Глава V

СТРОЕНИЕ РЕЛЬЕФА

В кратком орографическом очерке, приведенном в начале работы, описаны основные черты рельефа района исследований. В его границы входят смежные части различных геоморфологических областей: двух величайших равнин Сибири и низкогорной области Бырранга. В рельефе исследованного района они противостоят друг другу как крупные формы первого порядка.

Сами они распадаются на неровности второго порядка: увалы и котловины (Западный Таймыр), возвышенности и низины (низменности). В свою очередь поверхность последних осложнена неровностями более низких порядков главным образом ледникового и водно-эрозионного происхождения.

Рекогносцировочный характер проведенных исследований позволяет остановиться лишь на некоторых основных вопросах строения и происхождения рельефа.

ЗАПАДНО-ТАЙМЫРСКИЕ УВАЛЫ И НИЗМЕННОСТИ

Контраст между холмистыми равнинами низменностей и низкогорным ландшафтом Западно-Таймырских увалов составляет наиболее яркую особенность рельефа исследованной территории. Он явно связан с различием в их геологическом строении и, очевидно, является относительно древней чертой рельефа.

Почти полная неизученность юрских и меловых отложений, залегающих по периферии Западного Таймыра, наряду с отсутствием отложений палеогеновой и неогеновой систем, не дают возможности точно определить, с какого времени Западный Таймыр стал возвышаться над прилегающими равнинами. Неизвестно также существовала ли когда-нибудь на месте современных увалов горная страна.

Очень приближенно можно ответить на эти вопросы лишь исходя из общих сведений о геологической истории гор Бырранга, частью которых являются Западно-Таймырские увалы.

Накопление мощных толщ осадочных и вулканогенных пород, слагающих современную Таймырскую складчатую зону, прекратилось в нижнем триасе. В среднем и верхнем триасе проявились восходящие движения, дифференцировались области накопления и сноса; в межгорных впадинах Центрального Таймыра формировались кластические толщи молассового типа.

В это время на месте центральной и восточной части современных гор Бырранга могли существовать довольно высокие древнекиммерийские горные сооружения. Южная же часть Западного Таймыра, сохранившая до настоящего времени мощную толщу триасовых эффузивов, очевидно, не возвышалась или слабо возвышалась над равнинами, погребенными ныне под юрскими и меловыми отложениями Усть-Енисейской впадины. Невысокая гряда низких гор могла существовать в это время на месте Сырадасайской антиклинали, со свода которой снесена толща базальтов и туфов общей мощностью до 600-700 м.

Вероятно, в юрском и меловом периодах южная часть Западного Таймыра также не поднималась или почти не поднималась над аккумулятивными равнинами Усть-Енисейской впадины. Н.А. Гедройц (1951), В.Н. Сакс и 3.3. Ронкина (1957), исследовавшие минералогический состав терригенных отложений Усть-Енисейской и Хатангской впадин, установили, что южная часть Таймырской складчатой зоны, сложенная эффузивами основного состава, не подвергалась интенсивному размыву на протяжении всего мезозоя. Вероятно, занимавшие Усть-Енисейскую впадину мезозойские моря заливали частично эту область, откладывая свои осадки, уничтоженные целиком при последующем поднятии. Только в периоды регрессий некоторые участки (в частности, северная часть Западного Таймыра и Сырадасайская антиклиналь, с которых снесена толща базальтов и туфов) выходили на дневную поверхность и подвергались непродолжительной денудации. Погружение Западного Таймыра под уровень морских вод наиболее определенно устанавливается в туроне - коньяке, а последующая денудация - в сантоне - кампане (Сакс, Ронкина, 1957).

Повсеместное отсутствие палеогеновых, неогеновых и древнечетвертичных отложений, а также признаки глубокого размыва меловых пород говорят, скорее всего, об общем поднятии Западного Таймыра и прилегающих частей низменностей по крайней мере с неогена. Такое предположение находит подтверждение в общей тектонической обстановке этого времени, когда альпийский тектогенез не только создал молодые складчатые системы, но и поднял части древних складчатых зон и платформ, обрамляющие Западно-Сибирскую и Таймырскую субгеосинклинальные впадины.

Во второй половине четвертичного периода, судя по постоянному преобладанию моноклинных пироксенов в тяжелой фракции отложений этого возраста (Сакс, 1945, 1951, 1953), область Западно-Таймырских увалов уже определенно поднималась над низменностями и разрушалась достаточно интенсивно.

Таким образом, если рассматривать Западно-Таймырские увалы в целом, как единую крупную возвышенность, то наиболее вероятен ее кайнозойский (альпийский) возраст.

Окраинные части Западно-Сибирской и Таймырской низменностей, прилегающие к Западному Таймыру, на протяжении юрского и мелового периодов испытывали длительное погружение. Накопление мелководных морских и континентальных отложений шло практически непрерывно. Десятки миллионов лет существовали подводные аккумулятивные равнины, формировавшиеся на дне мелководных морей. Временами их сменяли невысокие прибрежные пространства - субаэральные аккумулятивные равнины.

Следы глубокого размыва и расчленения кровли меловых отложений свидетельствуют о том, что кайнозойское поднятие превратило и эти области в арену деятельности денудационных процессов. Однако пересеченность рельефа не могла выйти за пределы холмисто-увалистой равнины, так как низкая механическая прочность песчано-глинистых мезозойских отложений, почти не затронутых диагенезом, обеспечивала высокие скорости сноса.

Аккумулятивные равнины сменились денудационными, но общая равнинность местности сохранялась непрерывно. Следовательно, исторические корни этой наиболее общей черты рельефа современных окраин двух великих сибирских низменностей, входящих в границы района исследований, тянутся по крайней мере к середине мезозойской эры.

РЕЛЬЕФ ЮЖНОЙ ОКРАИНЫ ЗАПАДНО-ТАЙМЫРСКИХ УВАЛОВ

В кратком орографическом очерке, приведенном в I главе, описаны основные элементы рельефа этой части исследованйой территории: увалы Водораздельный, Тамы и Косотурку, а также разделяющие их впадины (котловины).

Увалы расчленены целой системой троговых долин на отдельные изолированные и полуизолированные возвышенности. Последние нередко увенчаны относительно ровными или полого-волнистыми поверхностями, ограниченными крутыми склонами трогов и крупных котловин с четкими бровками. Особенно обширны такие выравненные участки на увале Тамы и в западной части Водораздельного увала. Они создают впечатление остатков единой поверхности выравнивания, сильно размытой, расчлененной, но еще угадывающейся по сохранившимся фрагментам и по близким отметкам смежных возвышений. Автор попытался реконструировать ее общий облик, составив мелкомасштабную карту вершинной поверхности (рис. 30).

Карта позволяет выявить характерные черты этой поверхности. Она отчетливо понижается с северо-северо-запада на юго-юго-восток, к Таймырской низменности. В этом направлении высота ее плавно уменьшается с 320-290 до 260-220 м, средние уклоны составляют 0,001-0,003. Над основным уровнем поднимаются на несколько десятков метров только отдельные пологие холмы. Их распределение, план расположения и ориентировка склонов не зависят ни от плана современной речной сети (и троговых долин, к которым она приурочена), ни от расположения крупных котловин. Поверхность четко ограничена склонами и уступами со стороны Сырадасайской впадины, котловины Надудотурку и Таймырской низменности.

Если столовая форма отдельных вершин еще может быть объяснена горизонтальным залеганием лавовой толщи в осевых частях синклиналей (Мутафи, 1950) или гольцовым выравниванием (по мнению В.Д. Дибнера), то само существование единой поверхности и указанные выше ее особенности созданы скорее всего длительным денудациоиным выравниванием. Поверхность выравнивания срезает древнекиммерийские структуры Таймырской складчатой зоны, и нижний возрастной предел ее формирования приходится на конец триаса. Верхний предел определяется общим кайнозойским поднятием Западного Таймыра.

Поверхность выравнивания расчленена на отдельные участки крупными впадинами - Сырадасайской и Надудотурку, соединенными Сырадасайским коридором. Дно впадин лежит на 150-200 м ниже вершинной поверхности увалов; отчетливо выраженные склоны срезают триасовые эффузивы и терригенные пермские породы. Значительные размеры впадин, их линейная долинообразная форма и сочленение друг с другом, напоминающее слияние долин, позволяет считать их древними эрозионными формами. Обе впадины определенно существовали уже в санчуговское время, так как морские отложения этого возраста, отсутствующие на поверхности увалов, найдены в пределах впадин. Заложение же первичных эрозионных понижений, вероятно, следует относить к более раннему времени, по крайней мере к периоду кайнозойского поднятия Западного Таймыра и начала расчленения поверхности выравнивания.

Очертания Сырадасайской впадины довольно точно соответствуют сводовой части Сырадасайской брахиантиклинали, так что она является обращенной (по отношению к структуре) формой рельефа. Ограничивающие впадину склоны совпадают с крупными продольными сбросами. Первичное понижение на месте впадины могло заложиться, вероятно, еще во время формирования поверхности выравнивания, так как выходящие в ядре антиклинали песчаники и сланцы размывались несравненно легче окружающих базальтов. Малая устойчивость этих пород сказывалась и в дальнейшем, так как поперечник впадины (8-10 км) вдвое больше ширины Сырадасайского коридора, являющегося ее продолжением.

Сырадасайская впадина на всем своем протяжении сохраняет поперечное сечение широкого трога, дно которого в западной части врезано в скальные доюрские породы, а в восточной уходит под отложения Сырадасайского позднеледникового озера. Маломощный покров ледниковых и позднеледниковых отложений почти не нарушает ее общего денудационного облика. Экзарационные формы склонов хорошо сохранились и лишь местами нарушаются скальными уступами и небольшими участками колювиальных шлейфов у их подножия.

