 31-с), вымерший вид Cyrtodaria jenisseae Sachs (обн. 32-с, 525-п) и высокоарктическая Portlandia arctica (Gray) (обн. 530-п, крайний к югу выход песков). Возможно, эти песчаные слои соответствуют горизонту В Таймырского берега, но имеют несколько иной фациальный облик.

Морские алевриты и глины прослеживаются, так же как и на Таймырском берегу залива, почти непрерывно; подошва их обычно опущена ниже уровня моря. Там, где в основании обнажений выходят описанные выше пески, глинистые отложения ложатся на них без следов перерыва. Видимая мощность пачки глинистых отложений достигает 50-55 м в обнажениях западнее пос. Лайды, обычно же не превышает 15-25 м. Слоистые текстуры встречаются чаще, чем на противоположном берегу залива, однако нередки и выходы неслоистых суглинков с рассеянной галькой и единичными валунами. В обрывах Лескинской возвышенности обнажена толща глинистых алевритов с исключительно четкой горизонтальной слоистостью - полосчатостью многих порядков: от долей миллиметра до нескольких дециметров. Иногда среди супесей и суглинков удается наблюдать маломощные прослойки или линзы песков, довольно быстро выклинивающиеся и не образующие определенного горизонта или слоя.

Находки фауны приурочены главным образом к нижней части видимого разреза глинистых отложений: 20 из 22 местонахождений расположены ниже 10-12 м абсолютной высоты. Фаунистический комплекс обычно составляют аркто-бореальные, арктические и субарктические виды, единично встречаются бореальные Buccinum undatum L., Balanus balanoides L. Нередко в тех же слоях и на тех же высотных отметках находятся и более чистые арктические комплексы с преобладанием Portlandia arctica (Gray) или с участием Yoldiella lenticula (Mull), которые являются обычными в районе пос. Дорофеевского и на крайнем северо-западе между мысом Песчаным и устьем р. Сосновой (Монгоче). Принципиальных различий между составом фауны в нижних и более высоких слоях не наблюдается.

Отсутствие скважин и неполная обнаженность не позволяют детально расчленить супесчано-суглинистые слои Гыданского берега. Учитывая общее горизонтальное залегание морских слоев, сходство основных черт строения обоих берегов, близость фациального облика и фаунистических комплексов отложений, можно полагать, что суглинки, супеси и глины Гыданского берега соответствуют слоям Г, В и верхней части слоя Б Таймырского берега. При этом на Гыданской стороне залива отложения, соответствующие слою В, вероятно, представлены супесями и суглинками и, за указанным выше исключением, неотделимы от отложений слоев Б и Г.

Над супесчано-суглинистыми морскими слоями в обнажениях севернее мыса Дорофеевского (26-с, 531-п) залегают косослоистые пески с многочисленными обломками древесины и редкой галькой, видимой мощностью до 20 м.

Сходные пески с галькой и раковинами аркто-бореальных и арктических моллюсков мощностью до 25 м, лежащие под флювиогляциальными отложениями, наблюдаются южнее пос. Зверевска (обн. 46-52-с, 7-10-п). Они могут соответствовать пескам слоя Д Таймырского берега.

В целом строение межледниковой толщи на обоих берегах залива оказывается достаточно сходным.

Внутренние части побережий

Вдали от берегов залива сплошные разрезы межледниковой толщи протяжением в несколько десятков километров встречаются только по склонам крупных, резко врезанных речных долин и разделены обширными, слабо обнаженными пространствами междуречий или низин, выполненных поздне-послеледниковыми отложениями. К тому же, в средних течениях рек, где расположены обычно хорошие разрезы, русла водотоков лежат на 20-40 м выше уровня залива и нижние части толщи скрыты от наблюдателя. Эти обстоятельства затрудняют сопоставление частных разрезов, прослеживание горизонтов и их взаимоотношений.

По наблюдениям В.Н. Сакса, А.П. Пуминова, С.А. Стрелкова, С.Л. Троицкого, Н.Н. Куликова региональное распространение имеют морские суглинки, супеси и глины, видимой мощностью до 40 м. Кровля этих отложений (сопоставлявшихся с санчуговским и частично с каргинским горизонтами) весьма неровна. В тех немногих пунктах, где вскрывается контакт алевритов и глин с лежащими выше морскими песками или комплексом ледниковых отложений, она располагается на высоте от 30 до 70 м. В единичных пунктах, в центральных частях возвышенностей Чилку, Ерв-Седа, Лыдде, Дорофеевской, Восточно-Гыданской и у подножия увалов Западного Таймыра, кровля морских суглинков поднимается до 90-120 м. Положение подошвы практически неизвестно. В единичных выходах на р. Шаку, над меловыми отложениями на реках Гольчихе, Монгоче-Енисейской, Хабей и в гляциодислокациях на р. Поелово она занимает аномально высокое положение; к тому же видимая мощность суглинков и глин в этих пунктах исчисляется немногими метрами, так что для определения общей мощности именно эти точки представляют наименьший интерес (рис. 13). Поскольку положение подошвы отложений неизвестно, а кровля их весьма неровна, следует (до проведения бурения) отказаться от попыток установить полную мощность алевритов и глин и признать весьма провизорными «оценочные» данные, полученные путем широких экстраполяции от береговых разрезов или общих рассуждений о возможном поведении подошвы и кровли.

Вдали от берегов залива сохраняется то же непостоянство текстурных особенностей глинистых отложений: слоистые суглинки и супеси встречаются не чаще, чем неслоистые, и определенной приуроченности тех или иных к разным частям разреза не наблюдается. Слоистые текстуры наблюдаются чаще в разрезах по р. Поелово на Гыданском полуострове, в верховьях р. Быстрой и бассейне р. Агапы - на Таймырском берегу.

Остатки морских беспозвоночных в алевритах и глинах встречаются нередко. Комплекс фауны не содержит бореальных видов, субарктические и высокоарктические формы немногочисленны. Изредка, особенно в бассейнах рек Моховой и Дорофеевской (Нарпензе), встречаются ценозы с преобладанием Portlandia arctica (Gray). Наиболее распространенными видами являются обитатели илистых и песчано-илистых грунтов средней сублиторали Cardium ciliatum Fabr., Macoma calcarea (Chemn).

Судя по высоте залегания, фациально-литологическим особенностям и общему облику фауны, глинисто-алевритовые слои внутренних частей района соответствуют слою Г разрезов Таймырского берега.

В некоторых разрезах глинисто-алевритовые слои подстилаются песчаными отложениями значительной мощности. Так, по материалам А.П. Пуминова, в низовьях р. Гольчихи, на протяжении 25-30 км от устья, основания коренного берега сложены песками, видимой мощностью до 6-10 м, перекрытыми морскими суглинками. В обн. 236-п пески подстилаются галечниками, весьма сходными с продуктами перемыва самаровской морены. Эти пески являются прямым и непосредственным продолжением прибрежных песчаных слоев, прилегающих к выходам меловых пород около Воронцова и Прилучья на восточном берегу Енисейского залива. Выше по реке кровля песков опускается под уровень воды; в 15 км к юго-востоку, на р. Моховой (обн. 937-п) они вновь выходят на дневную поверхность. Пески залегают в основании правого коренного берега, содержат обрывки растительной ткани и окатанные обломки древесины.

Положение песчаных слоев в разрезе и высота их залегания позволяют сопоставлять эти отложения с песчаными фациями слоя Б и предполагать неглубокое залегание кровли меловых пород, образующих обширный выступ ложа, около которого и накопились прибрежно-морские пески.

Межледниковые пески с плавником и редкими раковинами морских моллюсков наблюдались автором и А. П. Пуминовым (1949) на значительной высоте во внутренних частях Дорофеевской возвышенности, неподалеку от выходов меловых отложений, слагающих ее осевую часть. На северо-западном склоне той же возвышенности по р. Поелово (обн. 247-250-т) гляциодислокациями выведены на дневную поверхность слоистые пески с прослоями торфяно-древесного детрита. Они имеют видимую мощность не менее 15 м и подстилают морские суглинки. Эти песчаные отложения так же можно рассматривать как прибрежные фации слоев Б - Г, замещающие по простиранию глинистые осадки открытого моря. Вдали от берегов залива, как и на его берегах, морские алевриты и глины местами перекрываются горизонтом мелководных морских песков видимой мощностью до 25 м, с обильными остатками моллюсков и усоногих. Кровля песков нигде не обнажается, но, судя по распределению выходов, она не поднимается выше 60-70 м; подошва лежит обычно на отметках 25-40 м. Нередко пески ложатся на подстилающие отложения с отчетливыми следами подводного размыва. В лучших разрезах по р. Моховой (рис. 14) в ее среднем и верхнем течениях (обн. 931-934-п, 1116-1128-п) комплекс фауны содержит характерные бореальные виды Zirphaea crispata L., Cyprina islandica L. Аналогичные отложения с обильными остатками, по наблюдениям автора и материалам А.П. Пуминова, залегают в верхней части естественных обнажений по рекам Чайке, Гольчихе, Казачьей, Мезениной, Поперечной (А.П. Пуминов и В.Н. Сакс считали их каргинскими). Эти песчаные слои являются аналогами песков слоя Д, выходящих на Таймырском берегу. От верховьев р. Моховой горизонт песков протягивается на юго-восток, к истокам р. Казак-Дяга и далее в бассейны рек Агапы и Джангоды.

Бореальные (экологически руководящие) виды найдены в верхних песчаных слоях только на берегу Енисея, в бассейне р. Моховой и на крайнем юго-востоке, в бассейне Агапы; неполную створку раковины, сходной с Cyprina islandica L., автор нашел в бассейне р. Поперечной, левого притока Гольчихи (обн. 635). Остальные местонахождения содержат комплексы аркто-бореальных видов с участием арктических и субарктических форм. Однако субарктические мелководные виды Mytilus edulis L. (р. Поперечная), Macoma baltica (L.) (p. Мезенина) и другие нередко встречаются здесь в виде массовых поселений - явление, свиде­тельствующее о сравнительно благоприятном температурном режиме. Также весьма примечательно обилие раковин Astarte borealis typica в бассейнах рек Чайки, Казачьей, Мезениной, так как, по нашим наблюдениям, именно Astarte borealis typica является массовой формой ископаемых бентальных сообществ с участием Cyprina islandica L. Поэтому можно полагать, что при более полных и систематических сборах виды Cyprina islandica L., Zirphaea crispata L.- экологически руководящие - будут найдены в верхних песчаных слоях и на междуречье Енисея и Моховой. Тогда непрерывность слоя Д получит не только геологическое, но и биостратиграфическое подтверждение. Это тем более вероятно, что в море, занимавшее бассейны рек Агапы, Джангоды, Горбиты, Cyprina islandica L. могла проникнуть только с запада.

Во внутренних частях Гыданского побережья залива иногда наблюдаются морские пески, залегающие в том же интервале высот, что и пески слоя Д на Таймырском побережье. Так, в верховьях рек Екаряуяха (Няй-уяха) и Правой Поеловояха (обн. 174-175-т) автор наблюдал слоистые пески с раковинами Astarte borealis (Chemn.), A. crenata (Gray), Macoma calcarea и обломками древесины на высоте 30-50 м над уровнем моря. Однако соотношение их с морскими суглинками и супесями недостаточно определенно.

Основные черты строения межледниковой толщи

Приведенные выше сведения позволяют выявить единство основных черт строения межледниковой толщи на равнинных побережьях Енисейского залива. По наиболее полным разрезам устанавливается пяти-членное строение межледниковых слоев, выявляется выдерживающийся на значительных расстояниях песчаный слой (В), делящий на две части (Б, Г) мощную пачку супесей, суглинков и глин.

Наблюдается тесная зависимость строения толщи от рельефа ложа. В понижениях кровли меловых пород отложения имеют большую мощность и представлены четырьмя или всеми пятью слоями (А - Д). Около выступов ложа мощность межледниковых слоев сокращается за счет полного или частичного выпадения из разреза нижних слоев (А, Б), а фации открытого моря сменяются мелководными прибрежными фациями. У наиболее крупных и резких выступов ложа (например, на п-ове Дорофеевском) межледниковые слои выклиниваются. Внутри межледниковой толщи нет слоев с пресноводной или наземной фауной. Следы размыва встречаются редко, обычно они приурочены к основанию слоя Д.

Слой А и большая часть слоя Б лежат ниже уровня моря и рек и не выходят в естественных обнажениях; сведений об их распространении за границами разбуренных участков нет. Можно, однако, предполагать, что они слагают нижнюю часть межледниковой толщи всюду, где кровля меловых отложений залегает достаточно низко.

Выше уровня современной эрозионной сети залегают по преимуществу отложения слоев Г и Д. Первый из них имеет региональное распространение, второй - более ограниченное. Помимо того, что часть слоя Д уничтожена позднейшим размывом, он не встречается нигде выше 60- 80 м и не известен во внутренних частях возвышенностей. В то же время морские суглинки слоя Г, которые обычно его подстилают, продолжаются значительно дальше в глубь междуречий, поднимаясь до 90-120 м. Это обстоятельство, в совокупности с относительной мелководностью фаций и следами размыва в его основании, позволяет предполагать, что морские пески с умеренно-тепловодной фауной лишь частично перекрывают горизонт суглинков, прислонены к нему и образуют широкие ступени погребенных морских террас, окаймляющие центральные части возвышенностей.

Остатки морских организмов встречаются по всему разрезу межледниковых слоев, но распределены неравномерно и несколько различны в разных частях разреза.

Слой А содержит единичные раковины преимущественно арктической формы средней сублиторали - Astarte montagui (Dillw.) (скв. 10), неопределимые обломки Bivalvia и единичные Foraminifera.

В слое Б фауна значительно богаче и разнообразнее. Уже в нижней части разреза появляются обильные остатки фораминифер, остракод, офиур и моллюсков. Встречаются представители арктических, преимущественно арктических и аркто-бореальных видов. В верхней части слоя, выходящей в обнажениях, и прибрежных его фациях наряду с теми же группами видов появляются субарктические и единичные бореальные формы Balanus balanoides L., Buccinum undatum L.

В слое В фауны обычно нет, изредка встречаются раковины аркто-бореальных и единичных субарктических видов.

Слой  Г содержит остатки фауны и микрофауны того же облика, что и глинисто-алевритовые отложения слоя Б.

В слое Д весьма многочисленны остатки моллюсков и усоногих. Субарктический элемент присутствует постоянно, впервые появляются яркие представители бореальной фауны: Cyprina islandica L., Zirphaea (Pholas) crispata L.; Lacuna pallidula Da-Costa.

Остатки наземных растений в виде тонких прослоев намывного торфа и окатанных обломков древесины довольно многочисленны в слое А, прибрежных фациях слоя Б и изредка встречаются в слое В. В глинах и алевритах слоев Б и Г они практически отсутствуют.

Сопоставление межледниковой толщи Енисейского побережья с опорным разрезом Усть-Порта и другими

Межледниковые отложения района Усть-Енисейского порта, расположенного в 160 км к югу от южной границы интересующей нас территории, были разделены В.Н. Саксом и К.В. Антоновым (1945) на мессовский, санчуговский и казанцевский горизонты.

Условия залегания межледниковой толщи в окрестностях Усть-Порта и на побережьях Енисейского залива достаточно сходны для сопоставления. Подошва отложений лежит на глубине 40-90 м ниже уровня моря, кровля поднимается на несколько десятков метров над уровнем Енисея (3,5 м) и его притоков.

В основании толщи лежит мессовский горизонт - аллювиальные пески мощностью до 74 м.

На размытой (по В.Н. Саксу - террасированной) поверхности речных отложений залегают морские глины и суглинки санчуговского горизонта мощностью от 9 до 88 м. Они содержат остатки элиторальной арктической фауны моллюсков и фораминифер. Подошва санчуговского горизонта лежит в среднем на 40-60 м ниже уровня моря, в единичных местах поднимается к дневной поверхности и иногда опускается до -90 м. Кровля санчуговских слоев поднимается до +30—40 м. В наиболее полных разрезах (скв. 91, 94, 95, 96, 98, 101 и 11-Р) пачки глин и суглинков перемежаются с прослоями и линзами песков толщиной от нескольких метров до 10-15 м. Эта характерная особенность строения санчуговских слоев опорного разреза, отмеченная еще В.Н. Саксом, не привлекала к себе достаточного внимания геологов. В результате сложилось широко распространенное представление о горизонте глин и суглинков, в то время как в действительности следует говорить о пачке песчано-глинистых отложений, в которой глины и суглинки лишь относительно преобладают. При этом песчаные слои иногда составляют до 50-60% общей мощности горизонта.

Местами на санчуговских слоях без признаков перерыва лежат морские пески и супеси казанцевского горизонта с остатками сублиторальной умеренно тепловодной фауны, включающей субарктические и бореальные виды. Наиболее характерным представителем казанцевской фауны является моллюск Cyprina islandica L. Мощность отложений редко достигает 30 м, обычно она не превышает 20 м. Казанцевские слои нигде не опускаются ниже 10-12 м и не поднимаются выше 30-40 м. В окрестностях Усть-Порта и на Малохетской разведочной площади они встречаются редко и представлены нетипичными для горизонта фациями. Стратотипом казанцевского горизонта являются разрезы по р. Казанке (Казанцевой) и правому берегу Енисея между с. Казанцевым и устьем Луковой протоки, расположенные в 25-30 км к северо-западу от Усть-Порта.

Как видно из описания, межледниковые слои Усть-Порта и побережий Енисейского залива близки не только по условиям залегания, но и по особенностям строения. Мессовскому горизонту соответствует слой А, санчуговскому - совокупность слоев Б, В и Г, казанцевскому - слой Д. При этом сохраняется в основных чертах и положение всех слоев по отношению к уровню моря. Мессовские пески и пески слоя А лежат ниже уровня моря, санчуговские слои и пачка преимущественно глинистых отложений (Б + В + Г) разделяются уровнем моря на две примерно равные части, а слой Д и казанцевские пески всегда лежат выше уровня моря. Довольно близкими оказываются и мощности отложений.

Черты сходства разрезов Усть-Порта и побережий залива отмечались еще в период мелкомасштабных съемок. С казанцевскими отложениями сопоставлялась часть слоя Д. Морские супеси, суглинки и глины, выходящие в основании береговых разрезов п-ова Дорофеевского, около устья р. Чайки (Сакс, 1951, 1953), в бассейне р. Моховой (Пуминов, 1949), у мыса Мезенина и на Яковлевской площади (Сакс, 1953; Пуминов, 1948) сопоставлялись с санчуговским горизонтом. Однако большая часть морских отложений относилась к послезырянским (каргинским) морским слоям, и картина сходства не выявлялась с такой полнотой. Недостаточно учитывалась и фациальная изменчивость отложений около выступов мезозойского субстрата (слабо выраженная в районе Усть-Порта, где рельеф подошвы межледниковой толщи значительно ровнее, чем на побережьях залива). В результате к мессовскому горизонту относили, например, прибрежные отложения слоя Б, прислоненные к выходам меловых пород Чайки, Прилучья и т. д.

Наряду с чертами сходства в строении межледниковых слоев этих двух районов наблюдаются и некоторые различия. Мессовские отложения Усть-Порта представлены только речными и дельтовыми фациями, а мессовские слои (слой А) побережий залива - дельтовыми, прибрежно-морскими и морскими. Мощность мессовских песков на севере меньше, чем на юге, а изменения мощности не столь значительны (10-25 м около Сопочной Карги, 0-74 м в районе Усть-Порта). Соответственно меньше и изменения мощности санчуговских отложений (80-100 м и 10-90 м соответственно).

Санчуговские слои побережий залива имеют более или менее отчетливое трехчленное строение (две пачки глинистых отложений, разделенные горизонтом песков), а в районе Усть-Порта наблюдается переслаивание глинистых и песчаных осадков, хотя крупные линзы и прослои песков иногда также приурочены к средней части санчуговского горизонта (скв. 94, 11-Р, 101), а в некоторых разрезах (скв. 113) сливаются в мощный (32 м) единый песчаный слой.

Наиболее существенные различия наблюдаются в характере фауны. По всему разрезу санчуговских слоев (Б - Г) побережья залива, наряду с остатками арктических и аркто-бореальных видов моллюсков и усоногих, встречаются раковины субарктических форм. Чистые арктические элиторальные комплексы встречаются там довольно редко. Фауна же санчуговских слоев Усть-Порта является гораздо более однородной и имеет более отчетливый арктический характер (Сакс и Антонов, 1945).

В то же время общий облик и распределение по разрезу микрофауны (главным образом фораминифер) оказывается довольно сходным. Так, в скв. 113, единственном разрезе, где санчуговские слои района Усть-Порта имеют очень четкое трехчленное сложение (слои Б, В и Г), остатки фораминифер встречаются в двух интервалах, разделенных немыми слоями, т. е. распределяются почти так же, как и в разрезе, вскрытом скв. 2-ск около мыса Сопочная Карга (табл. 4).

По заключению В.Я. Слободина, исследовавшего фораминиферы, сходство в распределении фораминифер по разрезу дополняется характерной чертой - присутствием раковинок представителей рода Nonion только в нижних слоях обеих скважин.

Казанцевские слои побережий залива (слой Д) и опорного разреза Усть-Порта идентичны по мощности, гипсометрическому положению, фациальному облику и общему характеру фауны. Казанцевская фауна Усть-Порта все же несколько беднее бореальными видами, чем одновозрастная фауна побережий Енисейского залива. Из ярких представителей бореальной группы в районе Усть-Порта встречается только Cyprina islandica L.