В западной части пологие моренные холмы и грядки, достигающие 10-20-метровой высоты, то беспорядочно усеивают дно впадины, то группируются в неясные прерывистые дуги, обращенные выпуклостью к востоку. Наиболее четко выделяется Сырадасайская гряда, пересекающая одноименную реку в 25 км выше устья р. Наголады. Восточная часть дна котловины занята плоской поверхностью террасы позднеледникового озера с отметками 100-90 м.

Долинная сеть в границах впадин имеет чрезвычайно молодой облик. Даже долины наиболее крупной р. Сырадасай и ее притоков почти совершенно не разработаны. Глубина долины Сырадасая не превышает 8-12 м, единственная терраса - узкая пойма высотой 2-4 м - появляется участками то на правом, то на левом берегу, несколько расширяясь лишь в местах пересечения рекой мелких впадин между ледниковыми холмами. Только в восточной части, где река размывает позднеледниковые флювиогляциальные галечники, озерные алевриты и пески, появляются более обширные сегменты пойменной террасы. Озерная терраса прорезана свежими эрозионными рытвинами и оврагами.

Сырадасайский коридор, являющийся суженным восточным продолжением Сырадасайской котловины, четко отделяется от нее лишь в плане. Длина его около 30 км, ширина 3,5-4 км; в поперечном профиле он имеет типичную форму трога. Высота скалистых склонов достигает 120-180 м. Скальное дно перекрыто осадками пролива, соединявшего Сырадасайское позднеледииковое озеро с Наркайскими озерами. Поверхность озерной террасы лежит на отметках 90-75 м. Долина р. Сырадасай врезана в нее на глубину до 10-15 м; пойменная (единственная) терраса расширяется здесь до 1-2 км.

Формирование Сырадасайского коридора тесно связано с образованием Сырадасайской впадины и, очевидно, во многом ее повторяет. В отличие от последней он прорезает сравнительно однородную толщу основных эффузивов и, вероятно, поэтому сохранил четкую линейную форму древней долины. Можно полагать, что она возникла во время заложения Сырадасайской котловины и была выработана дренировавшей ее рекой.

Склоны трога не террасированы, так что никаких морфологических следов дочетвертичных или раннечетвертичных эрозионных циклов не сохранилось. Нет на них и древних морских террас, которые могли бы соответствовать максимуму четвертичной трансгрессии, хотя санчуговское море, вероятно, затопляло древнюю долину, превращая ее в пролив. Очевидно, слабые следы более ранних событий стерты экзарационной деятельностью последнего (зырянского) оледенения.

Впадина Надудотурку выражена не столь резко, как остальные понижения, контуры ее более расплывчаты, но глубина по отношению к вершинам окружающих увалов и здесь сохраняется в пределах 150-120 м. Большую часть дна впадины занимает оз. Надудотурку. Впадина почти не замкнута со стороны Таймырской низменности и отделена от смежной с ней Наркайской низины только узким и низким прерывистым скалистым гребнем Усть-Сырадасайского увала. Пологие скальные склоны впадины покрыты только тонким покровом морены, сквозь который проступают базальтовые карнизы и гривки. Юго-восточная и южная части дна впадины заняты небольшими участками плоской позднеледниковой озерной террасы, возвышающейся на 18-20 м над уровнем озера Надудотурку. По западным и северным берегам озера терраса не прослежена. Вдоль береговой линии озера тянется современный галечно-валунный пляж шириной несколько десятков метров, несущий на своей поверхности штормовые и ледонапорные береговые валы высотой до 3,5-4 м.

Озеро Надудотурку является местным базисом для впадающих в него рек Сырадасай, Дюндака и Лабака, в устьях которых расположены их обширные низкие современные дельты.

Значительные размеры впадины Надудотурку позволяют предполагать, что формирование ее протекало в те же сроки, что и образование Сырадасайской впадины и одноименного коридора. Сама форма впадины, состоящей из соединения широтного линейного понижения, продолжающего Сырадасайский коридор, с таким же понижением, ориентированным с северо-запада на юго-восток, наводит на мысль о существовании здесь древнего долинного соединения, выработанного Палео-Сырадасаем и Палео-Дюндакой, а впоследствии расширенного и сглаженного денудационными процессами.

Впадина существовала во всяком случае уже в санчуговское время, так как морские осадки, лежащие под зырянской мореной, найдены в ее пределах на реках Лабаке и Дюндаке. Экзарационная обработка впадины не столь отчетлива, как у смежных понижений.

Формы, созданные ледниковой аккумуляцией, деятельностью поздне-послеледниковых бассейнов и рек, не изменили сколь-нибудь значительно денудационного рельефа впадин.

Троговые долины наряду с крупными впадинами играют наиболее существенную роль в рельефе южной окраины Западного Таймыра. К ним приурочены долины всех более или менее значительных современных рек: Верхней Тамы, Крестьянки, верховьев Сырадасая, Наголады, Тамы, Сырута и некоторых их притоков. Троги, сливаясь друг с другом, образуют систему линейных понижений, открывающихся в котловины. Нередко они соединяются верховьями, образуя сквозные троговые долины.

В западной части Водораздельного увала троги единичны, зато в восточной, между р. Верхней Тамы, Сырадасайским коридором, р. Дюндакой и оз. Надудотурку, располагается целый лабиринт троговых долин, в одном из разветвлений которого лежит оз. Сырута. Увал Тамы расчленен единичными трогами, открывающимися в Сырадасайскую котловину и Таймырскую низменность.

Ширина трогов обычно не превышает 1,5-2 км, средняя глубина составляет 60-120 м. Длина наиболее крупного из них - Верхнетаминского - 40 км. Скальное дно трогов обнажается редко, выходы прочных пород обычно наблюдаются в верхней трети склонов; ниже лежит сплошной покров морены.

Все троги имеют простое строение, отчетливо выраженные склоны, лишенные каких-либо перегибов, площадок или уступов, кроме небольших структурных карнизов, приуроченных к выходам наиболее прочных пластов базальта или силлов долерита.

Характерно, что длинные троговые долины совершенно не связаны с цирками. Они чаще всего заканчиваются в верховьях сквозными соединениями с сопряженными трогами. Реже второстепенные (боковые) короткие троги, имеющие резкий уклон, в верховьях быстро «раскрываются», уплощаются и теряются среди седловин полого-волнистой поверхности увалов. Вероятно, эти боковые ответвления являлись своеобразными «ледоспусками», руслами, по которым ледяные массы стекали к долинным глетчерам.

Аккумулятивные ледниковые формы на дне трогов встречаются редко; несколько чаще они попадаются в восточной части, между озерами Сырута и Надудотурку. Обычно это миниатюрные моренные бугры высотой 4-8 м или беспорядочные группы их, во впадинах между которыми лежат маленькие озерки-лужи. Единственная отчетливая конечная морена - резкая грядка высотой до 18-20 м - пересекает Верхнетаминский трог в 8 км от устья реки. Севернее оз. Сырута, в троговой долине одноименной реки, встречаются одиночные конические камы высотой 10-15 м. Камовые холмы круты: склоны их наклонены под углом 30-40°. Все аккумулятивные формы очень свежи и прекрасно сохранили свой первичный облик.

Долины рек Крестьянки, Верхней Тамы, Наголады и других водотоков, текущих по дну трогов, устроены крайне примитивно. В верховьях они практически совпадают с руслами, едва врезанными в моренный покров; в среднем течении местами появляются узкие грубые обрывы пойменной террасы высотой 1-2 м, сложенной грубым русловым аллювием. Между такими участками долина имеет вид элементарной эрозионной рытвины глубиной от 2 до 20 м. В местах пересечения скальных выходов и ригелей (чаще всего - в нижнем течении) реки образуют небольшие каньоны глубиной до 15-25 м на протяжении 0,3-0,6 км.

На берегах крупного оз. Сырута, лежащего на дне одного из трогов, никаких террас нет, кроме современного узкого валунно-галечного пляжа - наклонной площадки шириной 3-5 м. Единственными заметными береговыми формами являются ледонапорные валы высотой до 4 м, образующиеся при весенних подвижках озерного льда. Сразу же за узкой лентой пляжа начинается покров морены.

Само наличие сети трогов указывает на существование в дозырянское время системы речных долин, определявшей направление линейной экзарации. Приуроченность трогов к древним долинам тем более вероятна, что за пределами разделяющих увалы трогов и котловин нет никаких следов древних долин. Реки, выработавшие дозырянскую долинную сеть, судя по небольшим размерам трогов, были малыми. Тесная связь системы троговых долин с межгорными впадинами позволяет предполагать, что эти реки были притоками более крупных водных артерий - Палео-Сырадасая и Палео-Дюндаки. Поэтому вполне вероятно, что заложение эрозионных долин на месте современных трогов происходило одновременно с началом формирования больших долинообразных впадин - Сырадасайской и Надудотурку. Долины, по крайней мере их нижние участки, определенно существовали в санчуговское время, так как на дне трогов Сырута, Верхнетаминского и Таминского сохранились морские отложения, лежащие под мореной.

Современные реки, текущие по дну трогов, как указывалось выше, местами врезаются в скальное дно долин. Ю.Л. Рудовиц (1939), впервые указал на эту особенность, как на важный признак общего поднятия Западного Таймыра со времени, предшествовавшего зырянскому оледенению.

Цирки встречены только на северном склоне Сырадасайской котловины, между Водораздельным и Северо-Сырадасайским увалами. Пять хорошо развитых цирков площадью от 4 до 11 км² и глубиной до 50 м расположены на одной линии, в одном и том же интервале высот. Дно цирков также лежит на одном уровне – 140-150 м абс. высоты.

Дно цирков едва прикрыто маломощным моренным покровом: даже слабые ручейки, сбегающие со склонов, постоянно обнажают скалистое дно. Крайне редко на дне располагаются единичные моренные бугры высотой 2-4 м. Задние стенки цирков поднимаются очень круто и нередко обрываются скальными карнизами. Короткие широкие троги, прорезающие Северо-Сырадасайской увал, соединяют их с Сырадасайской котловиной. Перед выходом во впадину дно трогов волнообразно повышается, образуя предустьевые ригели, прорезанные узкими каньонами современных ручьев, дренирующих цирки. Дно этих коротких трогов повисает на высоте 30-50 м над дном Сырадасайской впадины.

Переуглубление Сырадасайской котловины по отношению к выводным трогам цирков объясняется слабостью экзарационной деятельности маломощных цирковых ледничков, имевших ограниченный бассейн питания. Самостоятельное развитие цирков могло начаться лишь с переходом последнего оледенения в горно-долинную фазу, точнее говоря, тогда, когда мощность льда в Сырадасайской котловине уменьшалась до 120 м, т.е. до относительной высоты гребня Северо-Сырадасайского увала. Примечательно, что цирки образовались на склоне, обращенном к югу, т.е. там, где склон Водораздельного увала мог раньше всего освободиться от сплошного ледяного покрова.

Эрозионные долины за пределами трогов и крупных впадин принадлежат очень слабым водотокам и почти не разработаны. Они имеют вид неглубоких пологих лощин, круто поднимающихся по склонам. Нередко ручьи не имеют даже русла: вода стекает по загроможденному обломками пород и валунами тальвегу. Некоторые ручьи, стекающие в Сырадасайскую впадину со склонов увала Тамы, приспособили свои русла к зонам дробления пород и пропилили в толще базальтов узкие щели-кляммы глубиной до 15-25 м.

Краткая характеристика более значительных речных долин была дана при описании рельефа трогов и впадин, поэтому остановимся только на наиболее общих особенностях строения послеледниковой долинной сети.

Прежде всего, следует отметить резкое несоответствие небольших размеров основных долин масштабам понижений, к которым они приурочены, небольшую их глубину, слабую разработанность поперечного профиля при сравнительно хорошо выработанном продольном, отсутствие цикловых террас (включая пойменную) и решетчатое расположение в плане.

Все эти особенности, кроме последней, объясняются относительной и абсолютной молодостью современной речной сети, возникшей в послеледниковде время, а также тем, что она унаследовала уже готовые долинные формы, сложившиеся до зырянского оледенения и лишь частично переработанные ледниками.

Решетчатое расположение долинной сети, отдельные участки которой образуют резкие коленчатые изгибы и нередко соединяются под прямым углом, обусловлено, очевидно, тем, что при первоначальном заложении долинных понижений, потоки осваивали ослабленные зоны вдоль линий продольных и поперечных разломов в скальном субстрате.

Суммарный эффект эрозионной и аккумулятивной деятельности послезырянских рек и роль современных долин в расчленении увалов настолько ничтожны, что можно без особых погрешностей отожествлять общий облик современного рельефа южной части Западного Таймыра с позднеледниковым.

Краткий обзор строения рельефа южной окраины Западно-Таймырских увалов позволяет считать, что его основные неровности созданы в процессе длительного эрозионного расчленения невысоко приподнятой древней поверхности выравнивания.

В последующей моделировке денудационных форм основную роль сыграло последнее (зырянское) оледенение и лишь на отдельных участках - аккумуляция осадков в позднеледниковых бассейнах и эрозионно-аккумулятивная деятельность послеледниковых рек. Явных морфологических следов межледниковой трансгрессии не сохранилось.

РЕЛЬЕФ СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЫ ТАЙМЫРСКОЙ НИЗМЕННОСТИ И СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО ПОБЕРЕЖЬЯ ГЫДАНСКОГО ПОЛУОСТРОВА

В рельефе окраинных частей Таймырской и Западно-Сибирской низменностей, входящих в границы района исследований, наиболее значительную роль играет чередование крупных пологих возвышенностей и разделяющих их не менее обширных низин. Эти неровности первого порядка свойственны большей части Западно-Сибирской низменности, всей Таймырской, и, по крайней мере, северо-восточной части Русской равнины. Выяснение происхождения возвышенностей и низин имеет первостепенное значение для понимания геоморфологического строения этих территорий и развития их рельефа.

Сами возвышенности обладают разнообразным и сложно построенным мезорельефом, происхождение которого не связано или связано лишь косвенно с процессами, создавшими сами формы первого порядка. В нашем случае - это главным образом ледниковый аккумулятивный рельеф, оставленный зырянским оледенением.

Рельеф низин построен значительно проще: они заняты обширными плоскими или пологоволнистыми поверхностями водно-ледникового или озерно-аллювиального происхождения.

Все поверхности дозырянского и зырянского возраста в большей или меньшей степени разрушены и расчленены густой системой эрозионных рытвин, ложбин стока и речных долин.

Наконец, на побережьях Енисейского залива развиты специфические формы рельефа, образованные абразией и прибрежно-морской волновой аккумуляцией.

Такова в самых общих чертах принципиальная схема строения рельефа равнинной части района исследований.

Возвышенности и низины

Распределение возвышенностей и низин, а также основные морфометрические характеристики их были описаны в I главе. Напомним, что большинство возвышенностей имеет вид широких более или менее вытянутых пологих гряд, поднимающихся в среднем на 40-60 м над смежными низинами; в крайних значениях превышения достигают 100-120 м. Ширина возвышенностей по основанию в среднем 10-25 км, за исключением платообразной Ерв-Седа, расширяющейся до 50 км. Большинство низин имеет в плане широколопастные или более или менее изометричные очертания. Средняя крутизна склонов возвышенностей составляет 20-40' или от 6 до 12 м на 1 км. Редко она увеличивается до 1° - 1°20'; на очень небольших участках склонов уклон достигает 2-3°.

Из всех возвышенностей только Ерв-Седа имеет более или менее четкое «двухъярусное» строение: нижнюю ступень, лежащую на высотах 70-90 м, и поднимающиеся над ней на 60-80 м пологие возвышения.

Остальные возвышенности не имеют четко дифференцированных уровенных поверхностей, разделенных склонами. Все же, при детальном просмотре подробных топографических карт выявляется, что полово-наклонные или уплощенные участки, разделенные различимыми перегибами склонов, тяготеют к определенным интервалам абсолютных высот. Чаще всего они встречаются и занимают наибольшую площадь на отметках 80-90 м, 100-120 м, 130-140 м, реже (на максимальных высотах) - 150-180 м. Эти участки на поверхности и склонах возвышенностей создают впечатление обрывков сильно стертых, разрушенных и еле угадывающихся в современном рельефе обширных ступеней; это остатки доледниковых террас, не сохранивших отчетливых морфологических признаков.

Плоские или слабоволнистые днища низин расположены на различных отметках - от 10-20 до 80-100 м над уровнем моря. Нередко они слегка приподняты по краям. Поверхности, образующие днища низин, либо почти горизонтальны (низины Наркай, Кабыга-Бигайская, Среднебыстринская), либо имеют слабый, но хорошо выдержанный уклон.

Происхождение возвышенностей и низин. В период рекогносцировочных исследований (Сакс, 1945, 1951), когда еще не было подобных карт, генезис возвышенностей и низин трактовался сравнительно просто. Низины отожествлялись с речными долинами, занятыми широкими ступенями каргинской (II) и нижней надпойменной (I) террас, а возвышенности считались останцами некогда единого плато - высоко поднятой и расчлененной гляциально-морской аккумулятивной равнины.

Соответственно предкаргинская глубинная и боковая эрозия рек принималась в качестве главного фактора, создавшего крупные долинные понижения, прорезавшие не только всю толщу гляциально-морских (зырянских) отложений, но и значительно углубившиеся в межледниковые морские слои.

С появлением точных карт и новых сведений о геологическом строении возвышенностей и низин, эти представления подверглись пересмотру. Выяснилось, что масштабы низин и их конфигурация не могут быть удовлетворительно объяснены послезырянской эрозионной деятельностью рек. Было установлено, что зырянские ледниковые континентальные отложения облекают склоны возвышенностей и погружаются под поздне-послеледниковые накопления низин; было выявлено влияние возвышенностей и низин на распределение различных фаций зырянских отложений. Сложилось новое представление о возвышенностях и низинах, как о крупных элементах дозырянского денудационного рельефа. При этом автором работы было высказано предположение, что предзырянский денудационный рельеф иногда наследует неровности более древние, сформировавшиеся до отложения мощной толщи морских межморенных отложений, т.е. домессовские, а может быть, и досамаровские.

Одновременно возникла и другая точка зрения, трактовавшая возвышенности и низины как новейшие морфоструктуры, образовавшиеся при деформации поверхности морской межледниковой аккумулятивной равнины в результате проявления дифференцированных тектонических движений различного знака или различной интенсивности (Воронов, 1958; Воронов и Егорова, 1958; Кулаков, 1960).

Отметим, что обе эти точки зрения основываются скорее на общих представлениях о геологическом строении возвышенностей и низин, чем на конкретных геологических данных, так как сведения о строении внутренних частях возвышенностей и отложениях, лежащих ниже уровня речной сети в низинах, чрезвычайно скудны. Обе стороны используют геологический материал лишь для подкрепления тех или иных положений, выдвигаемых с общетеоретических позиций. Из-за недостатка фактических сведений остаются открытыми важнейшие вопросы о формах залегания санчуговских слоев, масштабах и геоморфологической роли предказанцевского денудационного перерыва, а также о соотношении склонов возвышенностей с подстилающими отложениями, т.е. именно те вопросы, решение которых могло бы раскрыть историю формирования возвышенностей и низин. Поэтому обсуждение проблемы происхождения этих основных неровностей рельефа равнинной части интересующей нас территории может вестись пока лишь в порядке выяснения большей или меньшей вероятности той или иной точки зрения.