В окрестностях Усть-Енисейского порта межледниковые слои, особенно санчуговский горизонт, сильно размыты и снесены на значительной площади. Большинство скважин вскрыло только нижнюю часть межледниковой толщи - низы санчуговских и мессовские слои. Немногие скважины, пробуренные за пределами послезырянской долины Енисея, были пройдены к тому же с неполным отбором керна. Значительно более полные сведения о строении межледниковой толщи получены при бурении 7 скважин, расположенных по широтному 25-километровому профилю между реками Большой и Малой Хетой, в 85 км к югу от Усть-Порта.

Разрез межледниковых отложений Междухетской площади, составленный В.Н. Саксом (1953), изображен на рис. 15 с частичными изменениями, внесенными автором после изучения керна скважин и определения фаунистических сборов В.С. Волковой, С.А. Архипова и С.Л. Троицкого, проведенных в 1957 г.

Мощность межледниковых слоев на Междухетской площади составляет 90-135 м; они залегают на поверхности меловых пород, местами прикрытых маломощной самаровской мореной или продуктами ее перемыва. Подошва отложений поднимается с запада на восток от -95 до -50 м. Мессовские слои в том же направлении уменьшают свою мощность с 60 до 25 м.

На мессовских песках согласно залегает толща морских суглинков и глин. Подошва и кровля глинистых отложений ровные, мощность колеблется в незначительных пределах (70-95 м). Толща разделена на две части крупными, слегка наклонными прослоями песков мощностью до 10-15 м. Обе глинистые пачки содержат раковины морских моллюсков.

Верхнюю глинистую пачку В.Н. Сакс (1953) трактовал как нерасчлененные морские отложения санчуговского и казанцевского горизонтов, однако такому предположению противоречит характер содержащейся в них фауны (см. табл. 9), и всю глинистую толщу следует относить к санчуговскому горизонту.

Междухетский разрез (рис. 15) обнаруживает поразительное сходство с разрезами побережий Енисейского залива. В нем выделяются те же слои: А - мессовские пески, Б - нижняя пачка суглинков и глин, В - песчаный прослой, разделяющий верхнюю и нижнюю пачки, Г - верхняя пачка глинистых отложений. Отсутствует только слой Д (казанцевские пески), появляющийся несколько восточнее, в бассейне р. Малой Хеты. При этом каждый слой сохраняет неизменным свой фациально-литологический облик. Присутствие крупной песчаной линзы в верхней части морских суглинков слоя Б не нарушает общей картины. Пески, образующие эту линзу, не являются чужеродным образованием: они содержат глинистые пропластки с многочисленными фораминиферами и моллюсками Nucula tenuis (Mont.), Leda sp., Yoldiella lenticula (Moll.) (скв. 3) - видами, указывающими на отложение осадков в относительно глубоком морском бассейне.

Достаточно полные сборы органических остатков из керна шести скважин Междухетского профиля (табл. 5) позволяют проследить распределение фауны по слоям. Характер фауны оказывается практически неизменным по всему разрезу санчуговских отложений (горизонты Б, В, Г). Доминируют арктические и высокоарктические относительно глубоководные виды. Формы, обитающие на меньших глубинах (Масота calcarea (Chemn.), Mya truncata L.), появляются только вблизи границ с песчаными горизонтами (А, В) или линзами песков.

Наши данные подтверждают вывод В.Н. Сакса и К.В. Антонова (1945) об арктическом облике фауны во всей толще санчуговских отложений Усть-Порта и его окрестностей и подкрепляет его новым фактическим материалом. Санчуговские морские слои Усть-Порта, ставшие стратотипом одноименного горизонта, содержат арктические комплексы с Yoldiella lenticula (Moll.) в 80-метровом диапазоне абсолютных отметок от -50 до +25-30 м. На Междухетской площади фауна того же облика прослеживается в сплошных 70 - 96-метровых разрезах санчуговских слоев, хорошо выдерживающихся по простиранию, и залегает на абсолютных отметках от -35 до + 45 м.

Таким образом, при сравнении межледниковых слоев побережий Енисейского залива с одновозрастными слоями Междухетской площади особенно четко выступает, с одной стороны, почти полное сходство их геологического строения, а с другой - определенное различие в характере содержащейся в отложениях фауны.

Сопоставляя строение межледниковых побережий Енисейского залива и окрестностей Усть-Порта, мы пока что ограничивались участками с низким залеганием дочетвертичного субстрата и большой мощностью отложений. Однако сопоставление будет неполным, если не рассмотреть строение их в районах, где имеются крупные выступы ложа и сокращенные разрезы. Ближайший из них находится в 15-25 км восточнее Междухетского профиля, в бассейне р. Б. Лайды.

Пологое поднятие подошвы четвертичных отложений, намечающееся на Междухетском участке, продолжается к востоку, и по р. Б. Лайде меловые песчаники и пески уже выходят на дневную поверхность, поднимаясь до 30-60 м абс. высоты. Покрывающие их валунные галечники и галечные пески - продукты перемыва самаровских ледниковых слоев - переработаны межледниковым морем, по крайней мере частично, и входят в межледниковый комплекс. По наблюдениям В.Н. Соколова (1950), санчуговские супеси, суглинки и глины вблизи контакта с меловыми породами опесчаниваются, часто содержат прослои и линзы песков. Нередко у контакта с меловыми породами они частично или полностью замещаются песками. Особенно характерными являются изменения в составе фауны. В непосредственной близости к выходам меловых пород в песках и суглинках часто встречается характерная субарктическая прибрежная форма Масота baltica (L.).

Таким образом, около Большелайдинского выступа меловых пород наблюдаются те же фациальные изменения, что и около выступов, на побережьях Енисейского залива, хотя выражены они слабее. Весьма примечательно, что прибрежные фации санчуговских слоев содержат остатки фауны, в состав которой входят уже субарктические виды, и прибрежная санчуговская фауна теряет арктический облик, свойственный фациям открытого моря.

В целом сопоставление межледниковых слоев побережий Енисейского залива с их аналогами в районе Усть-Порта и междуречья Большой и Малой Хеты позволяет прийти к выводу об однотипности строения межледниковой толщи на участках, разделенных расстоянием 160-270 км. Проведенное сопоставление может быть дополнено прямым прослеживанием некоторых слоев. Прекрасную возможность для такого рода наблюдений предоставляет правый коренной берег Енисея, хорошо обнаженный почти на всем протяжении от пос. Усть-Порт до устья р. Яковлевой. Там, по данным В.Н. Сакса, С.А. Стрелкова, В.Д. Дибнера и автора, обследовавшего в 1957, 1961 и 1962 гг. участок от Усть-Порта до с. Караул, почти непрерывно можно наблюдать санчуговские алевриты и глины, слагающие основание берегового уступа нередко до высоты 30-40 м. В местах понижения кровли санчуговских слоев по Луковой протоке, около пос. Казанцева, южнее Караула и в Ладыгином яру появляются казанцевские пески с Cyprina islandica L., видимой мощностью до 40 м, залегающие на подстилающих слоях с отчетливым эрозионным перерывом.

Об эрозионном несогласии между санчуговскими и казанцевскими слоями

Признаки перерыва в осадконакоплении на границе между санчуговскими и казанцевскими слоями отмечались неоднократно как в районе наших исследований, так и на всем Енисейском Севере. Однако до последнего времени они объяснялись местными или частными причинами: подводным размывом вследствие деятельности течений или волнения в краевых частях бассейна при его частичной регрессии. В.Н. Сакс (1945) отмечал, что в центральных частях Таймырской низменности и окрестностях Усть-Енисейского порта эти слои связаны постепенными переходами либо устанавливается лишь некоторая смена фаций.

На побережьях Енисейского залива и Енисея до широты устья р. Яковлевой не были встречены разрезы, в которых можно было бы на значительном протяжении проследить характер контакта между санчуговскими и казанцевскими слоями; причем нельзя было установить определенно, являются ли наблюдавшиеся местами признаки размыва деталями единого денудационного несогласия или же местными отклонениями на фоне в общем согласного залегания.

Достаточно определенный ответ на этот вопрос дали наши исследования 1961 г. на участке, расположенном гораздо южнее, между устьем Луковой протоки Енисея и с. Караул, где в свое время были описаны стратотипические разрезы казанцевских слоев (Сакс, 1940; Сакс и Антонов, 1945). Там, на протяжении 40 км, в береговых обнажениях четко видны многочисленные неровности кровли санчуговских алевритов. В среднем она располагается на высоте около 15-20 м над уровнем моря, поднимаясь местами до 30 м, а около устья р. Казанцевой и конца Луковой протоки - погружается под отложения 5-метрового бечевника. На фоне относительно крупных пологих неровностей заметны более мелкие и резкие депрессии и долинообразные понижения. Склоны последних достигают крутизны 1°40'.

Весьма характерны и фациальные особенности разреза казанцевских отложений, перекрывающих эту неровную поверхность (рис. 16). Он начинается, как правило, с грубых слоистых песков и галечников, косослоистых песков и алевритов с пропластками плотно спрессованного аллохтонного торфа, обломками древесины, окатышами санчуговских глин и суглинков. Эти отложения явно имеют облик прибрежно-морских и дельтовых накоплений. Местами рытвины, заполненные песками, перекрыты прослоем штрандового галечника. В 5–10 м от основания разреза хорошо сортированные среднезернистые пески заключают тонкие (1-3 см) слойки лагунного торфа с обломками древесины, обрывками коры хвойных деревьев, ветвями и стволиками ивы, остатками мхов, семенами рдестов, осок, сабельника, кустарниковой ольхи и карликовой березы (определения В.Д. Нащокина и О.Н. Станищевой).

В 1,2-1,5 км выше мыса Каргинского в основании береговых обрывов выходят 8-метровые отложения дельты небольшой речки, залегающие непосредственно на санчуговских суглинках и перекрытые казанцевскими слоями с обильными раковинами морских моллюсков. Небольшие размеры потока, отложившего древнюю дельту, подтверждаются малой мощностью отложений и небольшой их протяженностью (не свыше 1,2 км), а также тем, что уже в 300 м от края дельты ее накопления замещаются морскими песками с раковинами Mytilus edulis L., Macoma baltica (L.), а в 2,5-3 км ископаемые ценозы не несут следов опресняющего влияния речных вод.

Таковы особенности нижней пачки казанцевских отложений, имеющей мощность до 5-10 м.

Выше по разрезу лежит 30-40-метровая толща морских песков и алевритов, содержащих местами обильные раковины морских моллюсков, усоногих раков, остракод и фораминифер. В общем плане она состоит из трех пачек: нижней - песчаной, средней, сложенной коричневыми алевритами, и верхней - песчаной. Нижние пески иногда выклиниваются, и тогда непосредственно на санчуговские суглинки ложатся казанцевские супеси, создавая видимость непрерывно накоплявшейся толщи.

Разрез казанцевских слоев заканчивается пачкой немых тонкослоистых серых и палевых лагунных супесей. Аллювиально-дельтовые позднеказанцевские накопления, известные в смежных районах, на этом участке не встречены.

Особенности контакта санчуговских и казанцевских слоев и самого строения казанцевских отложений позволяют достаточно уверенно говорить о наличии между ними эрозионного несогласия и о самостоятельности казанцевского седиментационного ритма.

Если исходить из сходства казанцевских слоев исследованного участка с аналогичными слоями равнинных побережий Енисейского залива и смежных территорий, а также иметь в виду близкие отметки их залегания, то полученные выводы можно распространить на весь Енисейский Север.

Предказанцевская (или раннеказанцевская) поверхность размыва и прибрежные раннеказанцевские отложения располагаются сейчас почти на уровне моря, на многие десятки метров ниже уровня залегания кровли полных разрезов санчуговских, относительно более глубоководных, слоев. Соответственно казанцевские отложения не только перекрывают санчуговские, но и оказываются прислоненными к ним по поверхности субаэрального размыва, трансформированной абразией трансгрессировавшего казанцевского моря.

О «водораздельных песках»

Самостоятельность казанцевского седиментационного ритма ставит по-новому вопрос о соотношении казанцевских слоев с санчуговскими в пределах макроритма, объединяющего аллювиальные и прибрежно-морские мессовские, относительно глубоководные санчуговские и мелководные морские казанцевские отложения.

Казанцевские слои остаются завершающими в макроритме, но чем же тогда заканчивается мессовско-санчуговский ритм? Очевидно, должны существовать мелководные песчаные отложения, сформировавшиеся в конце санчуговского времени, в ходе регрессии санчуговского моря, но до начала накопления казанцевских слоев.

Такие отложения были найдены автором в 1958 г. в бассейне южных притоков р. Муксунихи и описаны под названием «песчаные фации санчуговских слоев». Это серые и желтые хорошо сортированные плотные пески, нередко косослоистые, с мелкими обломками древесины и меловых углей, видимой мощностью до 25 м, обнажающиеся в верхних частях разрезов водораздельных возвышенностей на высоте 95-120 м над уровнем моря, выше предела распространения казанцевских отложений. В 1960 г. автор наблюдал их и на водоразделе рек Большой Хеты и Мессо, на отметках 120-150 м. Геологи Нефтяного института, исследовавшие в последние годы п-ов Ямал, выделяют аналогичные пески в сабунскую свиту.

По-видимому, позднесанчуговские песчаные отложения присутствуют и в районе наших исследований и вообще распространены довольно широко в западной части Таймырской низменности и на севере Западной Сибири.

Еще в период маршрутных исследований «водораздельные пески» привлекали к себе внимание и включались в гляциально-морскую толщу зырянского горизонта. Когда были приняты представления о континентальном генезисе последнего, то вопрос о природе и возрасте этих песков, залегающих обычно под мореной или выходящих ниже оснований ледниковых холмов и камов (т.е. входящих непосредственно в состав отложений, слагающих тело возвышенностей и срезанных зырянской экзарационной поверхностью), не был ни разрешен, ни даже поставлен.

Среди «водораздельных песков» могут оказаться, естественно, самые разнообразные по генезису и возрасту накопления, в том числе и дочетвертичные, но именно среди них следует искать и исследовать регрессивные фации мессовско-санчуговского ритма.

Западно-Таймырские увалы

По окраинам Западного Таймыра межледниковые морские слои известны в немногочисленных разрозненных выходах, располагающихся на различных отметках от уровня моря и до 180-200 м. Они представлены галечниками, галечными песками, песками, суглинками и глинами мощностью от нескольких метров до нескольких десятков метров. Иногда лишь единичные раковины в осыпях на склонах котловин и увалов указывают на близкое залегание уцелевших от денудации остатков морских отложений. Все же и эти скудные данные позволяют установить, что межледниковые слои отлагались во всех орографических понижениях юго-западной окраины Бырранга - в Сырадасайской котловине, котловине Надудотурку и даже на низких перевалах, ведущих из Сырадасайской котловины на запад, к Енисейскому заливу, где их в 1941 г. наблюдал А.П. Иванов, и на юг, к Таймырской низменности.

За пределами района, по Карскому побережью и северным склонам Западно-Таймырских увалов, межледниковые морские отложения залегают сплошным покровом. Наиболее полные их разрезы находятся на восточном побережье Енисейского залива.

Межледниковые слои горной части ложатся на крайне неровный скальный субстрат, местами прикрытый маломощной нижней (самаровской) мореной. Они занимают понижения скального цоколя и прислонены к горным склонам. Вполне понятна поэтому пестрота литологических типов отложений. Общие схемы распределения основных литологических типов отложений были даны Е.М. Люткевичем и В.А. Черепановым.

По представлениям Е.М. Люткевича (1941), до высоты 140 м доминируют морские глины, лежащие на скульптурных террасах, выше - фация скал. В.А. Черепанов (1955) полагает, что на высотах до 80 м господствуют алевриты, от 80 до 100 м - пески, от 100 до 130 м - пески с прослоями галечников и от 130 до 180 м - галечники. Каждый тип отложений соответствует определенной абразионно-аккумулятивной регрессивной террасе, выработанной в отложениях трансгрессивного цикла.

Представления В.А. Черепанова, изображенные нами на теоретической схеме (рис. 17), содержат рациональную идею: в отличие от Е.М. Люткевича он учитывает и фациальную зональность пачки отложений трансгрессивного комплекса, и частичный ее размыв во время регрессии, сопровождавшийся накоплением незначительных покровов на регрессионных террасах. Схема В.А. Черепанова не отражает все же всей сложности строения отложений. Она более или менее оправдывается только там, где мощная толща морских слоев прислонена к пологим скальным склонам (например, на Карском побережье Западного Таймыра). При меньших мощностях трансгрессивного комплекса и при более сложном рельефе ложа отчетливо выявляется лишь тяготение глинисто-алевритовых отложений к центральным частям обширных понижений и периферии Западно-Таймырских увалов да преобладание галечных отложений на больших высотах. Практически на любых отметках над уровнем моря встречаются любые литофации. Это объясняется тем, что регрессировавшее море местами уничтожало большую часть отложений трансгрессивного цикла и создавало комплекс террас, наложенных как на более ранние морские слои, так и на скальный цоколь. Каждой такой террасе должен соответствовать свой комплекс отложений - как грубо обломочных прибрежных, так и более тонких, отложившихся вдали от берегов.

Восстановить полную картину строения межледниковых морских отложений в настоящее время, по материалам мелкомасштабных съемок, не представляется возможным. Строго говоря, нельзя даже уверенно отделить отложения трансгрессивного и регрессивного комплексов. Поэтому сопоставление разрезов юго-западной окраины Бырранга с разрезами равнинных побережий Енисейского залива может быть сделано лишь в самых общих чертах.

Морские галечники, лежащие на высоте от 180 до 130 м, у предела распространения трансгрессии, и алевриты, занимающие орографические понижения, естественно сопоставлять с глинистыми отложениями санчуговского горизонта. Выделить же слои, соответствующие казанцевскому, по мнению автора, пока не удается. Казанцевские слои низменностей залегают на высотах от 20 до 60-80 м, а поправка на глубину их отложения не должна превышать +20 м. Следовательно, аналоги их можно искать (если не учитывать позднейших тектонических перемещений) в пределах от 40 до 100 м.

В.Н. Сакс (1951, 1953) полагал, что казанцевским слоям низменности соответствуют морские галечники максимальной фазы трансгрессии, т.е. относил наибольшее погружение площади Бырранга к казанцевскому времени. Основанием для такого решения вопроса послужили находки раковин относительно теплолюбивых видов (Balanus balanoides L., В. hameri Asc, Chlamys islandicus (Miill.), Mytilus edulis L.) на высотах от 140 до 180-200 м. В связи с этим положением целесообразно рассмотреть особенности состава морской фауны в межледниковых слоях Западного Таймыра. Судя по сборам довоенных лет и коллекциям В.А. Черепанова, В.И. Ушакова и А.И. Иванова, обработанным автором в 1954-1957 гг., умеренно-тепловодные (бореальные) виды встречаются исключительно редко, а субарктические - не так уж часто. Собственно говоря, бореальный Balanus balanoides L. был найден только Н.М. Пархановым на юго-восточном склоне горы Базисной и Е.М. Люткевичем (место не указано, высота более 140 м). В.Н. Сакс, неоднократно упоминавший о присутствии Balanus balanoides L. на Западном Таймыре, вероятно, имел в виду именно эти находки. Из числа субарктических видов (доходящих сейчас лишь до юго-западной окраины Карского моря) довольно часто встречается Chlamys islandicus (Miill.), реже - Balanus hameri Asc. и очень редко - Mytilus edulis L. При этом в сборах последних лет из 57 местонахождений единичные субарктические виды установлены только в 16. Они встречаются на самых различных высотах - от 15 до 175 м над уровнем моря. Основную массу сборов повсеместно составляют широко распространенные (аркто-бореальные) виды Mya truncata L., Saxicava arctica (L.), Astarte borealis (Chemn.), Balanus crenatus Briiguiere, Balanus balanus (L.).

Такой характер распределения фауны не дает еще основания безоговорочно сопоставлять отложения верхних уровней с казанцевским горизонтом (свитой) низменностей, тем более что в межледниковых морских слоях смежных низменностей (см. выше) субарктический элемент и отдельные бореальные виды постоянно присутствуют и в санчуговских слоях (слои Г, В и верхняя часть слоя Б). Косвенным подтверждением нашего предположения о залегании казанцевских слоев Западного Таймыра на высотах около 100 м может служить находка морских отложений с характерными бореальными видами Lacuna pallidula Da-Costa, Littorina saxatilis Maton, лежащих между двумя моренами у западного входа в Таймырский пролив (на Центральном Таймыре) на высоте 100-120 м над морем. В.Н. Сакс предполагает более древний, среднечетвертичный возраст этих морских слоев, но допускает также и возможность отнесения их к верхнечетвертичной межледниковой трансгрессии.

Заметим, что один из двух найденных здесь бореалъных видов (Lacuna pallidula Da-Costa) установлен и в казанцевских слоях побережья Енисейского залива.

Континентальные фации

На равнинных побережьях Енисейского залива, Енисея и по юго-западной окраине гор Бырранга почти нет достоверно установленных континентальных фаций санчуговских и казанцевских слоев, в сложении же мессовских песков, как указывалось выше, значительное участие принимают дельтовые отложения. Вероятно, присутствие небольших дельтовых накоплений в санчуговских прибрежных песках, прислоненных к выступам меловых пород.

В.Н. Сакс описал казанцевские аллювиальные пески, переполненные обломками древесины, в обнажениях на р. Пуре выше устья р. Моховой. Одновозрастные пески с косыми и горизонтальными прослоями аллохтонного торфа, имеющие скорее всего дельтовое происхождение, найдены в низовьях р. Быстрой (Лоллы) (Сакс, 1945). Соотношение аллювиальных и дельтовых отложений казанцевского времени с морскими слоями непосредственно не наблюдалось. Судя по абсолютным отметкам местонахождений (около 20-40 м), аллювиальные и дельтовые образования или замещают последние по простиранию, либо могут быть вложены в них в виде погребенных русел, выполненных позднеказанцевскими речными накоплениями, как это наблюдалось автором в более южных районах, в бассейнах рек Муксунихи и Сухой Дудинки. Учитывая приведенные выше сведения о региональном денудационном перерыве перед отложением казанцевских слоев, можно ожидать находок дельтовых, лагунных и речных фаций в их основании. Появляется также возможность обнаружения континентальных фаций различного генезиса, залегающих под зырянскими слоями на водораздельных возвышенностях, за пределами береговой линии казанцевского моря.