Сторонники неотектонического происхождения возвышенностей и низин исходят из следующих основных положений.

1. Формирование тектонических структур второго и третьего порядка в мезозойской толще Усть-Енисейской впадины, продолжавшееся более 100 миллионов лет, едва ли закончилось в послеверхнемеловое время и должно продолжаться поныне.

2. Если бы не было дифференцированных тектонических движений, поверхность низменностей была бы гораздо более однородной и ровной, так как морская верхнечетвертичная трансгрессия должна была создать сперва абразионную равнину, т.е. срезать крупные неровности рыхлого мезозойского субстрата, а впоследствии - сформировать аккумулятивную морскую равнину.

3. Во время межледниковой трансгрессии и последнего оледенения денудационное преобразование рельефа почти исключалось, создавались благоприятные условия для прямого выражения в рельефе тектонических движений.

Некоторые из этих положений могут быть приняты, другие - явно не бесспорны.

Первое положение трудно оспаривать, но, принимая его, следует иметь в виду, что формирование структур шло не только в мезозое и второй половине четвертичного периода, но и во время денудационных перерывов - в палеогене, неогене и начале четвертичного времени. За эти десятки миллионов лет денудационный рельеф, формировавшийся за счет разрушения однородной рыхлой толщи меловых отложений, должен был прийти в определенное соответствие с планом распределения развивающихся структур: крупные долины должны были стабилизироваться в зонах или областях погружений, а водораздельные возвышенности - на месте блоковых, куполообразных или валообразных поднятий. Не исключена, однако, возможность, что тектонические движения обусловили появление и распределение современных крупных возвышенностей и низин не непосредственно - а через этот древний денудационный рельеф. Иначе говоря, дело не столько в признании или отрицании роли движений, сколько в установлении того, с какого времени они проявились как фактор, формирующий крупные неровности современного рельефа и какой из этапов их развития сыграл решающую роль.

Гораздо сомнительнее предположение о формировании единой ровной абразионной или аккумулятивной поверхности в ходе межледниковой трансгрессии. Фациальные изменения санчуговских слоев определенно указывают на существование в это время возвышенностей Ерв-Седа, Дорофеевской, Джангодской, а также, вероятно, возвышенностей Лыдде и Чилку. Сохранению этих крупных неровностей рельефа, сложенных меловыми песками и алевритами, могли способствовать, высокая скорость трансгрессии и обилие наносов, формировавшихся при их частичном разрушении.

Возвышаясь над уровнем трансгрессировавшего моря в виде полуостровов, островов, окруженных обширными песчаными мелководьями, а впоследствии поднимаясь в виде огромных подводных мелей, возвышенности могли захороняться быстрее, чем разрушаться. В дальнейшем, погрузившись ниже уровня воздействия волнения, они оказывались в области аккумуляции тонкодисперсных отложений - алевритов и глин. Погружение на несколько десятков метров под уровень моря приводило не только к выходу их из сферы активного воздействия абразии, но и к удалению источников осадочного материала (которыми прежде они являлись сами) на десятки и сотни километров.

Накопление глинистых и алевритовых отложений на неровном морском дне не обязательно приводит к его выравниванию. Исследования Г.Б. Удинцева (1957) в Охотском море показали, что за пределами активных движений в придонном слое, при отложении достаточно вязкой толщи, происходит почти равномерное облекание неровностей дна. Преобладание среди санчуговских отложений алевритов, содержащих небольшую примесь коллоидальных частиц, позволяет считать, что осадки, формировавшиеся на склонах затопленных возвышенностей, удовлетворяли этому основному условию. Добавим лишь, что в нашем случае речь идет об очень пологих неровностях, склоны которых имели уклоны менее 1°. Таким образом, положение о формировании единой морской аккумулятивной равнины также не может считаться бесспорным. Возвышенности, уцелев от абразии, могли сохраниться на морском дне, несмотря на аккумуляцию осадков.

К сожалению, формы залегания санчуговских слоев исследованы не настолько полно, чтобы можно было подтвердить наши предположения прямыми данными.

Что же касается третьего тезиса, т.е. положения о том, что трансгрессия и оледенение способствовали проявлению в рельефе новейших движений, то он также не может быть полностью принят. Прежде всего, ледник не только пассивно препятствовал субаэральной денудации, но и активно воздействовал на свое ложе. Во-вторых, между трансгрессией и оледенением была эпоха денудационного развития (позднеказанцевское время). Кроме того, еще далеко не известно, какое условие лучше может способствовать прямому выражению в рельефе дифференцированных тектонических движений, захватывающих мощные толщи рыхлых отложений, - отсутствие денудации или ее активное проявление.

Роль предказанцевской и позднеказанцевской денудации в формировании низин и склонов возвышенностей пока что остается недостаточно определенной. Резкий контакт зырянской морены с отложениями сравнительно теплого моря свидетельствует о длительности денудационного перерыва. Доледниковые склоны возвышенностей срезают иногда казанцевские морские слои вместе с санчуговскими. На обширных участках в центральных частях низин казанцевские пески уничтожены, а речные позднеказанцевские слои, там где они установлены (Моховая Лайда), залегают на очень низких отметках. Однако отделить эффект предказанцевского и позднеказанцевского сноса от разрушений, произведенных льдами последнего оледенения и позднеледниковым размывом, мы пока не в состоянии. Вполне возможно, что в предказанцевское и предзырянское время возвышенности были несколько расчленены, и реки выработали те небольшие низины, которые и по сей день сохраняют расплывчатую долинообразную форму: Няйу, Поелово, Подгорную, Среднепуринскую.

Зырянское оледенение вряд ли могло сильно изменить крупный план рельефа низменностей. Только небольшая центральная часть Наркайской возвышенности, состоящая из серии узких выпуклых в плане гряд, и лежащая за ней низина Наркай могли быть созданы мощным глетчером, выходившим на Таймырскую низменность из Сырадасайской котловины и впадины Надудотурку. Крупные же возвышенности и низины, очевидно, были лишь оглажены ледником, стершим и завуалировавшим частные морфологические следы доледниковых процессов.

Отсутствие общей теории воздействия ледникового покрова на мощную толщу рыхлых отложений, образующую его ложе, не позволяет подойти к решению этого вопроса, а фактический материал пока что беден. Ледниковая аккумуляция, судя по небольшим относительным высотам моренных холмов и камов, а также малой мощности моренного покрова, не изменила существенно высотных соотношений возвышенностей и низин.

Послезырянская аккумуляция привела лишь к частичному заполнению низин позднеледниковыми и послеледниковыми отложениями, а эрозионная деятельность, как будет видно из дальнейшего, вообще не наложила еще заметного отпечатка на крупный план современного рельефа.

Мы привели некоторые сведения, непосредственно свидетельствующие лишь об устойчивом существовании ряда возвышенностей и низин в санчуговское, казанцевское, пред- и послезырянское время. Но решить вопрос о природе этой устойчивости гораздо труднее. Они могут оказаться и крупными неровностями древнего рельефа, пассивно разрушавшимися и погребавшимися под осадками на протяжении не менее 130 000 лет (Сакс, 1952), но в какой-то мере уцелевшими до наших дней. В равной мере можно полагать, что их постоянное существование поддерживалось тектоническими движениями. Считать же их просто постседиментационными (по отношению к санчуговским слоям) морфоструктурами, очевидно, нельзя. Определенную ясность в этот спорный вопрос сможет внести лишь точное исследование деформаций уровенных поверхностей или деформаций надежно коррелированных пластов.

Аккумулятивный ледниковый рельеф

На обширных участках возвышенностей и их склонах зырянские ледниковые отложения залегают в виде тонкого покрова основной морены, облекающего экзарационную поверхность, которую в первом приближении можно считать близкой к денудационной дозырянской. Неровности основной морены, возникшие за счет ее неравномерного отложения, практически не отделяются от небольших неровностей субстрата, перекрытых плащом морены. Только там, где наблюдается резкая всхолмленность поверхности зырянских отложений, вырисовываются крупные гряды или мощные водно-ледниковые накопления занимают обширные площади низин, аккумулятивный рельеф ледникового происхождения устанавливается достаточно определенно.

Исследование ледникового рельефа еще только начинается. Особенно слабо известно строение ледниковых холмов, гряд, камов, озов. Поэтому приходится пользоваться широкими интерполяциями, определяя происхождение тех или иных форм по их морфологическому подобию с формами, изученными на небольших участках или описанными в иных ледниковых районах.

Обильный материал, предоставляемый аэрофотосъемкой и подробными картами, пока не может быть полностью освоен из-за рекогносцировочного характера полевых наблюдений. Поэтому основное внимание мы уделяем размещению различных группировок ледниковых форм и их сочетаниям.

Краевые моренные гряды. Моренные гряды хорошо прослеживаются на Таймырском участке, на Гыданском они редки. Гряды располагаются только в пределах возвышенностей, чаще всего они приурочены к полосам с холмисто-моренным рельефом и областям распространения камов. Строение гряд слабо изучено и известно лишь по небольшому числу поверхностных обнажений.