ОТЛОЖЕНИЯ ЗЫРЯНСКОГО ГОРИЗОНТА И ПОЗДНЕЛЕДНИКОВЫЕ СЛОИ

Межледниковые отложения низменностей и котловин, лежащих между увалами Западного Таймыра, перекрыты комплексом ледниковых и водно-ледниковых отложений зырянского горизонта.

Помимо межледниковых слоев, зырянские отложения перекрывают скальный цоколь Западно-Таймырских увалов, а в низменностях изредка налегают на меловые отложения. Они образуют последний по времени формирования горизонт, имеющий региональное распространение.

На равнинах зырянские отложения венчают разрезы возвышенностей и на большей части территории образуют современную орографическую поверхность. Они нередко слагают отчетливо выраженные в рельефе холмы, гряды, наклонные или плоские равнины, местами же образуют покровы, облекающие неровности кровли подстилающих отложений. В обширных низинах зырянские ледниковые слои нередко размыты и перекрыты позднеледниковыми накоплениями.

На зырянских и позднеледниковых слоях залегают только небольшие маломощные линзы озерных и озерно-болотных отложений, приуроченные к локальным впадинам субстрата, - котловинам современных и древних озер. Зырянские отложения вместе с подстилающими их межледниковыми слоями прорезаны долинной сетью, образованной существующими поныне ручьями и реками.

Зырянские отложения представлены тремя основными генетическими типами: 1) собственно ледниковыми отложениями - валунными суглинками, супесями и песками, слагающими основную морену, холмисто-моренные накопления, краевые и конечные морены; 2) флювиогляциальными отложениями - песками, галечными песками и галечниками, слагающими зандры, флювиогляциальные террасы, озы и камы; 3) отложениями позднеледниковых бассейнов - песками, алевритами, глинами.

Прежде чем перейти к описанию зырянских отложений, необходимо остановиться на способах, с помощью которых устанавливается площадь их распространения.

Зырянские отложения вообще обнажены довольно слабо, в особенности это относится к ледниковым (моренным) отложениям и камовым накоплениям. Молодость холмисто-озерных ландшафтов, гряд краевых и конечных морен, а также их приуроченность к возвышенным междуречьям создают крайне неблагоприятные условия для образования обнажений. Эрозионная сеть еще не освоила эти участки. Слабые потоки текут среди холмов и гряд, то в виде «травяных» речек и бочаговых ручьев, почти не нарушающих растительного покрова, то в виде водотоков, с трудом пробивающихся по слабо оформленному руслу, загроможденному валунами, щебнем и галькой. Даже глубокие эрозионные рытвины, врезающиеся в склоны возвышенностей, чаще всего имеют оплывшие задернованные склоны и плоский тальвег, по которому течет плащеобразный поток.

Основная морена, залегающая в виде тонкого покрова, облекающего пологоволнистый субстрат, или слагающая с поверхности участки моренных равнин, обнажается исключительно редко, только в очень свежих разрезах и в тех случаях, когда она сложена грубым валунно-щебневым наносом или валунным песком. Валунные глины и суглинки, крайне подверженные солифлюкции, интенсивно идущей в условиях арктического климата, как правило, не обнажаются и опознаются лишь по оплывинам, обильно содержащим валуны, щебень и гальку.

Сравнительно лучше обнажены флювиогляциальные и озерно-ледниковые отложения низин и террас, занимающих крупные и малые понижения рельефа, так как к последним приурочены значительно более мощные водотоки, интенсивно обновляющие склоны своих отчетливо врезанных долин.

Ввиду слабой обнаженности зырянских отложений, установить распространение некоторых их типов можно лишь при дополнительном изучении разрезов косвенными методами: наблюдениями за характером мезорельефа и прослеживанием распределения продуктов местного переотложения и перемывания морен и грубообломочных флювиогляциальных отложений - крупных валунно-щебневых и валунно-галечных скоплений на поверхностях междуречий, по склонам долин, тальвегам ручьев, берегам рек и озер.

Последний из указанных способов, несмотря на кажущуюся ненадежность, дает очень хорошие результаты как в равнинной части исследованного района, так и на всем севере Западной Сибири и в Таймырской низменности. Непосредственными полевыми наблюдениями установлено, что валунные бечевники на малых и средних реках и валунные пляжи озер формируются только там, где непосредственно размываются зырянские грубообломочные отложения, выходящие по склонам долин или в руслах. При погружении зырянских слоев под уровень потоков крупнообломочный материал почти исчезает с бечевников и пляжей (или, по крайней мере, количество его уменьшается в десятки раз) на расстоянии в несколько сотен метров.

На междуречьях галечные скопления можно наблюдать в местах перегибов склонов, на вершинах холмов и в медальонах пятнистой тундры, где перемещения крупнообломочного материала в горизонтальном направлении почти не происходит.

Наблюдениями такого рода можно установить, правда, лишь минимальную площадь распространения зырянских слоев на междуречьях, так как значительные участки пологих склонов и ровных поверхностей покрыты сплошным растительным покровом, сквозь который проступают только очень крупные валуны. Все же полученные данные оказываются достаточно полными для уверенных интерполяций.

Описанный способ оказывается надежным благодаря особенностям местной геологической обстановки. Ни в северо-западной части Таймырской низменности, ни на северо-востоке Гыданского полуострова практически нет никакого другого источника, который мог бы поставлять обильный валунно-щебневый материал. Здесь нет выходов скальных пород и, следовательно, нет иных (элювиальных, делювиальных и пр.) грубообломочных отложений. Песчано-глинистая межледниковая толща, подстилающая зырянские слои, содержит очень мало валунов.

Рыхлые меловые отложения редко поднимаются к дневной поверхности и заключают лишь небольшие прослои песчаников и алевролитов. Обломки, образующиеся при разрушении последних как по форме, так и по петрографическому составу, резко отличаются от обломочного материала, вымытого из морен. Только самаровские ледниковые слои могут давать «ореолы рассеивания» ледниковых валунов и щебня, но они очень редко выходят на поверхность. Поэтому зырянские отложения практически являются единственным источником для образования крупных валунных скоплений по берегам рек, озер и на междуречьях.

Наблюдения над распределением выходов зырянских ледниковых и водно-ледниковых отложений, залегающих in situ, над распространением специфических ледниковых форм рельефа и размещением скоплений грубообломочного материала, позволяют установить характер распространения и залегания зырянских ледниковых слоев, а также их мощность.

Как уже упоминалось выше, кровля зырянских отложений на возвышенностях и увалах почти совпадает с современной орографической поверхностью, отклоняясь от нее местами на величину, равную мощности линз озерных отложений (до 8-10 м) или делювиальных плащей (обычно - доли метра). В низинах зырянские слои (в тех случаях, когда они не размыты) нередко погружаются под уровень речной сети.

Положение подошвы зырянских отложений при плащеобразном залегании (моренные покровы, равнины) незначительно отклоняется от кровли, и мощность их не превышает нескольких метров. В районах с холмисто-озерным и грядовым рельефом видимая мощность отложений достигает изредка 15-20 м.

Подошва отложений на этих участках располагается примерно на уровне оснований холмов и гряд. Относительная высота последних позволяет предполагать, что мощность слагающих их моренных и камовых накоплений местами достигает 30-50 м. Эти цифры весьма близки к пределу, указанному Н.Н. Соколовым (1934) для ледниковых отложений равнин.

Мощность отложений зандров, флювиогляциальных террас и озов колеблется в пределах от нескольких метров до 15-25 м. Не превышает последней величины и мощность озерно-ледниковых отложений.

До тех пор, пока существовало представление о ледниково-морском происхождении зырянских слоев, предполагалось (Сакс, 1945в, г), что мощность их в разрезах водораздельных плато достигает 80 и даже 100 м. Собранные в ходе геологических съемок сведения о мощности и фациальном составе зырянских отложений заставили пересмотреть вопрос об их генезисе и снизить мощность до указанных цифр. Однако остается весьма вероятным, что в пределах напорных ледниковых гряд (разрезы которых нам пока неизвестны), возможны локальные увеличения мощности до указанных В.Н. Саксом величин.

Перейдем к детальному описанию зырянских отложений отдельных участков.

Юго-западная окраина гор Бырранга

На южной окраине Западного Таймыра, исследованной автором в 1951 г., зырянские отложения залегают на пологих вершинах и склонах увалов, выстилают троговые долины, кары, цирки и частично слагают дно котловин Сырадасайской и Надудотурку.

Ледниковые отложения представлены серыми, бурыми и желто-бурыми валунными суглинками, супесями и песками. Валуны и щебень обычно составляют 20-40 % объема морены. В отдельных случаях, особенно в разрезе свежих ледниковых образований последней стадии зырянского оледенения, содержание валунов, крупной гальки и щебня в морене достигает 85%.

Ледниковые отложения. На полого-волнистых или плоских вершинах Западно-Таймырских увалов, по наблюдениям Ю.Л. Рудовица (1939) и нашим данным, морена залегает пятнами, выполняя незначительные понижения рельефа, и нередко соседствует с «каменными морями» - элювиальными развалами траппов, занимающими повышенные участки. Местами морену покрывает тонкий плащ нивального мелкозема.

На Водораздельных увалах, между Сырадасайской котловиной и р. Верхней Тамы, валунные суглинки залегают на отметках от 150-200 м до 300 м и более. Верховья притоков р. Верхней Тамы, еще не врезавшиеся в скальный цоколь, углубили свои русла на 3,5-4 м в бурую основную морену, переполненную валунами и щебнем. Помимо обломков местных основных изверженных пород, встречаются валуны палеозойских песчаников и сланцев. На столовой поверхности увала Тамы, лежащего к югу от Сырадасайской котловины, бурая суглинистая морена с валунами основных эффузивов, туфов и палеозойских песчаников неоднократно наблюдалась на высоте от 150-180 до 200-265 м (водоразделы рек Тамы и Глубокой).

В истоках р. Тамы в моренах попадаются неокатанные глыбы долерита объемом до 10 м³. На вершине Устьсырадасайского увала, в его западной части, валунные суглинки, перекрывающие базальты на отметках 160-170 м, содержат обломки розовых, серых и бурых палеозойских песчаников и крупные гальки серого и белого кварца, вынесенные со дна Сырадасайской впадины.

С поверхности увалов моренный покров спускается по склонам в котловины и троговые долины. Нередко, как это наблюдалось, например, на склонах Сырадасайского коридора, морена лежит на всех структурных террасах и перегибах склонов от подножия до вершины увала.

Моренный покров прерывается только элювиальными развалами остроугольных глыб базальтов и долеритов, скальными обрывами и коллювиальными накоплениями у их подножий. В пределах исследованной автором части Западного Таймыра нет ни одного участка, где можно было бы наблюдать выходящие на поверхность морские отложения, не перекрытые мореной.

В орографических понижениях - троговых долинах, котловинах - моренный покров компактнее и непрерывнее, чем на поверхности увалов. Он занимает, по данным А.П. Иванова, западную часть Сырадасайской впадины (долины р. Оленьей) и слагает частично размытые гряды по днищам больших долин. В восточной части впадины морена опускается до 110-100 м. Ниже по реке она уходит под накопления позднеледникового озерного бассейна, занимавшего пониженную часть впадины, Сырадасайский коридор и Наркайскую низину.

Восточнее меридиана 82°35' в обнажениях по р. Сырадасай, прорезающей плоское дно котловины, наблюдается грубая валунно-щебневая морена, почти не содержащая мелкозема, переполненная обломками местных пород - песчаников, алевролитов и долеритов. Морена имеет видимую мощность 12-17 м. Валуны несут ледниковые шрамы, штриховку.

В троговой долине р. Верхней Тамы бурая суглинистая морена выстилает дно и склоны, поднимаясь до 50-60 м над тальвегом, вплоть до обнаженных скалистых уступов. Мощность ее в среднем 2-6 м, местами увеличивается до 8-12 м. Обычно морена лежит непосредственно на скальном цоколе или основание ее опускается ниже уровня реки.

В обнажении 313-т, в среднем течении р. Верхней Тамы, наблюдается налегание морены на межледниковые бурые чистые супеси. Разрез имеет следующий вид (сверху вниз):

Основание обнажения на 0,7 м выше меженного уровня р. Верхней Тамы.

Покров морены выстилает также сквозную троговую долину, соединяющую истоки р. Верхней Тамы и верховья р. Крестьянки, такую же долину, соединяющую трог Верхней Тамы с котловиной оз. Сырута, дно и склоны последней. В моренах на берегу оз. Сырута встречаются валуны лампрофиров. Морена лежит на склонах котловины, занятой оз. Надудо-турку и по днищам открывающихся в нее многочисленных небольших трогов. К югу от Сырадасайской котловины она наблюдалась в троговых долинах по рекам Наголады, Тамы и истокам р. Глубокой.

Небольшой моренный покров наблюдался также на дне каров, врезанных в северный склон Сырадасайской впадины.

В трогах по рекам Тамы и Сырута морена налегает на супесчано-суглинистые отложения с морской фауной Муа sp. и Saxicava arctica (L.).

Ледниковые холмы и гряды довольно редки на всем Западном Таймыре. В исследованной нами южной части увалов низкие моренные холмы встречались в западной части Сырадасайской впадины, у подножия Усть-Сырадасайского увала, на дне троговых долин между озерами Сырута и Надудотурку и в истоках р. Глубокой. Ледниковые гряды, перегораживающие троговые долины, наблюдались в низовьях р. Верхней Тамы и в среднем течении р. Зырянки. Целая цепь небольших ледниковых гряд и холмов тянется у юго-восточного подножия увала Тамы.

Флювиогляциальные и озерно-ледниковые отложения. Флювиогляциальные отложения не играют существенной роли в сложении четвертичного покрова юго-западной окраины гор Бырранга. Они встречаются на ручье Крайнем, прорезающем северный склон Сырадасайской котловины, на реках Верхней Тамы и Шаку. Озерно-ледниковые отложения занимают восточную часть Сырадасайской котловины, Сырадасайский коридор и часть впадины Надудотурку.

Характеристика их дается довольно подробно, так как озерно-ледниковые отложения Таймыра не были описаны никем из исследователей.

Флювиогляциальные пески на р. Крайнем слагают 12-метровую террасу, в верхней части которой обнажены серые супеси, переслаивающиеся с песками мощностью около 5 м, перекрытые 3,5-метровым слоем гравийно-галечного песка. В нижнем течении р. Шаку, несколько выше выхода ее в Наркайскую низину, наблюдалась целая серия низких (5-7 м) флювиогляциальных террасок, сложенных гравийно-галечными песками.

Хороший разрез, вскрывающий пачку водно-ледниковых отложений, находится на р. Верхней Тамы, непосредственно ниже конечной морены, перегораживающей Верхнетаминский трог (обн. 345-т). В обнажении правого берега выходят:

Основание разреза на уровне реки (90 м абс. выс.).

Помимо своеобразных флювиогляциальных песков, обнажение интересно тем, что верхний слой представляет собой накопления приледникового бассейна, отложившиеся в непосредственной близости к краю ледника (линзы морены). Это обстоятельство позволяет связать время формирования озерно-ледниковых слоев с определенным положением ледникового края в Верхнетаминском троге. Так как последний открывается в Сырадасайскую впадину, естественнее всего полагать, что слой 1 обнажения 345-т и озерно-ледниковые отложения Сырадасайской впадины, к описанию которых мы переходим, представляют собой единое геологическое образование. Предположение это тем более вероятно, что высота кровли разреза над уровнем моря (97,5 м) примерно соответствует нижнему пределу залегания морены на дне Сырадасайской впадины.

Переход от морены к водно-ледниковым отложениям хорошо прослеживается и на р. Сырадасай, у западной границы бассейна. Мощная 12-17-метровая морена, обнажающаяся около пересечения рекой меридиана 82°35´ в. д. (обн. 266-т, 267-т), к востоку погружается под уровень потока. В 700 м ниже по течению реки (обн. 268-т) уже обнажаются озерно-ледниковые слои: ленточная супесь желто-серого цвета с тонкими прослоями голубовато-серой глины (3,5 м) и перекрывающий ее бурый песок с прослоями гравия и гальки (6,6 м). В разрезах, расположенных несколько ниже по р. Сырадасай, на гравийных песках появляется тонкий слой серой слоистой супеси. Кровля обнажения располагается на высоте 107-110 м над уровнем моря. В 5 км к востоку скальные породы и выходы морены исчезают из береговых разрезов, погружаясь под уровень потока, и р. Сырадасай до самого устья (75 км) размывает только озерно-ледниковые отложения. Поверхность озерно-ледниковой равнины несколько понижается по направлению к оси впадины. Главная река и притоки, прорезая ее, образуют обнажения высотой 12-15 м. Лучшие из них находятся в низовьях рек Наголады и Тамыяха.

Около устья р. Наголады, на ее левом берегу, расположен следующий разрез (обн. 201-т, сверху вниз):

Кровля обнажения лежит на 85 м абс. высоты, в 12 м над уровнем реки.

Несколько выше по реке (обн. 203-т) пески слоя 5 переходят в типичные ленточные отложения, с четким чередованием зимних лент серого алеврита толщиной 1-2 см и летних - песчаных по 1-3 мм. Летние ленты иногда содержат мелкие обрывки стеблей и листьев мхов. В 6 км от устья р. Наголады прорезает слои галечников, соответствующие слою 3 обнажения 201-т. Галечники состоят из крупной гальки долерита, базальта, окатанных обломков конгломерата и мелких галек халцедона и кварца. На 10-м километре поверхность озерно-ледниковой террасы, заходящая по Таминскому трогу в глубь увала Тамы, поднимается на 9-10 м над рекой (100 м над уровнем моря). Верхнюю часть ее разреза слагают валунные галечники.

На устье р. Тамы, правого притока р. Сырадасай, в 13 км к востоку от описанных выше разрезов, расположен ряд обнажений (181-т, 182-т и др.), вскрывающих ленточные алевриты мощностью до 8,2 м, с 300-350-годичными лентами, перекрывающие их гравийно-галечные разнозернистые пески изменчивой мощности (до 1,5 м) и верхнюю пачку слоистых глинистых песков мощностью 0,9-3,5 м. Летние слои годичных лет очень тонкие (1-0,5 мм) песчаные, зимние - алевритовые по 2-3 см толщиной.

Выше по реке, близ южного склона Сырадасайского коридора, в обн. 353-т разрез озерно-ледниковых отложений выглядит следующим образом (сверху вниз):

Основание разреза на 1,65 м выше уровня реки или на 70 м выше уровня моря. В слое 5 насчитывается около 180 годичных лент.

Весьма характерен минералогический состав флювиогляциальных и озерно-ледниковых отложений. Флювиогляциальные пески из Верхнетаминского трога почти целиком состоят из продуктов разрушения основных эффузивов. 83% зерен размером 0,25-0,05 мм представлены обломками долеритов, базальтов, туфов; 17% составляет тяжелая фракция, в которой абсолютно доминируют пироксены (95%).

На составе отложений Сырадасайского ледникового озера уже сказывается влияние осадочных пород, слагающих дно и склоны впадины. Зерна размером 0,25-0,05 мм представлены кварцем, полевыми шпатами; обломков пород мало. Тяжелая фракция составляет не более 11,5%, но содержание пироксенов в ней по-прежнему высоко (80%).

Описанных выше разрезов достаточно для общей характеристики озерно-ледниковых отложений, детальное же их изучение для геохронологических исследований - дело будущего. Можно отметить лишь некоторые характерные особенности: малую толщину летних слоев, отложившихся в центральных частях бассейна, по отношению к зимним, а также ее увеличение по направлению к берегам. Весьма интересно наличие в летних слоях годичных лент остатков мхов, указывающее на появление тундровой растительности на освобождавшихся ото льда участках.

Особое внимание обращает на себя постоянное присутствие в верхней части разреза значительного слоя галечников или грубых гравийио-галечных песков, подстилаемого и перекрываемого озерными алевритами и песками. Формирование этого слоя грубообломочных отложений мы связываем с активизацией долинных ледников во время заключительной стадии зырянского оледенения. Соответственно слои, лежащие под галечниками, датируются как межстадиальные, а сами галечники и лежащие над ними слои определяются как стадиальные, флювиогляциальные и озерно-ледниковые. Такая датировка отложений подтверждается и тем, что в локальных понижениях кровли покровных галечников лежат только редкие тонкие линзы послеледниковых озерных илов, а хорошо сохранившаяся поверхность террасы позднеледникового бассейна прорезается системой круто врезанных и слабо разработанных долин с единственной речной террасой (пойменной).

Соотношение морены, флювиогляциальных галечников и озерно-ледниковых отложений в Сырадасайской впадине и особенно в Верхнетаминском троге позволяет предполагать, что ледниковые отложения, наблюдавшиеся в троговых долинах Водораздельного увала и увала Тамы, а также маломощная морена в карах и цирках, лежащих севернее Сырадасайского увала, сформировались в заключительную (позднеледниковую) стадию зырянского оледенения.

Ни флювиогляциальные, ни озерно-ледниковые отложения, как правило, не содержат органических остатков. Как уже упоминалось выше, ничтожное количество обрывков растительной ткани встречается в летних слоях ленточных алевритов. В этих же отложениях попадаются немногочисленные остатки диатомовых водорослей (13 видов).