Как правило, гряды образуют сплошные или прерывистые фестончатые линии, прослеживающиеся на десятки километров. Иногда они разветвляются, или единая крупная гряда переходит в серию мелких субпараллельных гряд. Длина отдельных гряд лежит в пределах от 2-3 до 10-15 км, высота - от 8-15 до 40-50 м, ширина по основанию не превышает 1-3 км, а у мелких гряд - 300 м. Поверхность гряд полого-волнистая, нередко они пересечены пологими и широкими поперечными ложбинами. На аэрофотоснимках крупные гряды прослеживаются плохо, их массивные «литые» склоны не дают контрастного рисунка.

Почти все гряды Таймырского участка вытянуты с юго-запада на северо-восток, параллельно границе низменности с Западно-Таймырскими увалами, что позволяет связывать их образование со стадиальными остановками или подвижками края Таймырского ледникового покрова и считать, что Западный Таймыр был одним из его центров.

В 110-150 км к юго-востоку от границы Западно-Таймырских увалов лежит первая цепь ледниковых гряд – краевая морена Лыдде. Поднимающаяся до 30 м гряда венчает одноименную возвышенность на протяжении 50 км. Юго-западное продолжение возвышенности прослеживается еще на 35 км в виде серии узких и низких грядок среди камового поля Черные Сопки. Дальше не запад морена Лыдде не прослеживается. Возможно, что ей соответствуют одиночные гряды возвышенности Ерв-Седа, лежащие на водоразделе рек Казачьей и Моховой, Мезениной и Яковлевой. На Гыданском берегу залива продолжением морены Лыдде могут быть гряды у пос. Иннокентьевского и на гребне Дорофеевской возвышенности.

Интересно отметить, что к югу и юго-востоку от краевой морены Лыдде, за границами района, уже нет зон краевой ледниковой аккумуляции с подобной ориентировкой, хотя ледниковый рельеф известен во всей этой части Таймырской низменности. Вероятно, влияние Западно-Таймырского центра еще не сказалось на его формировании, и в более раннюю стадию оледенения существовал единый ледниковый покров Таймырской низменности, питавшийся ледяными массами горного Таймыра и Средне-Сибирского плоскогорья.

Это позволяет считать морену Лыдде первой стадиальной зоной краевой аккумуляции, возникшей после его распада на Таймырский и Путоранекий покровы. На карте четвертичных отложений Советской Арктики (1957) отчетливо виден след этого распада в виде гигантского клиновидного поля камового рельефа, вытянутого в широтном направлении на 300 км от возвышенности Евр-Седа к междуречью Дудыпты и Янгоды.

Вторая цепь ледниковых гряд - морена Наркай - простирается в 15-40 км от границы Западного Таймыра. Высота гряд достигает 25-50 м при ширине от 1 до 3 км. В низовьях р. Малой Пуры и у Наркайских озер гряды сильно изгибаются в плане, образуя фестоны, обращенные вктпуклостью к юго-востоку. С проксимальной стороны моренных дуг располагаются обширные понижения - языковые бассейны, представляющие озерно-ледниковые равнины. Особенно четки и резки гряды, образующие Наркайскую возвышенность. Она состоит из 3-5 параллельных валов высотой до 50 м при ширине основания от 0,3 до 1 км. Валы разделены глубокими котловинами линейно вытянутых озер. Резко выраженная форма гряд позволяет предполагать их напорное происхождение, а расположение их на продолжении впадины Надудотурку указывает на образование у края выводного глетчера, питавшегося льдами Сырадасайской котловины и впадины Надудотурку. За Нюадарской низиной продолжением морены Наркай служит цепь ледниковых гряд возвышенности Чилку, огибающих Подгорную низину. Ее крайним западным звеном является узкая (1-2 км) гряда Рурдок, обрывающаяся в 3 км от пляжей Енисейского залива.

Краевая морена стадии Наркай более извилиста в плане, чем морена Лыдде, что свидетельствует об уменьшении мощности ледникового покрова ко времени ее формирования.

Третья полоса моренных гряд, состоящая из двух участков, прослеживается в 2-5 км от подножия увала Тамы, с юго-восточной и южной его стороны. Узкие гряды высотой до 10-15 м протягиваются на 15-18 км. Они сложены грубым валунным суглинком, переполненным крупными обломками траппов. Гряды отчетливо прослеживаются на аэрофотоснимках. Небольшие размеры гряд и незначительное удаление их от склонов увала позволяют считать, что они образованы небольшими предгорными ледниками в заключительную, верхнетаминскую стадию зырянского оледенения.

Целая система мелких и субмеридиональных грядок расположена на юго-восточном склоне Дорофеевской возвышенности. Они оконтуривают границу низины Янато-Монгоче и, возможно, являются осцилляторными грядами, образовавшимися у края одной из лопастей ледникового покрова Таймырской низменности, занимавшей низину и современную акваторию Широкой переправы. В таком случае они древнее морены Лыдде.

Холмисто-моренный рельеф. Холмисто-моренный рельеф не имеет широкого распространения. Он встречается в виде отдельных участков и полос как в краевых зонах, так и за их пределами, но приурочен исключительно к возвышенностям. Моренные холмы неправильных очертаний и короткие гряды возвышаются до 15-25 м над разделяющими их замкнутыми котловинами овальных, округлых или сложнолопастных очертаний. Часть котловин обычно осушена, иные заняты глубокими озерами.

Полоса холмисто-моренного рельефа шириной до 10 км сопровождает моренные гряды Наркайской стадии. Отдельные крупные пятна, лежащие вне краевых зон, располагаются на возвышенностях Пуринской, Чилку и Лыдде.

Камы. Камы играют существенную роль в ледниковом рельефе. Они образуют обширные поля или полосы, занимающие десятки и сотни квадратных километров площади на возвышенностях: Джангодской, Ерв-Седа, Лыдде, Чилку, Бодача, Пуринской, Дорофеевской и Восточно-Гыданской. Камы встречаются также в виде одиночных холмов или небольших групп, вкрапленных в холмисто-моренные ландшафты или насаженных на покров основной морены. Иногда группы небольших камов располагаются на дне больших неглубоких котловин.

Камы разнообразны по размерам и форме. Обычно - это неправильно-конические холмы, округлые или овальные в плане, разделенные котловинами и лощинами. Высота их варьирует от 3-5 до 15-25 м, диаметр основания измеряется сотнями метров, реже он достигает 1-1,2 км.

Кроме уплощенно-конических камов встречаются караваеобразные и щитовидные. Нередки сочетания почти сливающихся между собой холмов, образующих сложнолопастные в плане многовершинные возвышения. На Восточно-Гыданской возвышенности камы, располагающиеся по ее склонам, обращенным к низинам Няйу и Янато-Монгоче, имеют платообразную форму или сливаются в слаборасчлененные платообразные массивы с резко вдавленными в их поверхность округлыми котловинами озер.

На поверхности камов часто встречаются конические песчано-галечные бугры, слабовыпуклые валунно-галечные покровы, неглубокие (до 0,5 м) плоскодонные дефляционные котловины.

Единичные разрезы камов были приведены при описании зырянских отложений. Строение их известно мало. Несомненно лишь, что они сложены мелкозернистыми или среднезернистыми песками с пропластками галечника и покрыты тонким слоем абляционной морены, частично размытой, развеянной и превратившейся в валунно-галечные плащи. Последнее обстоятельство указывает на формирование камов подо льдом, в пещерах и полостях, выполнявшихся отложениями талых вод.

Камы возвышенностей Ерв-Седа (рис. 31), Джангодской и большинство камов северо-восточной части Гыданского полуострова не связаны с какими-либо краевыми зонами. Они образовались, по-видимому, среди отдельных полей мертвого льда. Только камы на западной окраине низины Янато-Монгоче, возможно, относятся к маргинальным и вместе с серией осцилляторных краевых гряд, расположенных в 30 км к северо-востоку, фиксируют положение края ледниковой лопасти, занимавшей низину и Широкую переправу.

Камы возвышенности Лыдде явно приурочены к маргинальной зоне и в виде полосы шириной от 10 до 20 км вытягиваются в том же направлении, что и моренные гряды.

По-видимому, в краевой зоне сформировались также камы возвышенностей Бодача и Пуринской, образующей в плане крутую дугу, огибающую с юга Среднепуринскую низину. Ее продолжение на юго-западе мы видим в небольшой моренной гряде, пересекающей р. Быструю ниже устья р. Кабыга-Бигай и цепочки пологих грядообразных холмов, отделяющих Среднебыстринскую низину от основной части Моховой Лайды. Возможно, что к этой же зоне относятся и камы восточного склона возвышенности Чилку.

Вырисовывающуюся, таким образом, полосу краевых форм, промежуточную между краевыми моренами Лыдде и Наркайской, можно связывать с одной из фаз сокращения ледникового покрова - фазой Чилку, как мы будет ее называть в дальнейшем.

Озы. Озы или течнее озоподобные гряды, распространены только в Верхнеагапской низине, где они образуют Мядованкское озовое поле, вытянувшееся меридионально на 30 км между реками Агапой и Казак-яха. Ширина поля достигает 20 км. Его ориентировка подчеркнута параллельными долинами обеих рек. Гряды поднимаются над песчаной наклоненной к югу флювиогляциальной равниной.

Параллельные четковидные цепи вытянутых полого-склонных песчаных гряд длиной до 2-7 км, шириной 300-600 м и высотой 10-20 м почти прямолинейны. Местами гряды сопровождаются параллельными им котловинами удлиненных озер. Иногда вытянутые озерные котловины лежат между концами соседних гряд на одной линии с ними. Некоторые цепи заканчиваются серповидным холмом - дельтой древнего потока, другие постепенно расплываются, теряются, а затем появляются вновь. Вся система гряд слегка сужается к югу.