О зырянских ледниковых отложениях в смежных районах Западного Таймыра

Вопрос о распространении зырянских ледниковых отложений на всем Западном Таймыре имеет существенное значение для палеогеографии Енисейского Севера в зырянское и послеледниковое время. Поэтому на нем следует остановиться особо, тем более что он, хотя и не являлся предметом открытой дискуссии, решался каждым исследователем по-своему.

На западных склонах Западно-Таймырских увалов поверхностная морена наблюдалась еще И.А. Лопатиным (1897), посетившим «Каирские горы» в 1866 г. Спустя 70 лет Н.Г. Акатов и Т.П. Кочетков (1936), описывая западное побережье Западного Таймыра, указывали, что между бухтой Широкой и мысом Макаревича пологие склоны плато, спускающиеся к заливу, обрываются 8-12-метровыми уступами, сложенными траппами, перекрытыми ледниковыми образованиями и делювием. Между мысом Бражникова и Диксоном простирается изрезанный бухтовый берег, вдоль которого наблюдается чередование вытянутых гряд и широких корытообразных долин, выполненных ледниковыми и современными образованиями. Из описания этих исследователей видно, что высокие берега на этом участке имеют 10-15-метровые скальные обрывы, над которыми располагается неширокая «терраса», представляющая собой вблизи бровки оглаженную ледником поверхность траппов, а выше - пологий склон, сложенный ледниковыми и рыхлыми образованиями. На расстоянии 40-60 м от берега этот склон переходит в склоны плато. Гривки траппов образуют возвышенности - столовые горки со сглаженной поверхностью или бараньими лбами с плохо сохранившейся ледниковой штриховкой. В широких и глубоких ледниковых долинах реки текут почти прямолинейно, пойменные террасы не развиты. Реки Омулевая, Матвеевка, Максимовка в низовьях бегут в ущельях глубиной 15-25 м, прорезая неровности ложа ледниковых долин.

Совокупность описанных Н.Г. Акатовым и Т.П. Кочетковым проявлений оледенения определенно указывает на его молодой возраст и позволяет предполагать распространение зырянских отложений вплоть до берега Енисейского залива.

Н.М. Парханов, исследовавший в 1938-1940 гг. бассейн р. Крестьянки, наблюдал «верхнюю морену», лежащую на морских песках и глинах на склонах горы Базисной и по берегу Енисейского залива, где 2-3-метровый слой валунного суглинка перекрывает межледниковые морские пески и глины видимой мощностью до 21 м. Особенно интересно описанное им обнажение на левом берегу р. Крестьянки, в 6 км от впадения ее в залив. Там на скальном цоколе покоится 4-5-метровый слой нижней (самаровской) морены, перекрытый 6-7-метровой пачкой песков с Turritella reticulata (Migh. et Adams.), Neptunea despecta (L.), Cardium ciliatum Fabr., Macoma calcarea (Chemn.), Mya truncata L., Saxicava arctica (L.) (определения В.Н. Сакса) и лежащими на ней валунными суглинками верхней морены мощностью 2 м. Такой же разрез обследован Н.М. Пархановым на р. Левой Рогозинке, где над нижней мореной, лежащей на скальном цоколе, выходят морские пески с фауной, перекрытые верхней мореной - валунным суглинком с обломками пермских осадочных пород и триасовых основных эффузивов. Этот же исследователь указывает, что морена в большинстве случаев лежит на бореальных (межледниковых морских - С. Т.) слоях, и что значительная часть последних уничтожена оледенением.

Та же мысль, в несколько иной форме, высказывается И.Л. Рысюковым (1940), писавшим, что верхняя морена образовывалась частично за счет межледниковых морских отложений.

В более ранней работе И.Л. Рысюков отметил, что к верхней (второй) морене относится преобладающее количество эрратических валунов траппов, гранитоидов и мезозойских осадочных пород, широко распространенных на денудационной поверхности района (т.е. на вершинах Западно-Таймырских увалов. — С. Т.).

Эти представления И.Л. Рысюкова весьма примечательны. Выше, при описании самаровских отложений, мы указывали, что возраст ледниковых слоев и валунных скоплений, лежащих непосредственно на скальном цоколе увалов, не может быть определен, исходя из стратиграфических соотношений, так как они не перекрыты позднейшими накоплениями. Поэтому следует использовать косвенные данные. К числу их прежде всего следует отнести свежесть валунно-галечного материала, хорошую сохранность бараньих лбов, почти полное отсутствие делювиального чехла на склонах и эмбриональный характер примитивно устроенных эрозионных долинок на междуречьях, свидетельствующие о недавнем исчезновении ледникового покрова.

Широкое распространение верхней (зырянской) морены на Западном Таймыре подтверждается также документацией горных выработок как довоенных, так и последних лет. На каких бы элементах рельефа не закладывались шурфы и канавы, поверхностный слой всегда представлен валунным суглинком, неизмененным склоновыми процессами. Об этом же свидетельствует само отсутствие позднейших накоплений на верхней морене. В том случае, если бы валунные суглинки, лежащие на пологоволнистой поверхности увалов выше границ распространения межледниковой трансгрессии (180-200 м), находились бы там непрерывно с самаровского времени, то на повышениях они были бы переработаны плоскостным смывом, а локальные орографические понижения заполнились бы продуктами их перемыва. При этом отложения низинок должны были бы содержать остатки растений, наземной или пресноводной фауны, соответствующей благоприятным климатическим условиям межледникового века. На деле же в понижениях наблюдается только тонкий свежий плащ нивального мелкозема, и ни один из исследователей никогда не находил отложений, которые можно было бы принять за континентальные межледниковые накопления.

Ю.Л. Рудовиц (1939) наблюдал залегание верхней морены на морских межледниковых слоях южнее бухты Лемберова, у мыса Макаревича и восточнее устья р. Убойной. В бухте Полынья, у мыса Двух Медведей и в бухте Ефремова, по его же данным, она лежит непосредственно на скальном цоколе, иногда отполированном ледником. В бассейнах рек Кузнецовой, Рогозинки и Крестьянки верхней мореной сложены конусообразные сопки на водораздельных высотах и возвышенности в бассейнах рек Глубокой, Каменки и Потокуя.

На геологической карте Западного Таймыра (Труды ААНИИ, т. 121, 1939), составленной Д.К. Александровым, Т.П. Кочетковым, Е.М. Люткевичем и И.Л. Рысюковым, нанесено широкое поле распространения верхней морены между северным склоном увалов и берегом Карского моря и в бассейне р. Убойной, а также многочисленные ее «пятна» как на поверхности увалов (выше границ трансгрессий), так и на прибрежной низменности, опоясывающей побережья Енисейского и Пясинского заливов. При этом контуры «пятен» показаны совершенно одинаково как среди полей межледниковых морских отложений, которые перекрываются верхней мореной, так и среди площадей с послеледниковыми морскими отложениями, прислоненными к морене.

Такая рисовка контуров свидетельствует прежде всего о том, что авторы карты не имели четкого представления о соотношении морских и ледниковых отложений на Западном Таймыре (это видно достаточно ясно и из описаний четвертичных отложений, содержащихся в их статьях, помещенных в том же сборнике). Более того, они прямо игнорировали как свои собственные фактические данные, приведенные выше, так и наблюдения Ю.Л. Рудовица и Н.М. Парханова. Это привело к тому, что при изображении четвертичного покрова решающую роль сыграла идея о широком распространении на Западном Таймыре морских послеледниковых слоев, хотя для выделения последних авторы карты, как мы увидим дальше, не располагали убедительными данными.

Поскольку проблема морских послеледниковых слоев будет предметом специального раздела работы, ограничимся изложенным, указав лишь, что даже в проведении этой идеи авторы были непоследовательны. Так, изобразив послеледниковые морские слои на отметках до 150-200 м, они в то же время показали широкое поле верхней морены, не перекрытой позднейшими морскими отложениями по самым низким частям Карского побережья.

В.А. Черепанов, исследовавший в 1953-1954 гг. четвертичные отложения Западного Таймыра как возможные коллекторы алмазов, пришел к заключению об отсутствии верхней морены за пределами троговых долин и сопоставил долинное оледенение увалов с сартанским оледенением. В его схеме вообще не осталось места зырянским ледниковым слоям.

Не говоря уже о малой вероятности подобного явления в теоретическом аспекте, так как зырянское оледенение, охватившее все горные районы Сибири и обширные части равнин, не могло «обойти» Западный Таймыр, отметим, что В.А. Черепанов не учел наблюдений предшественников и не дал им никакого иного толкования. Установив путем морфометрического анализа серию межледниковых морских террас, он полагал, вероятно, что они могли сохраниться только при отсутствии последующего значительного оледенения, хотя это совершенно не обязательно.

На «Карте четвертичных отложений Советской Арктики в масштабе 1:2 500 000» (Стрелков и др., 1959) была допущена неточность в изображении зырянских отложений Западного Таймыра. В.Д. Дибнер, составлявший Таймырскую часть карты, объединил (в соответствии со сложившимися к тому времени представлениями) все морские слои в единую межледниковую толщу, но не показал перекрывающей ее зырянской морены даже там, где она определенно установлена, в частности, на всем Карском побережье и на большей части Енисейского. Такое изображение находится в противоречии как с текстом объяснительной записки, так и с фактическими сведениями. Несмотря на малую мощность зырянских ледниковых отложений, они должны наноситься на карты как стратиграфический горизонт, имеющий важное значение.

Автор полагает, что как материалы, собранные исследователями Западного Таймыра в довоенные годы, так и его собственные наблюдения на южной окраине Западного Таймыра свидетельствуют в пользу регионального распространения зырянской (верхней) морены. То обстоятельство, что ледниковые отложения малой мощности (к тому же еще частично сформированные за счет подстилающих морских слоев) в условиях слабой обнаженности района не всегда диагностировались и часто пропускались при геологической съемке, не должно удивлять исследователя, особенно если учесть специфическую направленность геологических работ на решение вопросов стратиграфии, угленосности, тектоники и петрологии дочетвертичных отложений.

Однако помимо обстоятельств субъективного порядка, существует и объективная причина, породившая как противоречивые решения при нанесении на карты зырянских отложений, так и представление о послезырянских морских слоях, лежащих на значительной (до 150-200 м) высоте над уровнем моря (Люткевич, 1940). Причина этого - существование отдельных участков, на которых морские четвертичные отложения не перекрыты мореной. Они отмечены Ю.Л. Рудовицем и Е.М. Люткекичем. Первый относил их к межледниковым слоям, второй - к послеледниковым. Ю.Л. Рудовиц полагал, что отсутствие верхней морены на некоторых участках является следствием существования ледников скандинавского типа: фирновые поля, питавшие долинные глетчеры, естественно, не могли ее оставить. Представления Ю.Л. Рудовица кажутся довольно обоснованными, хотя широкое распространение следов ледниковой деятельности на всем Западном Таймыре как будто бы говорит о более значительном, полупокровном, оледенении.

Возможно также, что существование подобных участков представляет собой такой же естественный результат неравномерности ледниковой деятельности, как и повсеместно наблюдающиеся в областях древнего оледенения и по окраинам современных ледников обнаженные поверхности скального ложа, перемежающиеся с пятнами и полосами моренного покрова.

Приведенные выше сведения позволяют утверждать, что ледниковые отложения зырянского возраста залегают не только в высокой центральной части Западного Таймыра, но распространены по его пониженным окраинам вдоль Карского и Енисейского побережий и доходят до современной береговой линии.

Наркайская возвышенность и низина Наркай

На Наркайской возвышенности, примыкающей к юго-восточной окраине Западно-Таймырских увалов, известны многочисленные небольшие поверхностные выходы бурых валунных суглинков с валунами западнотаймырских пород. На перегибах склонов, в руслах ручьев и рек, по берегам озер наблюдаются мощные валунные скопления. Река Быстрая, прорезающая Наркайскую гряду выше устья р. Нюадары, течет по сплошному валунному руслу, образуя мощные перекаты.

В юго-восточной части возвышенность состоит из серии параллельных гряд относительной высотой до 50-40 м. Западная часть Наркайской возвышенности имеет в плане вид крутой дуги, обращенной выпуклостью к юго-востоку. Во внутренней части дуги, между возвышенностью и невысокой скальной гривкой Устьсырадасайского увала, расстилается плоское дно низины Наркай, лежащее на отметках 70-80 м. Наркайская низина выполнена слоистыми озерными песками и алевритами, вскрывающимися по берегам рек Быстрой, Наркай-Горла, Шаку и многочисленных озер. В пределах низины крупнообломочный материал отсутствует, так как моренный покров почти повсюду погружен ниже уровня гидросети, и реки размывают только более поздние озерные слои.

Отложения Наркайского позднеледникового озера в обнажении 159-т, расположенном на правом берегу р. Шаку в 4,8 км от устья, имеют следующее строение (сверху вниз):

Основание разреза на высоте 3,4 м над уровнем реки (60 м над уровнем моря).

В этом 18-метровом разрезе выходят, судя по неустойчивости литологического состава и неправильной слоистости, прибрежные фации озерных слоев. Чередование слоев различного состава указывает на колебания уровня водоема. Характерно, что обрывки растительной ткани, главным образом фрагменты веточек мхов, образующие торфянистые пропластки, появляются только в верхней половине разреза, а в нижней - залегают стерильные, хорошо промытые, пески. Контакта с ледниковыми отложениями не наблюдается, они лежат ниже уровня реки.

Валунные скопления и выходы морены появляются вдоль тылового шва Наркайской низины, у проксимального склона Наркайской гряды, на отметках 900-100 м, соответствующих высоте береговой линии Сырадасайского приледникового озера. Это позволяет считать, что накопление осадков, выполняющих Наркайскую низину, шло в бассейне, свободно сообщавшемся с Сырадасайским озером через Сырадасайский коридор и котловину Надудотурку. Во время существования этого водоема котловина озера Надудотурку или, по крайней мере, ее южная часть уже освободились от ледникового покрова. На появление в это время участков суши, свободных ото льда и начавшихся покрываться растительностью, указывает присутствие торфянистых пропластков в отложениях Наркайского озера.

Позднеледниковые озерные отложения Наркайского бассейна прорезаны глубокой долиной р. Шаку, в среднем течении которой над пойменной террасой поднимаются еще 2-3 узкие террасы высотой до 7 м, сложенные немыми косослоистыми песками и галечниками флювиогляциального облика.

Эти террасы образовались, вероятно, во время отложения поверхностных галечников Сырадасайской котловины и соответствуют последней фазе активизации долинных ледников Западного Таймыра и спуску вод приледникового бассейна.

Пуринский увал, возвышенности Пуринская, Бодача и Среднепуринская низина

По данным В.Н. Сакса (1945), наблюдениям Н.Э. Гернгардт и Н.Н. Куликова в 1954-1955 гг., валунные суглинки и супеси основной морены распространены на поверхности Пуринского увала и Пуринской возвышенности, в их северной части, где они залегают на триасовых базальтах, либо на межледниковых морских слоях, а также по западной, северной и северо-восточной окраинам возвышенности Бодача. Центральная часть последней и южная половина Пуринской возвышенности заняты водно-ледниковыми отложениями - преимущественно песками, образующими холмистые накопления типа камов.

Лежащая между восточным окончанием Наркайской возвышенности, возвышенностями Бодача и Пуринской Среднепуринская низина с отметками 50-60 м сложена с поверхности флювиогляциальными песками.

В низовьях р. Малой Пуры обнажаются супеси ленточного типа, отложившиеся, по-видимому, в приледниковом бассейне.

Возвышенности, Чилку, Ерв-Седа и Лыдде

Северная часть возвышенности Чилку до широты одноименного озера сложена с поверхности почти сплошным покровом валунного суглинка. Небольшие разрезы, вскрывающие морену на видимую мощность до 1,8-4 м, наблюдались по берегам озер Чилку, Алфеевского, Налимьего, на западных склонах возвышенности - по рекам Оленьей и Спокойной, на водоразделах между реками Спокойной и Сарихой, Глубокой и Быстрой. Обычный для этих участков литологический тип морены - бурые валунные суглинки и супеси. Содержание валунов, крупного щебня и гальки варьирует в широких пределах: от 5-10 до 50-60%. Преобладают обломки долерита, базальта, серых и палевых палеозойских песчаников, серого и белого кварца. В истоках р. Малой Гольчихи в многочисленных оплывинах валунного суглинка, помимо обломков перечисленных пород встречены валуны полимиктовых песчаников, на оз. Чилку - граносиенита, лампрофиров, на мысе Шайтанском - крупные глыбы щелочного граносиенита с эгирином.

Восточнее и южнее оз. Чилку морена почти исчезает из разрезов. Она замещается водно-ледниковыми песками камовых массивов и погружается под зандровые пески Моховой Лайды.

Небольшие понижения рельефа, вдающиеся в возвышенность Чилку с запада - Подгорная низина и слабо выраженная депрессия, занятая бассейном р. Сарихи, несут покров водно-ледниковых мелкозернистых песков и алевритов мощностью до 8-10 м. Разделяющая низины гряда Рурдок, судя по единичным обнажениям, сложена песками с прослоями галечника, перекрытыми покровом валунного суглинка мощностью до 1-3 м.

В южной части возвышенности Чилку покров ледниковых отложений выражен не столь отчетливо. Мощность морены не превышает 1,5 м. Большая часть выходов зырянских отложений представлена россыпями валунов, гальки, щебня на вершинах и склонах холмов. По-прежнему многочисленны скопления валунов в руслах рек и на пляжах озер. В истоках р. Чайки и на водоразделе рек Сарихи и Сопочной распространены водно-ледниковые накопления, слагающие группы камовых холмов.

Покров валунно-галечных супесей, суглинков и песков устанавливается и на той части возвышенности Чилку, где предполагалось распространение каргинских отложений. Они встречены А.П. Пуминовым в бассейнах рек Чайки (обн. 152, 154-п) и Гольчихи (обн. 235, 236-п). А.П. Пуминов при описании каргинских морских отложений специально отмечает обилие крупнообломочного материала в самой верхней их части. Он связывал это явление с перемывом морских осадков при регрессии моря, но отложения, венчающие разрезы «каргинских» слоев, чаще всего не сортированы, а подстилающие горизонты не содержат крупных обломков горных пород.

По сниженному юго-западному склону возвышенности Чилку, опускающемуся к Енисейскому заливу между мысом Сопочная Карга и устьем р. Сарихи, выходы бурых валунных супесей и песков прослеживаются до береговой черты.

Несортированные отложения с валунами, щебнем и галькой имеют небольшую мощность (0,5—1,5 м). Облекая неровности субстрата, они опускаются до высоты 10-20 м над уровнем залива (обн. 204-208-п, 446-456-т). Валунная мостовая, образовавшаяся при размыве ледниковых слоев, лежит почти на уровне залива у северного склона возвышенности Шайтанского мыса.

На возвышенности Ерв-Седа отдельные пятна и выходы морены, а также значительные валунно-галечные скопления на вершинах холмов и по руслам неглубоко врезанных ручьев и речек наблюдаются в северной части, в истоках рек Казачьей и Мезенной. Большая часть возвышенности сложена с поверхности водно-ледниковыми палевыми и желтыми мелкозернистыми песками, образующими обширные всхолмления типа камовых массивов или плоские и полого-волнистые флювиогляци-альные равнины и террасы. Валунно-галечно-щебневые покровы распространены особенно широко на вершинах холмов, перегибах склонов. Нередко они занимают сотни и тысячи квадратных метров поверхности. Так, на правобережье р. Правой Мезенной, в среднем ее течении, один из крупных валунно-галечных покровов непрерывно прослеживается на площади около квадратного километра.

Петрографический состав валунов, щебня и гальки остается прежним: преобладают долериты, базальты, миндалекаменные базальты, палеозойские песчаники и сланцы, встречаются обломки меловых алевролитов и песчаников с обильными остатками турон-коньякских пелеципод и гастропод, кварц, халцедон. В бассейне р. Моховой найдены единичные валуны таймырских гранитов.

Сниженная северо-западная часть возвышенности Ерв-Седа, лежащая в бассейнах рек Гольчихи и Моховой, считалась ранее полем распространения каргинских морских отложений. Возникновению этой точки зрения способствовала слабая обнаженность верхней части разреза. Однако и там, как удается установить при просмотре первичных полевых описаний, существуют отдельные выходы ледниковых и водно-ледниковых накоплений, залегающих прямо на поверхности, а также значительные скопления валунно-галечного материала на перегибах рельефа, по тальвегам лощин, руслам ручьев и бечевникам рек. Об этом же свидетельствуют и результаты наблюдений автора, сделанных в этой части возвышенности.

Стоит подняться на склоны правого берега Енисея восточнее пос. Воронцово, как появляются первые признаки присутствия ледниковых отложений, венчающих разрез коренного берега. Крупное скопление валунов лежит у подножия Воронцовских створных знаков. На правом берегу Воронцовского ручья над полого-волнистой поверхностью водораздела поднимаются два бугра, усеянные валунно-галечным материалом. Валунные суглинки образуют оплывины в верховьях лощин.

Между долинами рек Енисея, Гольчихи и Моховой выходы морских песков с обильной фауной покрыты осыпями, обильно содержащими гальку и валуны, вымытые из лежащих выше слоев. Иногда удается наблюдать небольшие разрезы, в которых валунная супесь или валунно-галечные немые пески мощностью 0,8-1 м перекрывают морские слои (обн. 688-п, 676-679-п). В обн. 235-п, 236-п и 246-п на р. Гольчихе разрез венчают валунные супеси, галечно-гравийно-валунные слои или покровы гальки и валунов, располагающиеся на поверхности над бровкой береговых уступов. Даже на полого-волнистой задернованной и заболоченной поверхностях междуречий попадаются крупные валуны (обн. 946, 960, 965-п). Левые притоки р. Моховой, слабо врезанные верховьями в поверхность междуречья, текут по валунно-галечным руслам.

Обширное поле водно-ледниковых накоплений, слагающих камовый массив «Черные сопки», занимает юго-западную часть возвышенности Лыдде. В единичных обнажениях по истокам рек Моховой, Хабей, Синюяха выходят мелкозернистые и среднезернистые косослоистые пески с прослоями гравия и гальки. Валунно-галечные покровы на поверхности и скопления грубообломочного материала по тальвегам лощин и мелких долинок повсеместны.

Валунно-щебнево-галечные скопления наблюдаются в верхней части крутых северо-западных склонов возвышенности, обращенных к Моховой Лайде. Валунные суглинки выходят на юго-восточном склоне, в бассейне р. Сыхкочи, где они залегают на санчуговских морских глинах и алевритах.

В восточной части возвышенности Лыдде, представляющей собой сравнительно узкую гряду с пологим северо-западным и крутым юго-восточным склонами, ледниковые отложения обнажены чрезвычайно слабо, их состав и строение практически неизвестны.

Среди валунов преобладают обломки основных изверженных пород: долеритов, базальтов; меньше - палеозойских песчаников, аргиллитов, алевролитов. Галька и щебень представлены обломками тех же пород кварца, халцедона, базальтовых туфов, известняка.

Моховая Лайда, Нюадарская и Верхнеагапская низины

Моховая Лайда и Нюадарская низина заняты единым полем водно-ледниковых отложений. Возвышенность Лыдде отделяет его от северного окончания флювиогляциального поля Верхнеагапской низины, разделенного на несколько «заливов» юго-восточными ответвлениями возвышенности.

В Нюадарской низине, лежащей у подножия увала Тамы, распространены косослоистые палевые и серые среднезернистые и мелкозернистые пески с прослоями гравия и гальки. Мощность песков в отдельных выходах доходит до 6 м. Флювиогляциальные пески ложатся на размытую поверхность морских отложений. В обнажении 130-т на р. Нюадаре пески покрыты маломощной (0,3 м) абляционной мореной - бурым пылеватым песком, содержащим 45-50% гравия, гальки и валунов.

В Нюадарской низине встречаются одиночные камы караваеобразной и уплощенно-конической формы. Один из них, имеющий относительную высоту 14 м, подрезан р. Шаку в обнажении 144-т. Обнажение срезает среднюю часть холма в месте, где высота его достигает 11 м. Под покровом абляционной морены, представленной охристым пылеватым песком с единичными валунами и галькой, вскрывается пачка косослоистых и диагонально-слоистых песков видимой мощностью 5 м. Пески крупнозернистые, гравийные. Косые пачки содержат гравийно-галечные прослои с невысоким содержанием грубых обломков, в горизонтальных же пачках галька составляет до 50% объема слоя.

В северной части Моховой Лайды, прилегающей к р. Быстрой, флювиогляциальные пески распространены главным образом у подножия возвышенности Бодача и на невысокой грядке, разделяющей Среднебыстринскую и Кабыга-Бигайскую котловины. Сами котловины заняты озерно-ледниковыми накоплениями. В меньшей по размерам Кабыга-Бигайской котловине лежит покров озерно-ледниковых песков, большая - Среднебыстринская - выполнена ленточными алевритами и глинами мощностью более 15-20 м. Они обнажаются по низовьям рек Извилистой, Чулыо, Алфеевской, Чилкуяха и по правому берегу р. Быстрой в пределах широтного колена. Первоначально автор относил эти отложения к лагунным фациям санчуговских слоев, но предпринятое впоследствии тщательное исследование соотношения их с морскими слоями, а также особенностей распространения крупнообломочного материала и рельефа поверхности на этих участках, привело к выводу об их озерно-ледниковом происхождении.

Южная часть низины, или собственно Моховая Лайда, лежащая между реками Быстрой, М. Гольчихой, Моховой и Пурой, представляет собой настоящее море флювиогляциальных песков, раскинувшееся на площади более 2000 км². Это типичное по морфологическим особенностям зандровое поле сложено толщей мелкозернистых и тонкозернистых песков, мощность которых достигает местами 25-30 м. Пески имеют желтую, серую и палевую окраску. Слоистость в нижних пачках косая, в верхних - диагональная, горизонтальная или чешуйчато-линзовидная. Размер песчаных зерен, как правило, уменьшается вверх по разрезу. Крупнообломочный материал - галька, щебень, мелкие валуны - встречаются редко, главным образом по краям низины или появляются в осыпях в тех местах, где обнажаются самые нижние горизонты, лежащие с резким размывом на подстилающих морских санчуговских глинах и алевритах.

В верхних слоях флювиогляциальной толщи нередко присутствуют тонкие миллиметровые слойки обрывков растительной ткани (мхов, осок). В единичных случаях, в частности в обнажении 13-т в низовьях р. Седакуяха, где мощность песков доходит до 28 м, обрывки растительной ткани встречены и в нижних слоях. Там же найдена хорошо окатанная галька древесины, вымытой, очевидно, из подстилающих (казанцевских?) отложений. Прослойки торфяного войлока в верхней части песчаной толщи особенно обильны по южным окраинам Моховой Лайды, на правобережье р. Моховой.

Эта особенность отложений, сближающая их с пойменными фациями аллювия полярных рек, позволила А.П. Пуминову считать пески, обнажающиеся по р. Моховой, накоплениями первой надпойменной террасы. Лишь впоследствии, когда исследованиями была охвачена вся Моховая Лайда, выяснилось региональное распространение песчаных отложений и морфологические особенности поверхности низины, позволяющие считать ее типичным зандром.

Вдоль южного края Моховой Лайды, вероятно, есть и озерно-ледниковые отложения. Алевриты и глины ленточного типа встречаются в низовьях р. Хабей. Они приурочены к более высокому гипсометрическому уровню, чем отложения текучих вод, и слагают полосу плохо выраженной в рельефе узкой террасы, прислоненной к северо-западному склону возвышенности Лыдде. Накопление их могло идти в узком краевом бассейне между лопастью ледника, занимавшей Моховую Лайду, и склоном возвышенности. Косвенным подтверждением присутствия озерно-ледниковых слоев на этом участке может служить почти полное отсутствие валунно-галечных скоплений на почти плоском междуречье, разделяющем низовья рек Хабей и Синиюяха. Поверхность его лежит на высоте 60-70 м над уровнем моря, на 25-30 м выше дистального края зандра Моховой Лайды.

Водно-ледниковые накопления Верхнеагапской низины, по наблюдениям Н.Н. Куликова в 1954 г., по своим особенностям очень близки к флювиогляциальным отложениям Моховой Лайды.

Поле немых мелкозернистых палевых и светло-серых песков, начинающееся на отметках около 90-100 м у юго-восточных склонов возвышенности Лыдде, постепенно снижается к югу до высоты 60-70 м над уровнем моря. Ширина его между возвышенностями Ерв-Седа и Джангодской достигает 45-50 км. Мощность песчаной толщи доходит до 15-20 м. Пески содержат прослои гравия и гальки толщиной 20-30 см, рассеянную по разрезу гальку, отдельные валуны. Слоистость в песках - диагональная, косая, реже - горизонтальная. Вверх по разрезу уменьшается количество грубообломочного материала и размер песчаных зерен, увеличивается содержание пылеватых и глинистых частиц; слоистость становится более спокойной.

Поверхность песчаной равнины между реками Казак-Дяга и Агапой нарушается системой невысоких меридиональных песчаных гряд, образующих Мядованкское озовое поле.

В обширных плоских понижениях песчаные отложения со слоистостью текучих вод постепенно сменяются вверх по разрезу накоплениями слабопроточных или стоячих водоемов: мелко- и тонкозернистыми песками с горизонтальными пропластками серой супеси и слойками намывного торфа общей мощностью до 10-12 м.

В границы района исследований входит только северная окраина поля водно-ледниковых отложений, занимающих Верхнеагапскую низину. Оно простирается еще на 100-120 км к югу, достигая подножия гряды Ньяпан - краевой морены ньяпанской стадии зырянского оледенения Средне-Сибирского плоскогорья.

По северной окраине Верхнеагапской низины расположены небольшие участки с выходами ледниковых отложений. Песчаная и супесчано-суглинистая морена имеет мощность от 0,2 до 5 м. Песчаные разности представлены разнозернистым глинисто-гравелистым песком с небольшим количеством валунов, щебня, гальки. Большая часть крупных обломков концентрируется в верхней части морены. К таким участкам приурочены обширные поверхностные валунные скопления, загромождающие русла и берега рек. Переход от поля водно-ледниковых песков к моренной равнине особенно хорошо заметен на р. Агапе ниже устья р. Паюяха: спокойная, плавно изгибающаяся среди песчаных отмелей, широкая река превращается в узкий стремительный поток, прорывающий мощные грубообломочные скопления, ограниченный валунными коргами берегов и бечевниками, одетыми сплошными валунными мостовыми.

В зырянских отложениях бассейна среднего течения р. Агапы, по данным Н.Н. Куликова и В.С. Ломаченкова, преобладают валуны долеритов и базальтов (до 70 %); четвертую часть составляют палеозойские песчаники, алевролиты и сланцы. Единично встречаются гранит-порфиры (близкие к породам Пясинской интрузии), гранодиориты и роговообманковые граниты (сходные с породами малых интрузий Западного Таймыра и Каменных островов), северотаймырские породы: биотитовые граниты, метаморфические сланцы и розовые кварциты.

Возвышенности и низины северо-восточного побережья Гыданского полуострова

Зырянские отложения северо-восточного побережья Гыданского полуострова очень близки к отложениям северо-западной окраины Таймырской низменности по литологическому облику, мощности и особенностям распределения фаций по отношению к крупным неровностям рельефа.

Ледниковые отложения и продукты их местного переотложения в виде маломощного (до 1-1,5 м) покрова валунных песков, супесей и суглинков, поверхностных солифлюкционных оплывин с обильным грубообломочным материалом и обширных валунно-галечно-щебневых полей, распространены по Восточно-Гыданской и Дорофеевской возвышенностям. К склонам возвышенностей и центральным их частям приурочены также накопления камов как одиночных, так и образующих значительные массивы. Они сложены песчаным материалом с прослойками галечника и алеврита.

Водно-ледниковые пески, слагающие холмы на юго-восточном склоне Дорофеевской возвышенности, обнажаются на р. Шамбота, в обнажении 107-ст, описанном С.А. Стрелковым.

Под сплошным чехлом щебня и гальки, мощностью 0,2-0,3 м, облекающем холм, залегает палевый разнозернистый песок, содержащий слабоокатанную гальку, щебень и отдельные валуны. Слоистость песков горизонтальная, неясно-волнистая. Видимая мощность - до 40 м. Основание разреза лежит на высоте 50 м над уровнем моря. В 20-метровой толще мелкозернистых косослоистых песков, слагающих всхолмления в центральной части Дорофеевского полуострова, А.П. Пуминов наблюдал двухметровые прослои галечника и слои серого алеврита до 3 м мощностью.

Покров ледниковых отложений, обильно содержащих грубообломочный материал, облекает склоны возвышенностей и спускается в низины, погружаясь под позднеледниковые накопления долинных зандров и приледниковых бассейнов. Этот переход хорошо заметен на р. Екарауяха. В самых истоках ручьев и речек, прорезающих склон Восточно-Гыданской возвышенности, русла водотоков проложены по валунно-галечным скоплениям. На склонах долин оплывают валунные суглинки, покрывающие выходы безвалунных межледниковых морских алевритов и песков. На границе Восточно-Гыданской возвышенности с низиной Няйу (обн. 159-157-т), приуроченной к отметкам 45-50 м, валунные скопления исчезают со склонов, с бечевников и из русла реки. В береговых обрывах вскрываются поздне- и послеледниковые слоистые пески и алевриты. В осевой части низины Няйу остатки ледниковых накоплений в виде базального валунного слоя, отдельных валунов и линз валунно-галечного материала встречаются лишь в основании поздне-послеледниковых слоев, у кровли подстилающих морских межледниковых отложений (обн. 155-т, 140-т). Ниже по реке мощные валунные скопления появляются только на одном участке, в 81-83 км от устья, где склоны Восточно-Гыданской возвышенности подступают к руслу, полуотделяя низину Няйу от Береговой низины.

Зырянские ледниковые слои северо-восточной части Гыданского полуострова содержат по преимуществу валуны основных изверженных пород: габбро, габбро-долерита, долерита, базальта. Реже встречаются обломки палеозойских серых и палевых песчаников и алевролитов (в том числе крупнозернистых полимиктовых песчаников с отпечатками Noeggerathiopsis sp.), черного аргиллита, серых глинистых и чистых известняков. Единично попадаются валуны серых опок, кремнисто-глинистых пород, сидерита, черного агломератового туфа, зеленовато-серого алевролита с раковинами верхнемеловых моллюсков, а также экзотических изверженных пород: белого двуслюдяного (северотаймырского) гранита, розового граносиенита, метаморфических сланцев, серого кварцита.

Основная масса валунов представлена мелкими (15-20 см) угловато окатанными обломками пород, но встречаются и совершенно неокатанные глыбы до 1-1,3 м в поперечнике, валуны с притертыми гранями, типичной ледниковой штриховкой и шрамами.

Петрографический состав валунов сравнительно мало меняется от места к месту. Заметна лишь приуроченность валунов палеозойских известняков и крупнозернистых габброидных пород к окрестностям мыса Песчаного на Енисейском заливе. Вероятно, это связано с относительной близостью коренных выходов карбонатных пород и крупных основных интрузий на Западном Таймыре (100-170 км).

Интересно отметить, что в отношении карбонатных пород подобное же явление наблюдалось автором и в южной части Таймырской низменности, в верховьях р. Агапы. Там валуны палеозойских известняков, доломитов и мергелей часто встречаются в морене лишь на удалении до 100-150 км от их коренных выходов в Норильском районе.

Низины Няйу, Поелово, Береговая и Янато-Монгоче заняты поздне-ледниковыми отложениями мощностью от 6-10 до 15-20 м. Они слагают террасовидные поверхности, поднимающиеся от 12-15 до 25-40 м над уровнем залива и впадающих в него рек. Подошва отложений обычно опускается под уровень речной сети.

В низине Янато-Монгоче немые горизонтально- и косослоистые галечные пески слагают 10-20-метровый береговой уступ Енисея между устьями рек Юняха и Янатояха. В западной части низины, в бассейне р. Монгоче, распространены накопления позднеледникового бассейна. На левобережье, в уступе озерной котловины (обн. 348-т) вскрываются прибрежные отложения бассейна (сверху вниз):

Основание разреза на уровне озера (около 6 м над уровнем моря).

На правобережье р. Монгоче, в нижней части обнажения 500-ст, описанного автором, выходят и более глубоководные озерные отложения, которые С.А. Стрелков считал голоценовыми, несмотря на явную приуроченность разреза к 25-30-метровой террасе. Отложения представлены (сверху вниз):

Основание обнажения лежит на высоте около 7 м над уровнем моря.

Сходные по облику отложения описаны А.П Пуминовым в 1948 г. в бассейне р. Санырияха, по юго-западной окраине Береговой низины (обн. 70-п).

В низинах Поелово, Няйу и Береговой распространены серые, желтые и палевые мелкозернистые слоистые пески. Косая и диагональная слоистость, свойственная отложениям текучих вод, наблюдается чаще в основании песчаной толщи. К этой же части разреза приурочены включения и прослои гальки, линзы валунного галечника (обн. 155-т, 140-т на р. Екаряуяха; обн. 131-т, 132-т на берегу Енисейского залива южнее устья р. Моховой).

Позднеледниковые песчаные отложения низин Гыданского побережья изменяются по разрезу не столь закономерно, как аналогичные слои Таймырского берега. Линзы и прослои галечника, пачки хорошо сортированных косослоистых песков нередко встречаются и в верхней их части. С другой стороны, горизонтально слоистые накопления с пропластками торфяного войлока, обрывками растительной ткани, иногда залегают также в средней части песчаной толщи. Поскольку основание последней обычно уходит под уровень рек, чистые слоистые пески, а также пески и алевриты со слойками намывного торфа, нередко слагают нижнюю часть естественных выходов (северо-западная часть Береговой низины). В то же время достаточно часто встречаются разрезы отложений, в которых средний размер песчаных зерен уменьшается снизу вверх, в том же направлении возрастает пылеватость песков, слоистость становится более спокойной, увеличиваются число и мощность слойков и линз намывного растительного детрита.

Эти изменения в характере позднеледниковых слоев свидетельствуют о сложности их формирования. Если закономерный переход от более грубых немых песков к тонким осадкам, содержащим слойки растительных остатков, знаменует переход от флювиогляциального режима накопления отложений к режиму озерно-аллювиальному, то обратный порядок изменений может свидетельствовать о стадиальности их накопления, связанной, очевидно, с подвижками ледникового края или колебаниями уровня бассейнов.

На р. Хальмеряха, в юго-западной части Береговой низины, в 16-метровом обрыве правого берега наблюдается подобная последовательность отложений (сверху вниз):

В этом обнажении на ледниковые суглинки слоя 6 ложится двухметровая пачка немых песков (слои 5 и 4), сменяющаяся алевритами слоя 3, явно отложившимися в спокойной среде на достаточном удалении от ледникового края. В свою очередь слой 3 перекрыт 9-метровой пачкой галечных косослоистых немых песков, слагающих верхнюю часть разреза 15-16-метровой террасы.

Обычно переходы между отдельными пачками, слагающими позднеледниковые слои, не столь резки; цикличность накопления трудно уловить вследствие неполной обнаженности слоев. Поэтому разделение позднеледниковых отложений возможно пока лишь в первом приближении. Выделение полей распространения отложений флювиогляциального, озерно-аллювиального типов и накоплений позднеледниковых бассейнов обычно проводится по геоморфологическим признакам.

Песчаные накопления низин перекрыты только поверхностными голоценовыми торфяниками или линзами озерных илов с раковинами пресноводных моллюсков, костями мамонта и лошади.

Некоторые особенности строения и распространения зырянских и позднеледниковых слоев

Краткий обзор зырянских и позднеледниковых слоев исследованного района позволяет наметить основные особенности их строения и распределения различных типов отложений.

Прежде всего следует отметить малую мощность типичных ледниковых (моренных) отложений на равнинах и сравнительно небольшое содержание в них крупных обломков, основную массу которых составляют галька, щебень и мелкие валуны. Эту особенность верхней морены Таймырской низменности отметил еще в 1930 г. Н.П. Урванцев и объяснил ее совершенно естественной слабостью моренообразования при движении ледникового покрова по рыхлому песчано-глинистому субстрату (морским межледниковым слоям). Это объяснение вполне применимо и к ледниковым отложениям северо-восточной части Гыданского полуострова.

Очевидно, что при движении ледника по пескам, алевритам и глинам, оставленным межледниковым морем, формирование донной морены и части внутренней шло за счет этих отложений. При их ассимиляции ледник нисколько не обогащался крупнообломочным материалам. В результате отложенная морена получала лишь те обломки горных пород, которые движущийся лед принес из далеких центров оледенения, располагавшихся в области распространения скальных пород.

Слабая обнаженность ледниковых отложений не позволяет проследить строение самой морены и разделить ее на основную и абляционную. В отдельных разрезах наблюдается, правда, обогащение валунами песчанистого верхнего слоя. Вполне вероятно, что часть поверхностных валунно-щебневых покровов возникла при развеивании или размыве абляционной морены. К абляционной морене относятся также маломощные валунные песчаные и супесчаные «покрышки» камов.

Литология морен и флювиогляциальных отложений специально не изучалась, за исключением состава валунов. Можно отметить преобладание в основной массе морены алевритового материала, небольшое содержание грубых обломков вдали от скалистых увалов Западного Таймыра и резкое увеличение их количества при приближении к окраине низменности. Заметно также преобладание среди валунов мелких (10-15 см) окатанных и угловато-окатанных обломков пород, небольшое число крупных валунов и обломков угловатых очертаний. Эти характерные особенности ледниковых отложений равнинных побережий Енисейского залива являются типичными и для однотипных накоплений скандинавского ледникового покрова на северо-западе Русской равнины (Рухина, 1960). Для всего района характерно сравнительное однообразие петрографического состава эрратических валунов (долериты, базальты, палеозойские песчаники и алевролиты). Ближайшей областью их распространения в коренном залегании являются горы Бырранга на всем протяжении от Западного Таймыра до берега Прончищева. Кроме того, тот же комплекс пород слагает северо-западную окраину Средне-Сибирского плоскогорья, расположенную всего в 250-350 км к юго-востоку.

Наличие двух возможных областей сноса для основной массы валунного материала затрудняет определение направления потоков льда по составу валунов, хотя влияние ближайшего источника (гор Бырранга) остается более вероятным. Поэтому особое значение приобретают валуны экзотических пород - гранитов, граносиенитов, субщелочных пород, лампрофиров, метаморфических сланцев и кварцитов. Эти породы распространены на Северном Таймыре, частично (грано-сиениты, лампрофиры, субщелочные породы) - в западной части гор Бырранга и совершенно отсутствуют на ближайшей окраине Средне-Сибирского плоскогорья.

Соответственно валуны северотаймырских пород и пород малых интрузий гор Бырранга могут являться руководящими валунами для разделения «сфер влияния» таймырских ледников и ледников Средне-Сибирского плоскогорья в пределах Таймырской низменности.

Сложнее обстоит дело с более точным определением области сноса. Положение исследованной территории таково, что при движении зырянских ледников с Северного Таймыра они должны пересекать горы Бырранга и усиленно денудировать это препятствие, захватывая массу местных пород. Если же ледники двигались непосредственно с гор Бырранга, они могли ассимилировать северотаймырские валуны из остатков морены самаровского оледенения.