Некоторая расплывчатость озов, малая крутизна их склонов и прямолинейность в плане объясняются, по-видимому, малой энергией потоков, стекавших подо льдом по сравнительно ровной поверхности, имевшей небольшой, но хорошо выдержанный наклон.

Некоторые озы частично размыты и основания их погребены под отложениями песков, слагающих зандровую низину. На аэрофотоснимках озы прослеживаются хорошо, но имеют неясные очертания.

Расположение озового поля с дистальной стороны моренного пояса Лыдде, между камами Ерв-Седа и Джангодской возвышенности, позволяет считать, что они сформировались еще при таянии ледяных масс единого покрова Таймырской низменности, но под влиянием стока, шедшего уже со стороны ледникового края, лежавшего у возвышенности Лыдде.

Оригинальные черты строения Мядованкского озового поля делают его интереснейшим объектом для специальных исследований в будущем.

Зандры и озерно-ледниковые равнины. Зандры, представляющие песчаные равнины, образовавшиеся у края ледника, занимают южную часть Моховой Лайды, Нюадарскую, Верхнеагапскую, Среднепуринскую, южную часть Подгорной низины и западную окраину возвышенности Евр-Седа.

В пределах низин Янато-Монгоче, Береговой и ее ответвлений зандры выражены слабо и морфологически плохо отделяются от озерно-аллювиальных и лагунных равнин, занимающих центральные части низин. Границу между ними мы проводим условно по 40-метровой горизонтали, так как ниже этого уровня дно низин становится весьма ровным, плоским и почти лишено определенных уклонов.

Зандр Моховой Лайды занимает площадь около 2500 км² и имеет в плане классические эллипсоидальные очертания. Его плоская поверхность наклонена с севера на юг и понижается от 80-70 до 35-45 м абс. высоты. Средний уклон составляет около 1 м на 1 км. Наклон поверхности подчеркнут густой сетью почти параллельных ручьев и речек - притоков рек Моховой и Гольчихи. В плоскую поверхность зандра как бы вдавлены неглубокие плоскодонные озерные котловины, большая часть которых спущена. Они особенно многочисленны в краевых частях равнины. Поверхность зандра заболочена.

Придолинные участки густо изрезаны эррозионными рытвинами, хорошо дренированы и местами развеиваются.

Зандры Нюадарской, Среднепуринской, Подгорной и Верхнеагапской низин сходны с описанным выше, но поверхность их несколько более волниста, особенно в пределах последней, где расположены также и Мядованкские озы. Верхнеагапский зандр начинается на отметках около 100 м. Снижаясь до 80-65 м, он уходит далеко к югу, за пределы района исследований, где сливается с позднеледниковыми равнинами центральной и южной частей Верхнеагапской низины, доходящими до краевой ледниковой зоны Ньянан, окаймляющей Средне-Сибирское плоскогорье.

Связь этих зандровых равин с краевыми образованиями весьма отчетлива. Верхнеагапский зандр начинается у дистального края морен и маргинальных камов стадии Лыдде и окаймлен с запада и востока камами возвышенностей Ерв-Седа и Джангодской. Очевидно, формирование его началось во время дифференциации края Таймырского ледникового покрова после частичного таяния полей мертвого льда, оставшихся от единого ледникового покрова Таймырской низменности.

Зандр Моховой Лайды образовался, по-видимому, во время фазы Чилку, намечающейся по прерывистой полосе краевых форм. Проксимальный край его соединяет между собой маргинальные камы возвышенности Чилку, моренную гряду, пересекающую р. Быструю, и камы возвышенности Бодача.

Зандры Среднепуринской и Нюдарской низин, а также южной части Подгорной низины (в бассейне р. Сарихи) лежат с внешней стороны краевых форм Наркайской зоны.

Флювиогляциальная равнина, лежащая к западу и северо-западу от камов Ерв-Седа, обрезана высоким правым берегом Енисея. Возможно, она простиралась прежде в пределы Широкой переправы. Соотношение ее с краевыми формами остается неясным. Она, по-видимому, могла формироваться при отступании части ледникового края от морены Лыдде до линии междуречья Гольчихи и Моховой. Зандр, занимающий северную и северо-восточную часть низины Янато-Монгоче, связан, очевидно, с краевыми формами Дорофеевской возвышенности.

Плоские озерно-ледниковые равнины занимают Наркайскую низину, Кабыга-Бигайскую и Среднебыстринскую котловины. Площади их исчисляются сотнями квадратных километров. Поверхность Наркайской озерно-ледниковой равнины поднимается до 15-22 м над уровнем рек Наркай-Горла и Быстрой (65-85 м над уровнем моря). Поверхность террасы Среднебыстринского приледникового озера, сильно изрезанная рытвинами, оврагами и долинками ручьев, лежит на 30 м выше уровня р. Быстрой (60 м над уровнем моря). Озерно-ледниковая равнина Кабыга-Бигайской котловины, расположенная на 40-50 м выше уровня моря, почти не возвышается над уровнем слабых истоков р. Кабыга-Бигай.

Структурные гряды

Условное название «структурные гряды» применялось геологами-съемщиками для обозначения своеобразных сочетаний мезоформ, природа которых еще не установлена. Они встречаются только по водораздельным частям возвышенностей и представляют собой системы закономерно чередующихся через определенные интервалы (0,1-0,3 км) субпараллельных эрозионных рытвин и разделяющих их гребней и грядок. Участки, на которых прослеживаются «структурные гряды», обычно вытянуты вдоль общего направления возвышенностей. Длина их достигает 25-30 км, ширина – 3-5 км. Системы гряд и рытвин обычно дугообразно изогнуты в плане. Иногда дуги соединяются между собой (Дорофеевская возвышенность). В редких случаях грядки, разделяющие рытвины, приподнимаются на 1-3 м над общим уровнем поверхности возвышенности.

Строение отложений, прорезанных эрозионными рытвинами и слагающих грядки, не установлено. По-видимому, аналогичные образования описаны С.А. Стрелковым (1953), В.С. Ломаченковым и Ю.Ф. Андреевым (1960) в смежных районах Западной Сибири и Таймырской низменности. С.А. Стрелков, наблюдавший огромные дуговые системы четких субпараллельных грядок и разделяющих их линейных понижений, не связаных с современной эрозией, на левобережье р. Б. Хеты и к северу от оз. Пясино, считал их маргинальными образованиями зырянского оледенения. В.С. Ломаченкову, исследовавшему систему слабо выраженных в рельефе грядок, резко подчеркнутых ориентированными эрозионными рытвинами, удалось установить, что они возникли вследствие избирательной денудации интенсивно дислоцированной толщи верхнемеловых песков, ритмически переслоенных алевролитами. Ю.Ф. Андреев, исследовавший весьма детально системы «ориентированных гряд» Тазовского полуострова, установил, что области их распространения совпадают с выходами на дневную поверхность слабо дислоцированных палеогеновых глин и предположил существенное участие эрозии и мерзлотных процессов в их формировании.

Летом 1960 г. автору удалось побывать на грядах левобережья р. Б. Хеты и осмотреть ряд разрезов, вскрывающих их строение. Выяснилось, что сами грядки сложены песками неледникового происхождения, но, наравне с окрестными пространствами, они покрыты тонким плащом валунно-галечных накоплений - остатками абляционной морены. Кроме того, в зоне распространения грядок неоднократно наблюдалось нарушенное залегание четвертичных дозырянских отложений: в небольших естественных выходах падение слоев достигало 30-40° при простираниях, близких к направлению гряд.

Эти наблюдения, в совокупности с данными, полученными В.С. Ломаченковым и Ю.Ф. Андреевым, позволяют считать, что основным фактором, способствующим появлению подобных образований, является дислоцированность отложений. Соответственно главным вопросом становится вопрос о природе дислокаций.

Приуроченность систем структурных гряд, наблюдающихся в интересующем нас районе, к зонам краевых ледниковых образований, позволяет предполагать их напорное гляциодислокационное происхождение.

К подобным же зонам приурочены системы ориентированных гряд на левобережье р. Б. Хеты и на Джангодской возвышенности, где связь ориентированных форм рельефа с дислокациями более определенна, а интенсивность нарушений (крутые падения пород, веерообразные складки и т.д.), наблюдавшихся в рыхлых осадках, исключает их тектоническое происхождение.

Поскольку наиболее интенсивные гляциодислокации могли возникнуть в маргинальной зоне при активном воздействии ледниковых языков на выступы древнего рельефа, формирование гляциоструктурных гряд можно связывать со стадиальными подвижками ледникового края.

Позднеледниковые озерно-аллювиальные равнины

К озерно-аллювиальным равнинам мы относим ровные поверхности, распространенные в низинах Янато-Монгоче, Няйу, Поелово, Береговой и северной части Подгорной, на отметках менее 40 м абс. высоты. В низинах Таймырского участка, лежащих выше 40-метровой горизонтали, почти нет поверхностей, сходных с озерно-аллювиальными равнинами побережий Енисейского залива. Это обстоятельство позволяет предполагать, что формирование озерно-аллювиальных равнин контролировалось колебаниями уровня моря в позднеледниковое время, хотя ни морфология равнин, ни строение их разрезов не позволяют считать их просто морскими или речными террасами.

Основные особенности строения поверхности озерно-аллювиальных равнин хорошо заметны в рельефе Береговой низины, на Гыданском побережье залива. Отчетливо выделяются две ступени: верхняя, высотой 30-40 м и нижняя - от 15-25 до 8-10 м над уровнем моря.