Следующая особенность, касающаяся всего комплекса зырянских отложений, состоит в существенном преобладании песков в зонах краевой ледниковой аккумуляции. В.Н. Сакс первоначально связывал это явление с отложением ледниковых наносов в морском бассейне. Н.Г. Загорская (1961) склонна видеть в нем следствие малой подвижности (если не полной пассивности) зырянских ледников на равнинах. Однако исследования последних десятилетий показали, что большинство краевых образований Фенноскандии и прилегающих частей Русской равнины также сложено песчаным материалом и что явление это не связано ни с существованием морского бассейна, ни с малой активностью оледенения (Рухина, 1960).

Наконец, наблюдается весьма тесная зависимость распределения фаций ледниковых и водно-ледниковых отложений от крупных форм доледникового рельефа.

Н.Н. Урванцев (1930) и В.Н. Сакс (1945) указывали, что существует общая закономерность в распределении ледниковых и водно-ледниковых отложений в западной части Таймырской низменности: по окраинам ее, прилегающим к горам Бырранга и Средне-Сибирскому плоскогорью, распространены моренные отложения, сменяющиеся по направлению к центральным частям сперва камовыми накоплениями, а затем - гляциально-морскими (В.Н. Сакс) или флювиогляциальными (Н.Н. Урванцев) песками, содержащими прослои и линзы галечников и суглинков с галькой и валунами.

Наши наблюдения и данные других исследователей равнинных побережий Енисейского залива и юго-западной окраины гор Бырранга позволяют установить более сложную картину распределения фаций зырянских слоев. Размещение их оказывается в прямой зависимости от крупных неровностей доледникового рельефа - возвышенностей и низин; такой же характер размещения фаций имеет место не только в равнинной части исследованной территории, но и на Западном Таймыре.

Ледниковые отложения и отложения камов занимают уплощенные поверхности и склоны возвышенностей; к линейным понижениям в пределах последних приурочены отложения флювиогляциальных террас. Низины и котловины заняты флювиогляциальными накоплениями зандров и отложениями позднеледниковых бассейнов. Нередко водно-ледниковые отложения низин переходят в озерно-аллювиальные, образуя единый комплекс осадков.

Гляциодислокации

Одной из характерных особенностей строения четвертичных отложений исследованной территории, тесно связанной своим происхождением с формированием зырянских слоев, являются резкие дислокации, захватывающие значительную толщу дозырянских морских отложений.

Нарушения первичного горизонтального залегания осадков вообще наблюдаются редко. Часть их явно связана с процессами, происходящими в деятельном слое. К этой группе относятся микросбросы и складки, формирующиеся при оседании вдоль склонов пластов талого грунта, обладающего связностью (глинистые пески, алевриты), но недостаточно увлажненных для образования оплывин. Второй тип нарушений вызван ростом ледяных линз, клиньев и ядер гидролакколитов. Эти процессы формируют криоструктуры: периклинальное залегание слоев на булгунняхах и изгибы слоев на контактах с вертикальными жилами или горизонтальными линзами льда. Нарушения третьего типа связаны, очевидно, с неравномерным уплотнением осадков в ходе их накопления. Это пологие складки с углами, измеряемыми 1-2°. На р. Поелово, около устья, автор наблюдал их в плотных слоистых морских алевритах. Углубления, соответствующие осевой части синклиналей, выполнены более рыхлым песчанистым алевритом с многочисленными знаками ряби и перекрыты горизонтальными слоями того же плотного алеврита.

Наконец, встречаются нарушения неустановленного происхождения - пологие складки в морских межледниковых слоях с углами до 5-12°, особенно многочисленные на Гыданском берегу Енисея между пос. Дорофеевским и Нарзой. По мнению В.Н. Сакса, С.А. Стрелкова, А.П. Пуминова и В.Н. Соколова (1960), они могут иметь тектоническую природу.

Однако все эти нарушения совершенно не сравнимы ни по интесивности, ни по масштабам с дислокациями, наблюдающимися в окрестностях мыса Лескина и в бассейне р. Поелово.

В 3-15 км юго-восточнее мыса Лескина (обн. 57-73-т) в почти отвесных 20-30-метровых береговых обрывах на протяжении 12 км выходит толща темно-серых слоистых межледниковых алевритов, тонко переслоенных светлыми песками. Вся это толща смята в сложную систему крупных складок с периодом 50-100 м и амплитудой до 20-25 м (рис. 18). Крылья больших складок осложнены складками второго порядка с амплитудой в несколько метров. Нередки асимметричные, опрокинутые, флексуровидные складки. Местами наблюдается моноклинальное падение слоев в глубь полуострова, на юго-запад, под углами 40-60°. Иногда дислоцированные слои уходят под уровень залива и срезаются абразионной площадкой пляжа (обн. 67-т). В отдельных случаях заметны плойчатость алевритов и кливаж, секущий слои под углами от 15° до 30° (обн. 73-т).

Дислокации строго локальны: и к северо-западу и к юго-востоку от мыса Лескина вдоль всего побережья те же отложения лежат горизонтально и никаких нарушений не наблюдается.

В дислокациях, установленных в обнажениях 245-250-т по правому берегу р. Поелово в ее среднем течении, участвует та же толща межледниковых слоистых алевритов, а также пачка подстилающих ее песков. Нарушения наблюдались на двух участках.

Первый участок протяжением 500 м ограничен обнажениями 245-т и 248-т, в которых 17-20-метровая пачка серых алевритов залегает горизонтально, слагая береговые уступы на всю их высоту. В 250 м к югу от обнажения 245-т в основании обнажения 246-т наблюдается осевая часть небольшой пологой складки. Ядро антиклинали слагают желтые мелкозернистые хорошо сортированные слоистые пески, падающие по азимуту СЗ 345° под углом 20°. Пески разбиты серией ступенчатых микросбросов. На крыльях складки залегают слоистые алевриты. В 200 м далее к югу те же пески поднимаются до 7,5 м над уровнем реки и имеют падение СВ 5° под углом 12°. Толща алевритов надвинута на пески с образованием текстур волочения (рис. 19). В 50 м выше по реке (обн. 248) на правом склоне промоины пески поднимаются до 4-5 м над рекой и вместе с перекрывающими их алевритами падают на север, на левом же склоне выходят только горизонтально залегающие алевриты.

На втором участке, расположенном в 2,5 км к югу от первого, те же отложения смяты еще более интенсивно. Алевриты в центральной части обнажения 250 лежат в осевой части синклинальной складки. В северном крыле на один уровень с ними выведены подстилающие слоистые пески. В южном - те же пески, резко вздернутые и поставленные на голову образуют основание крутой антиклинальной складки (рис. 20).

В отдельных изолированных обнажениях на берегу Енисейского залива (обн. 519-п) и в междуречье Екареуяха и Поелово (обн. 190 - 198-т) наблюдалось моноклинальное залегание слоистых межледниковых глин и алевритов с углами падения от 20° до 55°.

Все эти резкие нарушения отличны по своим формам от описанных выше дислокаций иного типа; они рассматриваются нами как гляциодислокации, хотя непосредственный контакт перемятых слоев с зырянской мореной наблюдался только в одном случае (обн. 190-т). По типу описанные нарушения близки к килямирским гляциодислокациям в верховьях р. Агапы, исследованным автором в 1949 г., и к дислокациям верхнемеловых отложений Джангодской возвышенности, установленными в 1955 г. В.С. Ломаченковым; ледниковое происхождение этих дислокаций наиболее вероятно.

Проявлением дислокаций подобного типа в современном рельефе являются, по-видимому, «структурные гряды», описанные ниже, в главе, посвященной рельефу. Они свойственны водораздельным частям Восточно-Гыданской, Дорофеевской, Лескинской возвышенностей, а также возвышенностей Лыдде и Чилку.

О КАРГИНСКИХ МОРСКИХ И АЛЛЮВИАЛЬНЫХ СЛОЯХ

Выделение каргинских морских и аллювиальных слоев в качестве самостоятельного стратиграфического горизонта, сформировавшегося после накопления зырянских отложений, основывалось как на геологических данных, так и на особенностях строения рельефа. В этом разделе работы рассматриваются сведения о строении разрезов. Данные об остатках морских беспозвоночных анализируются в основном в главе IV, а сведения о рельефе - в главе V работы.

О морских слоях

Район исследований. Обнажения каргинских морских слоев описаны В.Н. Саксом и А.П. Пуминовым. Большая часть описаний, содержащихся в полевых дневниках, не дает четкой картины соотношения каргинских слоев с подстилающими и перекрывающими отложениями, что заставляет обратиться к немногочисленным разрезам, приведенным в геологических отчетах, т.е. тем, которые сами исследователи считали наиболее характерными.

На Гыданском берегу Енисея, севернее мыса Дорофеевского, расположены обнажения 31, 32, 33-с и 301-с, сводный разрез которых по В.Н. Саксу имеет следующий вид (сверху вниз):

Из слоя 2 собраны остатки 13 видов, найденных и в слое 1 (отсутствуют Buccinum, Turritella). Кроме того, обнаружены раковины еще 16 видов и 1 разновидности: Nucula tenuis (Mont.), Mytilus edulis L., Chlamys islandicus (Mull.), Astarte borealis (Chemn.) var. placenta Morch., Macoma calcarea (Chemn.), M. baltica (L.), Thyasira flexuosa (Mont.), Cyrtodaria jenisseae Sachs, Amaura Candida Moll., Solariella varicosa (Migh. et Adams), Trichotropis borealis Brod. et Sow., Neptunea borealis (Phil.), Plicijusus kroyeri (Moll.), Lora nobilis (Moll.), Lora pyramidalis (Strom.), а также позвонок нерпы (Phoca sp.).

В слое 2 наблюдается наклон прослоев, который на слой 1 не распространяется. В.Н. Сакс относит нижнюю часть разреза к казанцевскому горизонту, а верхнюю - к каргинскому.

В.Н. Сакс и А.П. Пуминов предполагают, что севернее пос. Зверевска каргинские алевриты сменяются песками, а еще дальше, по направлению к пос. Лайда - глинами и алевритами с остатками морской фауны иного (чем в межледниковых слоях - С.Т.) характера. Каргинские слои в этом направлении резко увеличивают мощность (до 55 м) и слагают береговые разрезы на всю их высоту. Строение каргинских слоев в обнажениях 65-67-с (по В.Н. Саксу) имеет следующий вид:

А.П. Пуминов, исследовавший в 1948 г. Гыданский берег залива западнее обнажений 65-67-с, отнес к каргинским морским слоям (в соответствии со взглядами В.Н. Сакса) всю толщу алевритов и глин, слагающую береговые уступы вплоть до устья р. Хальмеряха.

На Таймырском берегу Енисея, южнее мыса Гостиного в обнажении 332-с, бровка которого поднимается на 41 м над Енисеем (+0,5 м абс. высоты) выходят, по данным В.Н. Сакса, следующие слои (сверху вниз):

Основание разреза в 1 м над уровнем Енисея.

К каргинским отложениям отнесены слои 1-3, залегающие на размытой волнистой поверхности слоя 4.

По В.Н. Саксу, каргинские слои Таймырского берега Енисея также увеличивают свою мощность в северном направлении и около пос. Воронцово (обн. 139-с) слагают целиком 60-метровые береговые склоны. Они представлены чередующимися пачками песков и алевритов мощностью от 8 до 20 м.

А.П. Пуминов приводит единственный разрез, в котором каргинские морские слои (№ 1-3) находятся в ясном соотношении с зырянскими - обнажение 307-п на р. Алексановке (южнее устья р. Яковлевой). Там, в крутом овраге, прорезающем склон долины в 1,8 км от устья, обнажены (сверху вниз):

Ниже, до дна оврага, 9-метровая осыпь с массой валунов.

Основание слоя 5 лежит на 26 м выше уровня Енисея.

Кроме слоев, содержащих остатки морских моллюсков, усоногих и брахиопод, каргинскими морскими накоплениями считались немые пески, алевриты и глины, залегающие на межледниковых морских отложениях. Приведем характерные разрезы.

В окрестностях пос. Дорофеевского, на Гыданском берегу Широкой переправы, В.Н. Сакс исследовал обнажение 18-с, бровка которого лежит в 55 м над уровнем Енисея (+ 0,5 м абс. высоты). Каргинские слои (1-2) слагают верхнюю часть разреза, от 55 до 43 м   (сверху вниз):

В осыпях слоев 3-5 найдены обломки стволов лиственницы, сибирской сосны (кедра) и осины; у основания разреза - череп бизона.

В ближайшем к западу обнажении 20-с заметно слабое падение слоев 3-5 на север (СЗ 345° - СВ 20°) под углом 2-4°.

Не содержат органических остатков и каргинские морские слои, выходящие на том же берегу Енисея, южнее пос. Иннокентьевского (36-с - 38-с) и между Иннокентьевским и Зверевским (52-с).

В обнажении 52-с, кровля которого лежит на высоте 45 м над Енисеем, каргинские слои представлены 11-метровой пачкой немых песков с линзами валунного галечника, подстилаемой 2-метровым пластом галечника с валунами траппа (зырянские слои). Ниже залегают межледниковые морские казанцевские пески (23 м) и санчуговские серые алевриты (8 м). В самом нижнем слое заметно падение на юго-запад под углом 8°.

Основание каргинских отложений в этом разрезе находится на высоте 34 м над Енисеем. Интересно отметить, что подстилающий (зырянский) галечный слой имеет наклон на запад (т.е. поперек Енисея) под углом 18°.

Основываясь на этих разрезах и учитывая широкое распространение отдельных выходов морских (межледниковых, по нашим данным) слоев на берегах залива и Енисея, В.Н. Сакс и А.П. Пуминов выдвинули представление о широком распространении каргинских морских отложений в пределах интересующей нас территории. Кроме соотношений различных горизонтов в береговых разрезах, они учитывали наличие «углового несогласия» между межледниковыми и каргинскими отложениями (обн. 20-с, 31-33-с, 54-с) и изменения в характере ископаемой фауны. Определенное значение имело, конечно, и проведение аналогии со строением района Усть-Енисейского порта, этой ключевой позиции четвертичной стратиграфии Енисейского Севера. Рассмотрим эти положения и подтверждающие их факты.

Прежде всего, в обнажениях 52-с, 18-с, 36-38-с и ряде других каргинские «морские» слои не содержат остатков морских животных и как по своему литологическому облику, так и по соотношению с подстилающими отложениями, могут быть в равной степени признаны континентальными. Слои же с остатками морской фауны в обнажениях 31-33-с, 332-с лежат непосредственно на морских межледниковых осадках. Эта особенность их залегания носит отнюдь не местный характер. Она типична и нашла свое отражение на составленной В.Н. Саксом схеме строения четвертичных отложений всей западной части Таймырской низменности (см. рис. 6). В обнажениях 65-67-с и 332-с, где мощность каргинских морских слоев достигает 55-60 м, соотношение их с другими слоями неопределенно. По фациально-литологическому облику они неотличимы от межледниковых слоев. Так, например, слой 5 обнажения 18-с почти идентичен слою 4 обнажения 332-с и слою 2 обнажения 65-67-с.

В разрезе обнажения 307-п на р. Алексановке, где, по А.П. Пуминову, четко выделяется соотношение морских каргинских и зырянских слоев, первые представлены галечным гравием, содержащим лишь обломки раковин. Само же обнажение расположено в специфических условиях. Долина р. Алексановки продолжается вглубь камовых ландшафтов возвышенности Ерв-Седа в виде ложбины стока приледниковых вод, занятой цепью озер. Это дает возможность трактовать слои 1-4 обнажения 307-п как отложения приледникового потока, врезавшегося в морские межледниковые слои и переотложившего из них обломки раковин. Явления размыва на границе каргинских и межледниковых морских отложений могут быть, как это отмечает В.Н. Сакс, локальными. Они хорошо известны и внутри межледниковой толщи (между мессовскими и санчуговскими, санчуговским и казанцевскими слоями).

«Угловые несогласия» между разными слоями бесспорно морских отложений наблюдались, собственно, только в группе обнажений 31-33-с. В.Н. Сакс специально подчеркивает условность этого критерия для выводов о разновозрастности слоев. Отметим, кстати, что пологое волнистое залегание морских слоев, отмеченное в основании обнажений Гыданского берега, наблюдается и западнее пос. Лайда, где предполагалось распространение каргинских морских отложений. Об этом свидетельствуют как наблюдения автора, так и фотографии, приложенные к отчету А.П. Пуминова за 1948 г.

Появление песков в обнажениях севернее пос. Зверевска, считавшееся признаком прислонения каргинской морской толщи к межледниковым слоям, трактуется автором как следствие опесчанивания межледниковых морских отложений, прислоненных к выступу меловых пород (см. рис. 10).

Различия в характере остатков морских животных, применительно к каргинским и межледниковым слоям всего района в целом, анализируются ниже, в главе IV. Здесь целесообразно остановиться лишь на конкретном материале из перечисленных выше разрезов.

Сравнение видового состава остатков морской фауны из слоев 1 и 2 обнажений 31-33 и 301-с позволяет считать, что верхний слой (1) содержит комплекс несколько обедненный, но в общих чертах идентичный комплексу подстилающего слоя (2). Соотношение видов из различных зоогеографических групп в комплексах почти одинаково (37 и 35 % холодноводных, 50 и 49% аркто-бореальных, 13 и 17% субарктических).

То же самое можно сказать и в отношении сравнения остатков фауны из слоя 2 обнажений 31-33, 301-с и из обнажений 65-67-с. Раковины семи видов, найденных в обнажениях 65-67-с, встречены и в слое 2 перечисленных выше обнажений. При этом в комплексе сохраняются и субарктические формы: Chlamys islandicus (Mull.), Mytilus edulis L. В обнажении 332-c остатки моллюсков слишком немногочисленны для подобного анализа.

Как видно из изложенного выше, интерпретация основных разрезов, послуживших материалом для выделения самостоятельного горизонта каргинских морских отложений, далеко не бесспорна. По мнению автора, этот горизонт не представляет собой естественного и единого геологического тела, а является искусственным соединением разнородных по генезису и различных по возрасту отложений: морских межледниковых слоев (казанцевских и частично санчуговских), зырянских водно-ледниковых отложений (обн. 52-с, 54-с, 307-п) и отложений позднеледниковых бассейнов (слои 1-3, обн. 18-с). А.П. Пуминов специально отмечал совпадение границ распространения казанцевских и каргинских морских отложений, что также является существенным доводом против самостоятельности последних.

Существенным доводом в пользу противоположной точки зрения, могло бы быть существование каргинских морских отложений по берегам Енисея между южной границей района исследований (71° с.ш.) и окрестностями Усть-Енисейского порта, а также на Западном Таймыре.

За южной границей района исследований вдоль Енисея, между 71° с.ш. и районом Усть-Енисейского порта, тянется обширная низина, доходящая до Усть-Енисейского порта. Любая морская ингрессия, захватывающая низовья Енисея, должна была бы оставить в ее пределах свои отложения. Однако мы не находим и здесь ни одного разреза, где можно было бы выделить морские каргинские слои.

Они совершенно неизвестны по всему левобережью Енисея. В разрезах правого берега они выделялись только южнее устья Муксунихи, в пределах прибрежной низины.

По описаниям В.Д. Дибнера, выше устья реки, в 30-метровом откосе Енисейского берега, выходит 15-метровая пачка немых песков, перекрытых такой же пачкой слоистых глин и алевритов (обн. 800-д). На мысе Муксунинском (обн. 508-а) разрез каргинских морских слоев в обн. 508-д имеет следующий вид (сверху вниз):

Ниже расположен оползень, занимающий склон до уровня реки (8 м по вертикали).

На пляже под обнажением найдены целые раковины, по видовой принадлежности аналогичные обломкам, собранным из слоя 2: Chlamys islandicus (Mull.), Astarte borealis (Chemn.), Cyprina islandica L. (Cyprina islandica L., как указывалось выше, присуща исключительно казанцевским слоям).

Таким образом, В.Д. Дибнер отнес к каргинским морским слоям отложения казанцевского горизонта или отложения, не содержащие каких-либо органических остатков.

Разрез каргинской морской террасы (обн. 19-ст, высотой около 25 м над Енисеем) в 2 км южнее мыса Муксунинского приводит С.А. Стрелков (сверху вниз):

Основание разреза в 6 м над уровнем Енисея (или в 8 м над уровнем моря).

В этом обнажении, сходном по строению с исследованным В.Н. Саксом (Сакс, Антонов, 1945) и С.Л. Троицким разрезом каргинской террасы около устья р. Казанцевой (обн. 224/32-с, 74-т и др.; см. рис. 21), глины с морскими раковинами отделены от слоев 3-1 пропластком галечного суглинка (нижняя часть слоя 3). Резкость этой границы отмечает и сам С.А. Стрелков. Весьма характерно, что верхние слои не содержат уже никаких остатков морских животных и заключают только небольшое количество остатков растений.

По границам слоев 4-5 С.А. Стрелков отделял каргинские морские отложения (1-4) от каргинского аллювия (5-6).

Далее к югу каргинские морские слои выделялись по правому берегу Енисея между мысом Каргинским и устьем р. Казанцевой. Террасовидная поверхность высотой 25-30 м выражена здесь особенно отчетливо и заходит широким участком в глубь правого берега Енисея вдоль долины р. Казанцевой.

Разрезы этого участка имеют особое значение, так как именно здесь В.Н. Саксом был установлен стратотип морских фаций каргинского горизонта и намечен их переход в аллювиальные фации по направлению к Усть-Енисейскому порту.

В 1 км ниже впадения р. Казанцевой в Енисей расположено опорное обнажение 224/32-с, исследованное В.Н. Саксом (Сакс, Антонов, 1945), в котором выходят (сверху вниз):

Основание разреза в 6 м над уровнем Енисея (около 9 м над уровнем моря).