Поверхность верхней ступени не имеет четкого тылового шва и почти незаметно сливается с водно-ледниковыми равнинами или с пологими склонами доледниковых возвышенностей. Местами она испещрена многочисленными беспорядочно рассеянными округлыми или овальными крутосклонными озерными котловинами глубиной до 15-20 м. Вблизи границы с более низкой ступенью озерные котловины сливаются друг с другом, полуотделяя или полностью отделяя от верхней поверхности плосковершинные останцы, имеющие в плане треугольные или сложные фестончатые очертания. Рельеф равнины становится чрезвычайно сходным с рельефом равнин Северной Якутии, с их овальными и округлыми котловинами-аласами и треугольными останцами-едомами.

Нижняя ступень слабо отделяется от верхней, не имеет четкого тылового шва. Переход осуществляется в виде «взаимного проникновения»: останцы далеко выдвигаются в глубь нижнего уровня равнины, сам же он заходит бесчисленными фестончатыми «заливами» и группами озерных котловин в пределы верхнего уровня.

Сама поверхность нижней ступени ровнее, чем верхней, озерных котловин на ней меньше и сами котловины мельче. Заметен и слабый уклон ее в сторону Енисейского залива. В строении же разрезов между верхней и нижней ступенью не заметно существенных различий.

По совокупности морфологических признаков и особеностей строения отложений, мы рассматриваем эти ступени как два последовательно образовавшиеся уровня озерно-аллювиальной позднеледниковой приморской равнины.

В северной части Подгорной низины, в бассейне р. Глубокой, прослеживаются в общем те же уровни. В низине Янато-Монгоче они не заметны, поверхность озерно-аллювиальной равнины полого наклонена к Енисею.

На поверхности озерно-аллювиальных равнин не наблюдается ни береговых валов, ни остатков гриво-руслового рельефа, ни каких-либо иных форм, которые могли бы свидетельствовать в пользу их чисто флювиального происхождения или формирования в обширных бассейнах. Только в низине Янато-Монгоче сохранилось, очевидно, древнее русло одной из проток Енисея - отчетливая ложбина шириной от 0,5 до 1 км, глубиной до 20-30 м, занятая большими вытянутыми озерами. Ложбина углублена термокарстом, и первоначально дно ее, очевидно, располагалось на отметках, близких к нижней ступени озерно-аллювиальной равнины (10- 15 м). В настоящее время по ложбине идет сток из р. Монгоче в р. Юняху (Стрелков, 1949).

Формирование отложений, слагающих озерно-аллювиальные равнины, как было установлено выше, протекало в позднезырянское, каргинское и сартанское время. Максимум позднеледниковой ингрессии, вызвавшей образование слабопроточных и застойных бассейнов, падает, по нашим данным на сартанское время.

Соответственно возраст верхнего уровня озерно-аллювиальной равнины можно считать сартанским. Однако морфологически он плохо отделяется от позднезырянских флювиогляциальных равнин и террас, лежащих по периферии низин.

Нижний уровень озерно-аллювиальных равнин северно-восточного побережья Гыданского полуострова формировался при регрессии позднеледниковых бассейнов и может датироваться концом сартанского времени.

Послезырянский эрозионный рельеф

Речные долины. Почти все речные долины равнинной части района исследований принадлежат существующим поныне потокам. Сохранились, по-видимому, только два отрезка мертвых долин: описанная в предыдущем разделе старая протока Енисея и 8-10-километровое слабо выраженное в рельефе понижение, соединяющее долины рек Гольчихи и Моховой в юго-западной части Моховой Лайды.

Долины крупных транзитных рек Енисея, Пуры, Агапы, а из местных - Быстрой Гольчихи, прорезают на своем пути и возвышенности и низины или, начавшись среди низин, пересекают пониженные участки возвышенностей (Гольчиха). Из долин значительных местных рек только долина р. Яковлевой целиком лежит в пределах возвышенности Ерв-Седа. Долины остальных располагаются большей своей частью в границах низин и лишь верховьями врезаются в возвышенности. Общий план долинной сети определяется размещением возвышенностей и низин. При этом не исключено, что резкие изгибы речных долин в плане (долины рек Яковлевой, Казакяхи, Агапы, Пуры, Быстрой, Моховой) в какой-то мере определены разрывными нарушениями, как это предполагают П.С. Воронов и И.С. Егорова (1958). Следует лишь заметить, что влияние последних может сказываться как непосредственно, так и через конфигурацию возвышенностей и низин (если считать их блоковыми морфоструктурами). Долинные системы в плане имеют древовидный характер. Нередко, особенно в низинах Гыданского участка, наблюдается последовательное дихотомическое соединение почти равных по размерам долин: сперва соединяются долинки двух ручьев, затем - долинки двух речек, образовавшихся при их слиянии, потом - долины двух малых рек и т. д.

В Верхнеагапской низине и Моховой Лайде сохранились системы параллельных долинок, унаследованные от гляциоконсеквентной сети потоков зандровых полей. Среди холмистых ледниковых ландшафтов долины приурочены к понижениям между холмами, определяющими их изгибы в плане.

Склоны всех речных долин имеют четко выраженные бровки и линии подножий, благодаря чему границы долин отлично изображаются на аэрофотоснимках и хорошо дешифрируются. Склоны чаще всего наклонные, почти не террасированные.

Густота долинной сети очень велика вследствие водонепроницаемости мерзлых грунтов: на всей территории нет ни одного пункта, лежащего далее 10 км от хорошо оформленных долинок речных потоков протяженностью в несколько десятков километров.

Глубина долин варьирует в широких пределах и стоит в прямой зависимости от высоты и формы крупных неровностей доэрозионного рельефа, пересекаемых рекой. Обычно она колеблется в пределах 25-40 м, уменьшаясь до 8-15 м в низинах и достигая местами 60-80 м среди высоких возвышенностей (притоки р. Яковлевой).

Продольные профили речных долин в равнинной части района исследований хорошо выработаны и близки к кривой равновесия, несмотря на молодость речной сети. Вероятно, это объясняется рыхлостью отложений, а также относительно небольшим запасом эрозионной работы на ровном дне низин, к которым приурочено большинство значительных рек.

Единственным исключением является долина р. Быстрой, продольный профиль которой состоит из двух различных участков. На протяжении первых 18 км от истока, в пределах Наркайской низины, уклон русла реки составляет всего 0,0002. Ниже устья р. Шаку долина начинает прорезать Наркайскую возвышенность и уклон увеличивается почти вдвое, до 0,00035. Впоследствии он постепенно убывает до 0,00025 в Средне-быстринской низине и 0,0002 ниже устья р. Кабыга-Бигай. Но даже на этом предустьевом участке он почти в три раза превышает уклон долины Пуры между устьями Моховой и Быстрой (0,00006). К тому же последний 60-километровый участок имеет многочисленные мелкие изломы профиля: река образует более семидесяти порогов и шивер на валунных скоплениях, загромождающих дно долины.

Разработка долин в поперечном сечении крайне неравномерна. В пределах озерно-аллювиальных, озерно-ледниковых равнин и зандров долины разработаны почти до верховьев, ширина их закономерно увеличивается вниз по течению и достигает у крупных рек 5-8 км (долины Екаряуяха, Поеловояха, Монгочеяха, Казакяха, Глубокой, Сарихи, Дорофеевской). Из числа рек, текущих в пределах возвышенностей, только р. Яковлева на протяжении последних 40 км имеет разработанную долину шириной от 1 до 4 км. Долины рек, прорезающих на своем пути и возвышенности и низины, крайне изменчивы по ширине. Поперечник их в низинах увеличивается в несколько раз, достигая 4-7 км (долина р. Быстрой в Среднебыстринской низине, Пуры - в Среднепуринской, Моховой - в Моховой Лайде). При новом пересечении возвышенностей, или даже при пересечении зандров против общего уклона их поверхности (низовья Моховой, среднее течение р. Гольчихи), ширина долины снова резко сокращается.

В низинах русла рек плавно изгибаются по широкому дну, занятому поймой, образуя свободные меандры. При прорыве через возвышенности долины и русла спрямляются, или изгибы их становятся неправильными и резкими, пойма почти исчезает. По-видимому, явление это связано не только с пересечением возвышенностей, но и с характером наносов, поступающих в русло со склонов долины. Если в центральных частях низин песчано-глинистые позднеледниковые отложения легко разрушаются и переносятся, то зырянские слои возвышенностей и окраинных частей низин поставляют обильный валунный материал, бронирующий основания склонов, что препятствует распространению боковой эрозии.

Чередование «зрелых» и «юных» участков долин является весьма своеобразной особенностью эрозионного рельефа, формирующегося на рыхлом субстрате после покровного оледенения. Участки долин, пересекающие низины, разрабатываются в несколько раз быстрее и приобретают зрелый вид задолго до того, как будет разработана вся долина и образованы сквозные «цикловые» террасы.

Своеобразны узкие долинки малых речек - левых притоков р. Моховой, стекающих по уклону зандра Моховой Лайды. Почти на всем своем протяжении они свободно меандрируют вместе с руслом, врезанным на 8-12 м в рыхлые флювиогляциальные пески, а местами и в подстилающие их морские алевриты. Эти «дряхлые от рождения» долины еще не «омолодились» после врезания, что может служить указанием на быстрое понижение базиса эрозии в недавнее время.

В послезырянских речных долинах существует только одна хорошо развитая терраса - пойменная, высотой 2-4 м (табл. 15). Иногда намечаются два уровня поймы (реки Яковлева, Екаряуяха, Поеловояха), причем высокая пойма незначительно возвышается над низкой (1,5-2 м). В долинах рек, впадающих в Енисей, высота террасы уменьшается вниз по течению, в бассейне Пуры - Пясины она незначительно возрастает. Это явление связано с почти полным отсутствием весеннего половодья в приустьевой части Енисея и заметным подъемом воды на Пуре и Пясине.