Верхняя часть разреза (слой 2) трактовалась как аллювиальные отложения - аналог маломощного покровного аллювия каргинской террасы в районе Усть-Енисейского порта, основная же его часть (слои 3-8) - как морские каргинские слои.

В 1957 и 1958 гг. автор, выполняя ревизионно-увязочные маршруты, произвел на этом участке повторные исследования. В результате было выявлено, что слой 6 обнажения 224/32-с является чрезвычайно важным рубежом, отделяющим нижнюю часть разреза, сложенную морскими отложениями, от верхней пачки слоев. В обнажении 74-т (рис. 21), описанном в нескольких десятках метров от прежнего разреза, он представлен галечным суглинком (слой Г) столь же малой мощности (0,20 м), перекрытым ленточной глиной (слой Д₁), переходящей вверх по разрезу в слоистые алевриты и глины с прослоями песка (слои Д₂—Д₄). Эти же слои прослеживаются дальше, вниз по берегу Енисея. Слой Г достигает мощности 1,5-3 м, приобретает облик типичной морены - валунного суглинка с обломками долерита и известняка до 1,2 м в поперечнике, обильным щебнем и галькой, местами же (обн. 77-т) имеет облик, сходный со слоем 7 обнажения 224/32-с, но при этом не содержит обломков раковин морских моллюсков.

Обильный грубообломочный материал придает слою Г несколько большую устойчивость, вследствие чего на обнажениях он выделяется в виде заметного уступа, хорошо прослеживающегося по простиранию. Слой ленточных глин увеличивает свою мощность в местах понижения кровли слоя Г, достигая 2-3 м.

Остатки морских моллюсков встречены только в слоистых песках и алевритах, подстилающих слой Г; они залегают там in situ и совершенно не разрушены. Подошва слоя Г волниста, контакт с лежащими ниже отложениями четкий. Морские пески и алевриты в обнажении 78-т смяты в пологую складку с углами на крыльях до 3-4°. В обнажении 74-т внутри одного из горизонтальных прослоев морских осадков сохранились следы послойного сдвига - мелкие лежачие складки.

Кровля морских слоев поднимается по направлению к мысу Каргинскому, и в обнажении 79-т на них залегают флювиогляциальные галечники и пески (аналоги слоя Г).

В этом же направлении происходит заметное изменение состава отложений, перекрывающих галечники и валунно-галечные суглинки слоя Г. На протяжении 600 м от обнажения 74-т до обнажения 77-т, глины и глинистые алевриты переходят в алевриты с прослоями песка, пропластками торфяного войлока и тонкими линзами аллохтонного торфа. Мощность этих осадков сначала почти не убывает, но в обнажении 79-т, отстоящем от обнажения 77-т на 1200 м, они уже выпадают из разреза, и флювиогляциальные галечники выходят непосредственно на дневную поверхность. Если на них и лежали прежде осадки, аналогичные слою Д обнажения 74-т, то мощность их не превышала 3-4 м.

Исследование гранулометрического и минералогического состава различных слоев обнажения 74-т показало их своеобразие. Особенно хорошо заметно различие между нижней и верхней частями разреза по содержанию коллоидной фракции (0,001 мм), по количественным соотношениям фракций и характеру их изменений по разрезу. Морские слои оказываются значительно более однородными, чем отложения, залегающие над слоем Г. На этот слой падают минимум содержания калиевых полевых шпатов, максимум пироксенов и резкий максимум выхода тяжелой фракции (25%).

Cпорово-пыльцевой анализ образцов из обнажения 74-т показал, что в галечном суглинке (слой Г) и ленточной глине (слой Д₁) полностью отсутствуют пыльца и споры, достаточно обильные и в подстилающих, и в перекрывающих отложениях.

Что же представляют собой отложения, выходящие в обнажениях 74-79-т и к каким стратиграфическим горизонтам их следует относить?

Морские пески и алевриты, подстилающие валунные суглинки и галечники, мы относим к казанцевским слоям, исходя из местной геологической обстановки, а также находок довольно многочисленных створок Cyprina islandica L. и раковин Buccinum undatum L. непосредственно под обнажениями на бечевнике Енисея. Они слагают цоколь каргинской террасы.

Галечники, валунные суглинки и суглинки с галькой, а также перекрывающие их ленточные глины, автор считает зырянскими (частично перемытыми) ледниковыми и водно-ледниковыми отложениями. Венчающие разрез слоистые алевритистые глины, алевриты с прослоями песков и пропластками намывного торфа являются, очевидно, отложениями позднеледникового бассейна, сменившего приледниковый водоем, в котором накоплялись ленточные глины. Судя по существенно глинистому составу осадков, водоем был весьма обширным, хотя северный берег его лежал неподалеку, в направлении мыса Каргинского. Судя по морфологическим признакам, бассейн занимал всю обширную плоскую низину с отметками 25-40 м вдоль долины р. Казанцевой.

Таким образом, исследование опорного разреза каргинских морских отложений позволило дать ему иную интерпретацию, разделить его на слои различного генезиса и возраста. Интерпретация автора была принята участниками корреляционной стратиграфической партии: Н.Г. Чочиа, И.И. Красновым, Г.И. Лазуковым, Н.Г. Загорской, В.К. Хлебниковым, Ф.А. Алавдиным и другими, обследовавшими обнажения 74-т - 79-т летом 1960 г.

В районе Усть-Енисейского порта к каргинским морским (эстуарным) отложениям относили пласт тонкослоистых ленточновидных глин с конкрециями мощностью 3-12 м, залегающий в средней части естественных обнажений 20-30-метровой надпойменной (каргинской) террасы Енисея. По нашим наблюдениям, высота террасы у тылового шва достигает 40 м, а высоту 25-30 м имеет наиболее распространенный уровень ее площадки.

Этот пласт подстилается мощной пачкой аллювиальных отложений с прослойками намывного торфа и раковинами пресноводных моллюсков (своим основанием пачка уходит на 25-35 м ниже уровня Енисея) и перекрывается маломощным (3-6 м) покровом аллювиально-дельтовых накоплений, венчающих разрез террасы (Сакс и Антонов, 1945).

Первоначально автор сомневался в правильности интерпретации разреза каргинской террасы, данной В.Н. Саксом и К.В. Антоновым. Однако ревизия керна из скважин Малохетской разведочной площади, предпринятая в 1957-1958 гг., осмотр обнажений каргинской террасы и анализ всех первичных материалов выявили необоснованность большей части этих сомнений. Подтвердилась типичность аллювиальных фаций каргинских слоев, подстилающих пласт тонкослоистых глин, соответствие их мощности (40—50 м) мощности современного аллювия Енисея (50-55 м), отчетливость разделения аллювиальной толщи на русловые и пойменные фации. Удалось установить повышенное (до 12%) содержание галек устойчивых пород (кварца, кварцита, халцедона, кремня) в русловых галечниках каргинского аллювия. Вслед за признанием того, что каргинский аллювий не может быть не чем иным, как отложениями поздне-послезырянского Енисея, последовал неизбежный вывод: гигантская река, появившись однажды, не могла исчезнуть, и единственной причиной, прекратившей формирование ее аллювиальных отложений, могло быть только относительное повышение уровня моря.

Эти факты и суждения позволили перейти от полного отрицания каргинской ингрессии (Урванцев, Троицкий и др., 1958) к предположению, что накопление отложений, слагающих каргинскую террасу, в какой-то мере контролировалось высоким стоянием морских вод. Соответственно «центр тяжести» проблемы переместился на вопрос об определении места появления нормальных морских фаций каргинских отложений, более точного восстановления условий формирования и возраста горизонта тонкослоистых глин с конкрециями.

Вернемся к доказательствам отложения пласта каргинских глин в морской среде. В.Н. Сакс и К.В. Антонов обосновывали их морской генезис следующими данными:

1) переходом глин в морские слои в обнажении 224/32-с, ниже устья р. Казанцевой;

2) находками остатков морских диатомовых;

3) повышенным содержанием марганца (MnO) в конкрециях. Остальные сведения (широкое распространение горизонта глин, сам литологический тип осадка и пр.) свидетельствовали лишь об образовании отложений в обширном бассейне, с чем нельзя не согласиться. Что же можно возразить против приведенных выше фактов?

1. Каргинские глины не переходят в морские слои в обнажении 224/32-с, как это было показано выше.

2. Остатки морских диатомовых встречаются в каргинских глинах, но принадлежат исключительно палеогеновым видам.

3. Повышенное содержание марганца (MnO, до 3,5%) в одной из двух исследованных конкреций еще не свидетельствует об их формировании в морской среде. А.В. Македонов (1957) в сводке, посвященной закономерностям распространения современных конкреций, равно отмечает приуроченность стяжений с повышенным содержанием марганца как к шельфовым морям, так и к континентальным водоемам. З.В. Тимофеева (1960) указывает на относительно высокое (до 16%) содержание MnCO₃ в аналогичных конкрециях из четвертичных озерных глин.

4. Каргинские глины обладают исключительно четкой слоистостью ленточного типа, несвойственной морским отложениям.

5. В каргинских глинах не найдено каких-либо остатков морских животных.

Таким образом, в нашем распоряжении нет твердо установленных фактов, позволяющих приписывать каргинским глинам морское происхождение. Если даже уровень каргинского бассейна мало отличался от уровня моря, его заполняли, очевидно, пресные или почти пресные воды.

Возраст «каргинских» глин в районе Усть-Енисейского порта устанавливается достаточно точно. Подстилающий их каргинский аллювий содержит прослои аллохтонного торфа, раковины пресноводных моллюсков и единичные обломки древесины, что свидетельствует об условиях, близких к современным. В перекрывающих аллювиально-дельтовых слоях найдены многочисленные остатки таежной флоры, раковины наземных моллюсков и остатки лесных насекомых, позволяющие относить время их формирования к послеледниковому климатическому оптимуму (Баркова, 1961). Соответственно образование горизонта глин падает на интервал между первым (?) послезырянским потеплением климата и послеледниковым теплым временем. Это предположение хорошо подтвердилось результатами радиоуглеродных определений. Возраст самой верхней части каргинского аллювия оказался равным 21 000 ± 1 700 лет, а основания слоев с таежной флорой - 8 500 ± 250 лет (Алексеев, Кинд, Матвеева, Троицкий, 1965).

Это обстоятельство, наряду с учетом некоторых особенностей строения горизонта «каргинских» глин и соотношения их с подстилающими слоями, позволило автору высказать предположение об их сартанском возрасте и приледниковом характере бассейна, в котором глины отлагались. Точнее говоря, автор сопоставил время их формирования с той стадией зырянского оледенения Средне-Сибирского плоскогорья, которую В.Н. Сакс (1953) называл норильской, а Н.Н. Урванцев и автор (1958)—сартанской. Основанием этому послужили следующие данные.

1. Отсутствие в глинах органических остатков.

2. Четкая сезонная слоистость ленточного типа, обусловленная изменениями механического состава (а не обилием или отсутствием органического вещества, как предполагали В.Н. Сакс и К.В. Антонов).

3. Присутствие в глинах типичных «дренажных лент» - образований, свойственных исключительно приледниковым бассейнам (автор наблюдал их в наиболее типичных разрезах в низовьях рек Малой Хеты и Сухой Дудинки).

4. Появление в разрезах каргинской террасы 2-5-метрового слоя слабо сортированных аллювиальных косослоистых суглинков и песков с обильным грубообломочным материалом (Г.Е. Рябухин (1939) считал этот слой даже моренным образованием), подстилающего «каргинские» глины и ложащегося с резким контактом на пойменную фацию погребенного каргинского аллювия. Столь резкое изменение характера речных отложений можно связать лишь с массовым поступлением в русло Енисея ледниковых выносов с окраины Средне-Сибирского плоскогорья.

5. Наличие в «каргинских» глинах плоско-эллиптических, плоско-округлых и фигурных мергелистых конкреций типа «иматровских камней» (Hoffman, 1837).

Конкреции такого типа (рис. 22) присущи исключительно позднеледниковым бассейнам. Они найдены в верхнеплейстоценовых и современных отложениях приледниковых водоемов и флювиогляциальных глинах юго-восточной Финляндии (Hoffman, 1837), Канады (Kindle, 1923), Исландии (Hawkes, 1924), Кавказа (Тимофеева, 1960). С.А. Стрелков и А.А. Межвилк собрали аналогичные стяжения из озерных глин Муруктинской котловины и центральной части плато Путорана (имеющих, по мнению автора, также позднеледниковый возраст). Автор находил «иматровские камни» в позднеледниковых озерных глинах и алевритах в бассейнах рек Агапы и Муксунихи, в вальковских глинах Норильской котловины, в ленточных глинах, пройденных шахтой Игарской мерзлотной станции.

Определяя тонкослоистые ленточновидные глины каргинской террасы района Усть-Енисейского порта как отложения сартанского приледникового бассейна, автор имеет в виду лишь влияние на режим водоема суровых климатических условий сартанского времени и воздействие на него притока талых вод сартанских горных ледников Норильских гор и плато Путорана.

Представление о сартанском возрасте «каргинских» глин района Усть-Енисейского порта влечет за собой пересмотр представлений о возрасте приповерхностных ледяных тел - ледяных клиньев и пластов льда, залегающих в основании деятельного слоя. В.Н. Сакс (1951, 1953) считал эти «почвенные льды» сартанскими. Само приповерхностное их расположение ставит под сомнение его выводы (Пуминов, 1952). Против них свидетельствуют и наблюдения В.М. Пономарева, описавшего еще в 1941 г. разрез 6,5-метровой шахты в пос. М. Хете.

В стенке шахты отчетливо видны ледяные клинья глубиной 2-5 м и толщиной до 1 м, секущие 1,5-метровый слой голоценового торфа со стволами деревьев. Образование клиньев явно связано с предсовременным похолоданием, наступившим вслед за послеледниковым теплым временем.

Вероятно, что все приповерхностные ледяные тела, как клиновидные, так и пластовые, сформировались в это время, а современные условия по крайней мере способствуют их сохранению.

На побережьях Енисейского залива и в низовьях Енисея возрастные аналоги «почвенных льдов» района Усть-Енисейского порта изучены еще очень слабо. К ним, очевидно, можно отнести ледяные клинья, рассекающие позднеледниковые пески Береговой низины.

Из изложенного выше можно сделать следующие выводы.

1. Отложения каргинской террасы в районе Усть-Енисейского порта, накопившиеся за период, прошедший между временем рецессии льдов зырянского оледенения и послеледниковым теплым временем, могут рассматриваться как позднеледниковые в широком смысле этого термина (позднезырянские + каргинские + сартанские) и послеледниковые.

2. Позднеледниковые слои района Усть-Енисейского порта занимают то же стратиграфическое положение и то же положение в рельефе (приуроченность к крупным низинам), что и описанные нами выше позднеледниковые слои северо-восточного побережья Гыданского полуострова и северо-западной окраины Таймырской низменности.

3. Позднеледниковые отложения этого района начали отлагаться в условиях свободного стока и завершили свое формирование в обширном бассейне, так же как и часть позднеледниковых слоев интересующей нас территории.

4. Уровень бассейна, судя по крайним пределам распространения его отложений, достигал 40-50 м, как в том, так и в другом районе, что может свидетельствовать о единстве бассейна.

5. Бассейн занимал, очевидно, всю территорию современной дельты Енисея (Бреховского архипелага), акваторию Широкой переправы и прибрежные низины в низовьях рек Танамы и Муксунихи, Монгоче (Енисейской) и др.

6. Среди отложений бассейна пока не установлено ни типичных морских, ни солоноватоводных фаций.

7. Высокий уровень стояния бассейна соответствовал во времени одной из стадий последнего оледенения.

8. Регрессия бассейна и врезание Енисея в его отложения частично захватили послеледниковое теплое время.

Западный Таймыр. Сведения о послезырянских морских слоях на Западном Таймыре, содержащиеся в опубликованных работах, геологических отчетах и полевых дневниках исследователей, весьма скудны, нередко противоречивы и не вносят особой ясности в интересующий нас вопрос.

Наиболее обстоятельный исследователь четвертичных слоев Западного Таймыра Ю.Л. Рудовиц (1939) относит к послеледниковым (послезырянским) морским отложениям обширные поля немых галечников, залегающих на высотах 90-100 м в долинах рек, впадающих в Енисейский залив. Эти галечники, по мнению самого Ю.Л. Рудовица, могут иметь и аллювиальное происхождение. Заметим, что, по нашим наблюдениям в Сырадасайской котловине, до тех же отметок спускались долинные ледники заключительной стадии последнего оледенения, так что галечники могут иметь и флювиогляциальное происхождение. В.Н. Сакс (1953) специально отмечает отсутствие в этих галечниках морских раковин.

В придолинных понижениях по рекам Кузнецовской и Рагозинке на высоте 50-55 м над уровнем моря Ю.Л. Рудовиц наблюдал конусовидные сопки, «обработанные морем». В чем заключается обработка морем конусовидных сопок, Ю.Л. Рудовиц не уточняет. Если он имел в виду ледниковые или камовые холмы, сложенные рыхлым материалом, то такая обработка вообще маловероятна.

30-метровая морская терраса, по наблюдениям того же исследователя, встречается участками, у устьев рек, большей же частью береговой клифф на этом уровне не террасирован.

18-20-метровая терраса намечается только по морфологическим признакам, терраса не несет покрова рыхлых отложений и является абразионной. На р. Глубокой ей соответствует 20-метровая поверхность, сложенная озерно-аллювиальными накоплениями.

М.Н. Парханов, исследовавший в 1938-1939 гг. низовья р. Крестьянки, к следам трансгрессии относит плавник, залегающий на отметках до 100 м «на песчано-галечной террасе или на морене последнего оледенения».

В качестве «отложений второй трансгрессии» указываются в очень общей форме пески, глины и галечники на террасах высотой 90-100 и 45-50 м. При этом не приводится ни конкретных разрезов, ни сведений об остатках морских животных. К тому же М.Н. Парханов специально подчеркивает, что осадки «второй трансгрессии» практически неотделимы от межледниковых. Что же касается «плавника», то при просмотре полевых дневников М.Н. Пархаыова удалось обнаружить описания только двух местонахождений. В одном из них указан плавник, торчащий из обрыва, сложенного осыпями бореальных (межледниковых) отложений и морены; в другом - скопление древесных остатков на дневной поверхности. Это описание сопровождается следующим комментарием: «создается впечатление, что здесь рос лес, ибо отдельные пни с корнями имеют вертикальное положение». Невольно возникает вопрос - а не являются ли скопления «плавника», упоминаемые довоенными исследователями Западного Таймыра в качестве показателя уровней послеледниковой трансгрессии, подобными же образованиями, свидетельствующими о явлении совершенно иного порядка - о смещении границы распространения древесной растительности.

Неразличимость морских межледниковых и послеледниковых отложений констатирует И.М. Рысюков, исследовавший в 1938 г. юго-западное побережье Западного Таймыра. По морфологическим признакам он выделяет 50-60-метровую террасу с маломощным (до нескольких метров) покровом рыхлых отложений, содержащих плавник.

А.И. Козлов, исследовавший в 1940 г. западный берег около устья р. Слободской, указывает, что моренные ландшафты ниже отметки 90 м снивелированы деятельностью моря. Более низкая терраса имеет высоту 40-45 м.

И.М. Мигай, работавший в 1939-1940 гг. на том же побережье, в окрестностях бухты Слободской, проводит предел сохранившихся следов ледниковой деятельности ниже, чем А.И. Козлов - на уровне 50-метровых отметок.

Е.М. Люткевич (1941) поднимает уровень послеледниковой трансгрессии до 200 м и одновременно указывает, что 100-метровая терраса «наложена на ледниковые формы» (явления мало совместимые, поскольку имеются в виду аккумулятивные формы). Далее он упоминает о террасах регрессивного ряда высотой 60, 30 и 20 м с остатками плавника. Особо отмечаются «береговые валы», лежащие на отметках около 200 м и фиксирующие положение уровня моря во время максимума послеледниковой трансгрессии. Описания отложений, слагающих террасы и береговые валы, Е.М. Люткевич не приводит.

При просмотре полевой документации Западно-Таймырской экспедиции удалось найти фотографию «береговых валов». Гряда, запечатленная на снимке, по форме идентична ледниковым грядам Западного Таймыра и совершенно не похожа на береговые образования. Отчетливо заметны крупные угловатые валуны, лежащие на ее склоне.

На основании всех этих данных можно с некоторой долей определенности сделать следующие выводы.

1. Достоверные следы послезырянских морских отложений на больших высотах (200-100 м) не установлены.

2. По морфологическим данным намечается серия слабовыраженных террас, несущих скопления плавника (?). Их площадки расположены на высоте 40-55, 30 (?) и 18-25 м. Отложения практически не исследованы.

Прибрежно-морской генезис части этих отложений вероятен, но не доказан.

Об аллювиальных слоях

Типичные полные разрезы аллювиальных отложений, которые можно было бы сопоставлять с каргинским аллювием района Усть-Енисейского порта, неизвестны ни на северо-восточном побережье Гыданского полуострова, ни на северо-западе Таймырской низменности. Это вполне естественно. Отложения каргинского Енисея хорошо устанавливаются только по разрезам скважин, заложенных в пределах его послезырянской долины. На интересующей же нас территории она почти целиком занята акваторией Широкой переправы или руслом гигантской реки, где не закладывалась ни одна скважина. Отложения же малых рек плохо диагностируются в разрезах. Очевидно, они присутствуют в том комплексе отложений, который описан под названием позднеледниковых слоев, но выделить их мы пока что не в состоянии.

Из всех исследователей только С.А. Стрелков (1951) весьма условно намечал каргинские аллювиальные накопления в пределах низины Янато-Монгоче. Он отметил их неотделимость от отложений озерных бассейнов и предложил называть эти слои озерно-аллювиальными. Если понимать под этим термином осадки застойно-проточных бассейнов с переменным режимом, свойственным местным водоемам позднеледникового времени, то можно считать определение С.А. Стрелкова достаточно точным. Необходимо добавить лишь, что описанные нами выше особенности строения позднеледниковых отложений низин позволяют считать началом их накопления время зырянского оледенения. Поэтому на современной стадии исследований целесообразно считать позднеледниковые слои комплексом водно-ледниковых и озерно-аллювиальных отложений. Обширность полей распространения позднеледниковых отложений, охватывающих целые речные бассейны, и их конфигурация также исключают их чисто аллювиальное происхождение.

*  *  *

Результаты пересмотра материалов, послуживших основанием для выделения каргинских морских и аллювиальных отложений как на исследованной территории, так и в смежных районах, позволяют сделать следующие основные выводы.

1. Типичные морские отложения каргинского времени не установлены ни на исследованной нами территории, ни к югу от нее, вплоть до района Усть-Енисейского порта.

2. Прибрежно-морские отложения этого времени, возможно, существуют на морских побережьях Западного Таймыра, но почти совершенно не исследованы.

3. Отложения каргинской террасы района Усть-Енисейского порта четко разделяются (снизу вверх) на три пачки: 1) аллювиальные слои, 2) отложения обширного бассейна с приледниковым режимом и 3) аллювиально-дельтовые слои с таежной флорой. Это позволяет несколько изменить датировку отложений опорного разреза и выделить каргинские межстадиальные речные слои, озерные или эстуарные слои, соответствующие сартанской (норильской) стадии зырянского оледенения, и речные голоценовые – аллювиально-дельтовые слои.

4. Отложения каргинской террасы района Усть-Енисейского порта по стратиграфическому положению и условиям формирования соответствуют позднеледниковым накоплениям низин исследованной территории, что позволяет рассматривать последние как комплекс водно-ледниковых и озерно-аллювиальных отложений, накопившихся в течение рецессии зырянского оледенения, каргинского межстадиального времени и сартанской (горной) стадии оледенения.

5. Формирование позднеледниковых отложений, начавшееся в условиях свободного стока, продолжалось при затрудненном стоке в обширных слабопроточных и застойных бассейнах. Единственной причиной их возникновения могло быть повышение уровня моря. Относительное повышение уровня моря началось, очевидно, в конце каргинского межстадиального времени и сохранялось в сартанское время.

ПОЗДНЕ-ПОСЛЕЛЕДНИКОВЫЕ ОЗЕРНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ

Озерные алевриты, глины и пески, залегающие на зырянских слоях возвышенностей или на позднеледниковых накоплениях низин, заполняют многочисленные мелкие понижения рельефа - котловины частично или полностью спущенных озер. Большая часть их продолжает формироваться и поныне на дне бесчисленных современных водоемов. Разрезы озерных отложений встречаются сравнительно редко. Мощность их не превышает 8 м, соотношения с подстилающими слоями - четкие. Озерные отложения чаще всего не перекрыты позднейшими накоплениями, но иногда на них залегают автохтонные торфяники.

Характерной фациальной особенностью нормально развитых озерных отложений является постоянное присутствие многочисленных (сезонных?) тонких (до нескольких миллиметров) слойков аллохтонного растительного «войлока». По наблюдениям автора, эта особенность в равной мере присуща современным озерным отложениям. По-видимому, слойки образуются во время весеннего таяния снегов, когда «дикие» воды нарушают слабый покров тундровой растительности и сносят продукты его разрушения в озерные котловины.

Озерные отложения юго-западной окраины гор Бырранга изучены еще очень слабо. Только Н.Г. Акатов и Т.П. Кочетков, по наблюдениям 1935-1936 гг., упоминают об «озерных полосчатых глинах с пресноводной фауной». Автору удалось найти озерные слои только в одном разрезе, в обнажении 204 на р. Наголады (в Сырадасайской котловине), где зелено-серые пахучие алевриты мощностью 2,4 м, содержащие редкие прослои намывного торфа и крупные ветки ивы, залегают на флювиогляциальных галечниках верхнетаминской стадии зырянского оледенения.

На возвышенности Чилку, на высоте около 100 м над уровнем моря, озерные отложения слагают с поверхности 5-метровую абразионную террасу оз. Налимьего. Они представлены только грубыми прибрежными наносами - штрандовыми галечниками, местами слагающими низкие штормовые валики на площадке древнего пляжа, настолько узкой, что по ней с трудом можно проехать верхом. Мощность озерных накоплений там не более 0,5 м.

На оз. Нерхато (Рыбном), лежащем в западной части возвышенности Лыдде, на высоте около 70 м над уровнем моря, озерные слои (1-4) слагают цокольную террасу. В обнажении 2122-п, описанном С.Л. Троицким, они имеют следующее строение (сверху вниз):

Основание разреза - на уровне озера.

Из слоя 3 и соответствующей ему части соседнего обнажения 2124-п собраны раковины пресноводных моллюсков: Radix auricularis (L), R. ovata (Drap.), Gyraulus gredleri siroemi West., Valvata piscinalis (Mull.), V. piscinalis fluviatilis Colb., Pisidium subtruncatum Malm.

На южной окраине Моховой Лайды, по правому берегу р. Хабей, около ее устья, расположены обнажения 900-901-п, исследованные С.Л. Троицким и И.А. Волковым. Озерные слои (1-7), слагающие верхнюю часть разреза, залегают на флювиогляциальных песках (слой 8). Сверху вниз обнажены:

Основание обнажения в 0,7 м над р. Хабей (около 27 м над уровнем моря).

На Гыданском побережье Енисейского залива озерные отложения удалось наблюдать только в пределах низин Береговой и Няйу.

В среднем течении р. Екаряуяха (рис 23), в обнажении 147-т, они залегают на позднеледниковых слоистых песках (слой 4). Сверху вниз обнажены:

Основание разреза на высоте 1 м над уровнем реки (около 19 м над уровнем моря).

Озерные накопления низины Няйу занимают обширную площадь, исчисляемую десятками квадратных километров. Вдоль реки Екаряуяха, прорезающей низину, они выходят на протяжении 12-13 км. В 6 км выше обнажения 147-т, в верхней части однотипного с ним разреза 152-т, найдена челюсть молодого мамонта, а в осыпи - зуб лошади.

На р. Хальмеряха, в юго-восточной части Береговой низины, выходит небольшая линза озерных отложений мощностью около 2-3 м. В обнажениях 283-284-т хорошо виден их контакт с подстилающими позднеледниковыми песками. На слабовогнутую поверхность кровли песков ложится 70-сантиметровый слой чистой неслоистой зеленой глины, не содержащей органических остатков. Выше глина переходит в серовато-бурый слоистый алеврит с единичными прослойками и линзочками торфяного войлока. Разрез венчают бурые алевриты с обильными слойками намывного торфа.

По берегам Енисея и Енисейского залива хорошие разрезы озерных отложений редки. В.Н. Сакс и А.П. Пуминов приводят их единичные описания. Озерные слоистые пески и алевриты с прослойками намывного торфа, общей мощностью до 5 м, приурочены к небольшим низинам и котловинам, срезанным береговыми склонами. Они залегают на высоте от 8 до 20 м над уровнем моря и изредка перекрыты автохтонными голоценовыми торфяниками (обн. 184-п южнее р. Сопочной).

Стратиграфическое положение озерных отложений позволяет относительно просто определить время их формирования в широких пределах как поздне-послеледниковое. Более точное определение начала и конца накопления отложений следует устанавливать в каждом конкретном случае.

Нижним возможным пределом возраста озерных слоев, залегающих на возвышенностях, является позднезырянское время, в низинах - позднеледниковое (в широком смысле) или послеледниковое. Формирование линз озерных отложений могло прекратиться практически в любое время, так что определенный верхний предел наметить трудно. Однако следует полагать, что массовое осушение древних озерных котловин наиболее интенсивно происходило во время врезания Енисея в 25-40-метровую террасу позднеледникового бассейна, в начале послеледникового времени.

Для точного определения возраста озерных отложений необходим биостратиграфический материал значительно более обширный, чем тот, которым мы располагаем в настоящее время.

ПОЗДНЕ-ПОСЛЕЛЕДНИКОВЫЕ ЭЛЮВИАЛЬНЫЕ И ДЕЛЮВИАЛЬНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ

Элювиальные и делювиальные отложения Западно-Таймырских увалов представлены неразвитыми грубообломочными накоплениями. Они начали формироваться после освобождения склонов и вершин увалов от льдов последнего оледенения и продолжают развиваться поныне. Мощность их не превышает нескольких метров.

Коллювиальные образования в виде скоплений остроугольных обломков базальта и долерита залегают у подножия крутых склонов в Сырадасайской котловине, котловине Надудотурку, в троговых долинах и цирках. Они хорошо опознаются на аэрофотоснимках по специфической структуре фототона: густой системе темных размытых линий, собранных в кистевидные пучки, сужающиеся вниз по склонам.

Грубообломочный элювий образует «каменные моря» на вершинах увалов. Они развиваются на участках, не прикрытых ледниковым наносом. Разрушение скального субстрата в условиях арктического климата идет весьма интенсивно. Из-под развалов каменных глыб текут плащеобразные потоки и струйки, выносящие нивальный мелкозем, образующийся при дезинтеграции обломков.

Последний отлагается тут же в мелких лужицах и местных понижениях рельефа, погребает чахлую растительность и образует тонкие обнаженные покровы глинисто-алевритового состава (бурые элювиальные глины Ю.Л. Рудовица, 1939).

В низменностях, сложенных рыхлыми отложениями, элювиальные образования практически отсутствуют. Маломощный (до 0,5-1 м) делювий распространен широко, главным образом на склонах, сложенных песками. На склонах, сложенных глинами и алевритами, нередко образуются солифлюкционные конусы выноса в устьях рассекающих их крутых лощин.

ПОСЛЕЛЕДНИКОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ

Торфяники. Единственным видом органогенных послезырянских отложений являются торфяники. Подобно озерным отложениям, они занимают небольшие местные понижения рельефа, залегая на озерных отложениях, позднеледниковых накоплениях низин, на зырянских слоях и даже на размытой поверхности морских дозырянских отложений.

По типу накопления торфяники относятся к низинным.

Мощность торфа достигает 1,5-2,8 м. Как правило, торфяники не перекрыты позднейшими отложениями.

Почти все торфяники несут следы разрушения. Они разбиты на блоки полигональными системами глубоких морозобойных трещин. Часто верхние слои торфа содраны снежной корразией. Глыбы торфа обвисают вдоль стен морозобойных трещин, создавая большие затруднения при расчистках. Современного прироста торфяной массы не наблюдается. Эти признаки позволяют считать торфяники реликтовыми.

При мелкомасштабной геологической съемке торфяники обычно рассматривались как единые тела, без разделения на горизонты: строение их известно по единственному разрезу (обн. 32-п), расположенному на берегу Енисея, в 4 км южнее устья р. Яковлевой, около навигационного знака «Секстан» (Пуминов, 1948 г.). Кровля обнажения лежит на высоте 44 м над уровнем моря. Сверху вниз здесь выходят:

По всему разрезу встречаются остатки Carex rostrata Stok., Menyanthes trifoliata L.

С.А. Стрелков (1951), описывая торфяники Черных яров на Гыданском берегу Енисея между устьями рек Шамбота и Монгочеяха, отмечает тонкие прослойки песков между отдельными пачками торфа. В основании одного из торфяников (обн. 18-ст) найдена древесина Betula sec. Albae Rgl.

В обнажении 56-с торфяник лежит на вершине 7-метрового гидролакколита (булгунняха); слои торфа мощностью 0,5-0,7 м перемежаются с прослойками озерных алевритов.

Речные отложения. Позднеледниковые речные отложения низин, как указывалось выше, пока что неотделимы от одновозрастных накоплений иного генезиса. В пределах возвышенностей, поднимающихся над уровнем позднеледниковых водоемов, неразвитые речные накопления, сформировавшиеся за счет перемывания зырянских галечных песков и морены, практически невозможно отделить от отложений флювиогляциальных террас. Поэтому из всех послезырянских аллювиальных отложений отчетливо устанавливаются только собственно послеледникоые отложения речных террас, локализованные в долинах современных рек.

Отложения первой террасы. Разрезы отложений первой (и единственной) надпойменной террасы, поднимающейся от 5 до 15 м над уровнем современных рек, малочисленны, так как сама терраса встречается в виде единичных уцелевших от размыва изолированных площадок.

На Енисее, севернее устья р. Яковлевой, около пос. Сопочная Карга, В.Н. Сакс и А.П. Пуминов наблюдали разрезы 5-8-метровой террасы, сложенной серыми слоистыми песками или темно-бурыми алевритами с пропластками аллохтонного торфа в верхней части. На поверхности террасы, в карманообразных углублениях кровли аллювия, залегают торфяники мощностью до 2 м.

С.А. Стрелков (1951) описывает разрезы первой террасы высотой от 10-15 до 30 м на Гыданском берегу Енисея, в низине Янато-Монгоче; фактически он не отделяет ее отложения от накоплений позднеледникового бассейна. Судя по приведенным им описаниям, нижняя часть террасы (10-15 м) сложена косослоистыми песками с галькой. Непосредственно на песках лежат автохтонные торфяники Черных яров. Такой тип разреза несвойствен аллювиальным накоплениям. К тому же, «нижняя надпойменная терраса» на этом участке не выражена в рельефе: она не имеет ни оформленной линейной площадки, ни тылового шва. Вероятно, С.А. Стрелков принял за аллювиальную террасу пониженный участок позднеледниковой озерной равнины, прорезанной Енисеем.

По наблюдениям С.Л. Троицкого и А.П. Пуминова в 1948 г., небольшие участки первой террасы высотой 5-7 м, сложенной косослоистыми песками, имеются на реках Гольчихе и Поеловояха. В аллювиальных песках 7-метровой террасы в среднем течении р. Поелово встречаются обломки древесины.

Наиболее интересный разрез 7-9-метровой надпойменной террасы описан Ю.Л. Рудовицем (1939) на р. Глубокой, в 20 км от устья.

Подобные же отложения найдены в 5 км ниже по реке.

Близкие по облику отложения слагают 5-6-метровую террасу между устьями рек Зырянки и Каменки на Таймырском берегу залива (по данным Н.Г. Акатова и Г.П. Кочеткова). Верхняя часть разреза террасы (1,5 м по мощности) не вскрыта.

Ниже выходят (сверху вниз):

Пресноводные слои аллювиального облика, слагающие 6-метровую террасу, прослеживаются и дальше к северу, в открытой части Енисейского залива. На южном берегу о. Крестовского выходят глины мощностью до 4 м с раковинами Unio sp. (очевидно, Anadonta sp. - С.Т.) и стволами лиственницы, подстилаемые разнозернистым слоистым песком видимой мощностью до 2 м (по описаниям Н.Г. Акатова и Г.П. Кочеткова).

Для большей части разрезов первой террасы в бассейне Енисея, как видно из описаний, характерно присутствие древесных остатков или значительных прослоев намывного торфа. Местами на поверхности террас лежат субаэральные накопления - торфяники. Весьма примечательно, что древесные остатки встречаются не только на Енисее, где они могут быть и заносными, но и в отложениях малых рек. Пресноводные слои доходят до острова Крестовского, лежащего в 110 км от устья Енисея и в 200 км от внешнего края его современной дельты - Бреховских островов.

На реках бассейна Пясины - Пуре, Моховой, Быстрой - первая терраса имеет столь же незначительное распространение, как и в бассейне Енисея.

В верхнем течении р. Быстрой, ниже устья р. Нюадары, аллювий 8-13-метровой террасы представлен гравийным галечником мощностью до 3,5 м, лежащим на цоколе из морских межледниковых алевритов (обн. 123-т). В среднем течении той же реки, в пределах Среднебыстринской котловины, 10-метровая терраса сложена песчаными пачками разной зернистости с прослоями и линзами грубых валунно-галечных песков общей мощностью до 5 м. Пески подстилаются зеленовато-серыми и сизыми алевритами и глинами с пропластками намывного торфа.

Возможно, что отложения первой террасы р. Быстрой на этих участках сформировались раньше, чем накопления первой террасы в бассейне Енисея. К тому же и сама терраса выше. Более грубый состав отложений может быть связан не только с местными условиями (размыв зырянских отложений), но и с поступлением в реку предледниковых вод с Западно-Таймырских увалов. В таком случае возраст слагающих ее отложений следует опустить до позднеледникового (сартанского).

Первая терраса в низовьях рек Быстрой и Моховой, а также в среднем течении р. Пуры и по высоте (6-8 м) и по облику отложений весьма сходна с террасами бассейна Енисея. Ее слагают слоистые пески, содержащие в верхней части тонкие пропластки намывного торфа.

А.П. Пуминов и автор прежде выделяли первую террасу высотой 10-15 м в среднем течении р. Моховой. Однако после исследования всей Моховой Лайды выяснилось, что за первую террасу был принят сниженный дистальный край зандрового поля, прорезанный р. Моховой. Возможно, что верхняя часть зандровых песков была частично перемыта водами реки еще до углубления долины, но отделить эту часть от собственно водно-ледниковых отложений пока что невозможно ни по строению разрезов, ни по морфологическим признакам.

Отложения пойменных террас. Аллювиальные накопления пойменных террас занимают значительные участки только в пределах низин и в Сырадасайской котловине, несущей на дне достаточно мощный покров рыхлых отложений.

Из всех рек, прорезающих возвышенности, только р. Яковлева имеет довольно широкую пойму. Высота пойменной террасы, соответствующая кровле современных речных отложений, достигает 2-4 м над меженным уровнем рек. Подошва речных отложений опускается под уровень потоков. Судя по высоте террасы и глубинам, мощность аллювия малых рек должна быть не менее 5-10 м.

Буровая скв. 9, заложенная в долине р. Яковлевой около устья, прошла речные отложения мощностью до 28 м; подошва их располагается на 24 м ниже уровня моря. Разрез отложений, по керну, имеет следующее строение:

Неполный отбор керна и плохая его сохранность не позволяют уверенно определить возраст аллювия. Возможно, что нижние слои относятся к более раннему, позднеледниковому (каргинскому) времени. Об этом может свидетельствовать и положение подошвы речных песков, близкое к положению подошвы каргинского аллювия Енисея в районе Усть-Енисейского порта (22-32 м ниже уровня моря).

Мощность речных отложений Енисея, лежащих под акваторией Широкой переправы и на баре, может достигать нескольких десятков метров. По берегам Енисея севернее 71° с.ш. современные аллювиальные отложения отсутствуют, если не считать песчано-галечных и валунных накоплений бечевников, не превышающих 0,5-1 м, а также дельтовых накоплений рек Яковлевой и Гольчихи, выдвинутых за береговую линию великой реки.

Отложения пойменных террас и русловые накопления современных рек весьма разнообразны по механическому составу, который в значительной степени зависит от размеров потока и состава размываемых им отложений.

В верховьях рек, начинающихся на возвышенностях, среди полей зырянских отложений, неразвитый русловый аллювий состоит из остаточных валунно-галечных скоплений. Такой же состав имеют отложения бечевников и русел рек, прорезающих возвышенности или текущих по дну ледниковых долин Западного Таймыра.

Пойменные террасы рек, размывающих позднеледниковые пески и алевриты обширных низин, сложены песчаным и алевритовым материалом со слойками и пропластками аллохтонного торфа.

В низовьях рек, впадающих в Енисей и Енисейский залив, пойменные террасы сложены серыми и бурыми слоистыми песчанистыми или глинистыми алевритами, переслоенными растительным «войлоком». Вблизи Енисея в отложениях пойменных террас встречаются обломки древесины и целые древесные стволы, занесенные половодьем.

Береговые террасы Енисейского залива. На берегах Енисейского залива послеледниковая терраса высотой 5-6 м встречена только около устьев рек Каменки и Зырянки; за северной границей территории исследований она распространена на южном берегу о. Крестовского. Отложения, слагающие 5-6-метровую террасу, имеют явный пресноводный облик и описаны выше как отложения первой речной террасы.

Ю.Л. Рудовиц (1939) описал морские глины с Portlandia arctica (Gray), слагающие 8-метровую террасу на правом берегу Енисейского залива, у мыса Макаревича (в 60 км к северу от границ интересующей нас территории). По материалам М. Н. Парханова, на этом участке у самого уровня моря обнажаются морские межледниковые глины. Вполне возможно, что Ю.Л. Рудовиц видел лишь цокольную террасу, вырезанную в более древних глинах с морскими раковинами.

Нижняя (современная) терраса высотой 1,5-2,5 м (местами до 3-4 м) распространена около устьев рек Зырянки, Глубокой, на берегу залива Шайтанская курья. На Гыданском побережье она занимает значительные участки около мыса Песчаного, между устьями рек Екаряуяха и Поеловояха, около пос. Ошмарино и Сопочная Карга. Терраса сложена мелкозернистыми хорошо сортированными песками с огромным количеством плавника.

По описанию В.Н. Сакса, севернее Сопочной Карги на берегу Енисейского залива прослеживается 2-3-метровая терраса, целиком сложенная торфом. Эту террасу В.Н. Сакс относил ко времени климатического оптимума.

По нашим наблюдениям, как на Таймырском, так и на Гыданском берегах залива, действительно наблюдаются скопления растительных остатков так называемой шехтары, образующей рыхлые войлоковидные пласты мощностью до 0,5-0,7 м. Они залегают на площадках современного пляжа, имеющего высоту до 2-3 м, и являются современным образованием. Пласты «шехтары» накопляются при затоплениях пляжей, вызванных нагоном воды, и формируются из остатков мхов, трав и водорослей, принесенных Енисеем или выброшенных штормами на низкие берега.

К ОГЛАВЛЕНИЮ