В центральных частях низин широкая аккумулятивная пойменная терраса занимает почти полностью дно долин. При пересечении возвышенностей или высоко поднятых окраин низин, она распадается на отдельные сегменты или почти исчезает, уступая место узким скульптурным наклонным площадкам - бечевникам, едва прикрытым грубым маломощным аллювиальным наносом.

Первая надпойменная терраса сохранилась в единичных пунктах в виде узких площадок на высоте 5-9 м, реже – 10-13 м над уровнем рек. Превышение ее над поймой в среднем составляет 3-6 м. По-видимому, первая терраса никогда не была цикловой, и формирование ее было лишь эпизодом в ходе развития послеледниковых долин. В большинстве случаев первая терраса - аккумулятивная, но на р. Быстрой, в верхнем и даже в среднем течении (Среднебыстринская котловина), встречаются обрывки скульптурной (цокольной) террасы.

Террасы более высокие, чем первая, почти неизвестны. Террасовидные площадки, возвышающиеся до 15-16 м над уровнем современных рек, наблюдались в пределах Дорофеевской возвышенности, в долинах рек Шамботы и Хальмеряха, а также на р. Гольчихе. Вполне возможно, что они соответствуют озерно-аллювиальным равнинам Береговой низины и низины Янато-Монгоче, но не исключено и их флювиогляциальное происхождение.

Обрывок 15-метровой террасы на правом склоне р. Гольчихи, в 5-6 км выше устья р. Малой Гольчихи, представляет особый интерес. Узкая площадка террасы заметно понижается к востоку, в сторону Моховой Лайды, против течения современной реки. Сопоставив этот факт с существованием на междуречье Гольчихи и Моховой сухой долины, дно которой лежит на 10-12 м выше уровня современных рек, можно предположить, что обрывок 15-метровой террасы, оставлен рекой, занимавшей часть долины современной Гольчихи, но принадлежавшей бассейну р. Моховой. Расположение долин в плане позволяет считать, что к долинной системе рек Моховой и Пуры принадлежали также долины рек Малой Гольчихи и Поперечной. Перестройка долин, очевидно, произошла в позднеледниковое время, так как мертвая долина углублена всего на 5-8 м в поверхность зандра и сильно изменена термокарстовыми процессами, оживлявшимися в послеледниковое теплое время.

Возраст террас определяется, хотя и недостаточно точно, по органическим остаткам, собранным из аллювия (см. главу IV), и по морфологическим соотношениям. Формирование первой террасы большинства рек приходится на послеледниковое теплое время, пойменной - на пред-современное (субатлантическое) похолодание. В смежном районе, в окрестностях Усть-Енисейского порта, возраст видимой части разреза пойменной террасы определен радиоуглеродным методом в пределах: от 220±140 лет до 4330±160 лет (Алексеев и др., 1965). Вполне вероятно, что более высокая первая надпойменная терраса в верхнем и среднем течении р. Быстрой образовалась ранее, чем на других участках, и имеет позднеледниковый возраст или сформировалась в самом начале послеледникового времени.

Заканчивая краткий обзор долинной сети, отметим еще одну характерную ее особенность. Большинство речных долин Таймырского участка принадлежит к долинной системе рек Пуры и Пясины. Несмотря на близость Енисея, многие из них начинаются всего в 15-18 км от его правого берега. На расстоянии 35-40 км от той же черты уже нет ни одной долины, принадлежащей к енисейской эрозионной системе, за исключением долины р. Гольчихи, перехваченной сравнительно недавно.

Эта особенность явно связана с молодостью эрозионного рельефа вообще и молодостью послезырянской долины Енисея - в частности.

Эрозионные системы. Послезырянский эрозионный рельеф образуют не только долины главных рек и их притоков первого и второго порядка, обладающие специфическими чертами настоящих речных долин, но и бесчисленные мелкие слаборазвитые долинки, ложбины стока и рытвины, образующие густую эрозионную сеть. Сеть эта чрезвычайно разветвлена, особенно на склонах возвышенностей и вблизи крупных речных долин. Общая площадь, которую она занимает, составляет 25-30% поверхности суши. Строение ее довольно однообразно на всей территории.

Начальными звеньями эрозионных систем обычно являются крутые эрозионные рытвины (рис. 32) и пологие ложбины стока. Последние развиваются на участках, сложенных глинисто-алевритовыми породами, при малых уклонах эродируемой поверхности и ограничены дефлюкционными склонами.

По своим морфологическим особенностям (четкие бровки, крутизна склонов, наличие отвершков) и некоторым условиям формирования (слабозакрепленный растительностью субстрат, периодичность действия потоков) эрозионные рытвины сходны с оврагами. Обвально-осыпные, делювиальные и даже дефлюкционные склоны рытвин круты (до 10-25°), местами - обрывисты; тальвег - линейный или плоский, но узкий, нередко извилистый. Ширина рытвин между бровками склонов измеряется десятками и сотнями метров, глубина зависит от превышения эродируемой поверхности и меняется от нескольких метров до нескольких десятков метров. Несмотря на крутизну, склоны рытвин почти всегда задренированы.

Отдельные рытвины изрезают склоны долин, озерных котловин, береговые уступы Енисейскго залива. В обширных водосборных бассейнах они соединяются, сливаются и перерастают в элементарные долинки, образующие начальные звенья долинных систем.

После слияния двух или нескольких рытвин и ложбин стока, обычно в 1-2 км от края водосборного бассейна, образуется долинообразная форма, отличающаяся от исходных элементов только более или менее оформленным руслом водотока. В 5-7 км от того же рубежа на дне долинки появляются первые признаки русловой деятельности - участки аккумулятивной или скульптурной (бечевники) поймы (рис. 33). Если длина долинки превышает 15-20 км, то пойма становится почти непрерывной, двухсторонней; эрозионная форма приобретает характер нормально развитой долины, и основные черты ее строения сохраняются вплоть до устья, изменяясь лишь количественно.

На развитие элементарных эрозионных форм возвышенностей оказало, по-видимому, определенное влияние повышение уровня моря в позднеледниковое время и последующее понижение базиса эрозии. Влияние это сказалось в возникновении перегибов склонов на высоте от 15 до 25-30 м над тальвегом, наблюдавшихся местами у эрозионных рытвин и долинок на возвышенностях Гыданского и Таймырского участков. Иногда они прослеживаются на обоих склонах, и эрозионная форма становится двухъярусной: дно пологой лощины первой генерации прорезается эрозионной рытвиной более позднего происхождения.

Явление это прослежено слабо, так как во время полевых исследований не привлекло к себе достаточного внимания. Все же следует отметить, что на поверхности озерно-аллювиальных равнин (и вообще в низинах) оно не наблюдалось, очевидно, потому, что эрозионные формы, расчленяющие их поверхность, сформировались позднее.

Несмотря на густоту эрозионной сети, обусловленную водонепроницаемостью вечномерзлого субстрата, суммарный эффект послезырянской; эрозионной деятельности сравнительно невелик. Эрозионные системы пока только изрезали и расчленили доэрозионную поверхность, но не стерли первоначальных ее черт. Вдали от крупных речных долин ледниковый аккумулятивный рельеф сохраняет в полной мере свежесть своих форм. Даже на удалении 5-7 км от крупных рек ледниковые холмы не утратили еще своих очертаний.

Долина Енисея. Приустьевый участок долины Енисея между 71° с.ш. и устьем великой реки имеет очень мало черт, присущих обычным речным долинам.

Склоны долины лишь в самых общих чертах можно считать параллельными. К чисто флювиальным формам, созданным деятельностью самой реки, относится только древнее русло протоки в низине Янато-Монгоче и обрыки первой (5-8-метровой) террасы севернее устья р. Яковлевой, около пос. Сопочной Карги, ниже устья р. Зырянки и на о. Крестовском.

Озерно-аллювиальная равнина в низине Янто-Монгоче наклонена к енисейскому берегу и не может рассматриваться как речная терраса Енисея. На берегах реки нет пойменной террасы. Около устьев притоков - рек Яковлевой, Гольчихи, Сопочной, Чайки - образованы низкие (2-2,5 м) плоские дельты, выдвинутые на 1-3 км за береговую черту. На всем остальном протяжении берега тянутся абразионные уступы высотой от 7-10 до 40-60 м (рис. 34), спускающиеся к плоской и слабо-наклоненной в сторону берега площадке низкого (1-2 м) абразионно-аккумулятивного пляжа.

Наряду с отсутствием флювиальных форм, на берегах Енисея нет и отчетливо выраженных террас или береговых линий, оставленных позднеледниковым бассейном. В тех немногих пунктах, где установлены его маломощные накопления, венчающие разрезы енисейского берега, не сохранилось соответствующих им аккумулятивных поверхностей. По-видимому, позднеледниковый бассейн на Таймырском участке не распространялся за линию современного берега Енисея, а на Гыданском, в низине Янато-Монгоче, морфологические следы его деятельности или были уничтожены позднейшими процессами, либо пока не установлены.

Почти полное отсутствие форм, созданных речной деятельностью на этом участке енисейской долины, связано со следующими обстоятельствами.

Отсутствие пойменной террасы является следствием особенностей современного гидродинамического режима этой части Енисея: слабости течения, активного проявления волновых процессов, незначительного повышения уровня в половодье (1-2 м), перекрывающегося летними и осенними нагонами воды (2-3 м).

Отсутствие более древних речных форм объясняется тем, что позднеледниковая долина Енисея частично погребена озерно-аллювиальными накоплениями низины Янато-Монгоче, сформированными не самим Енисеем, а реками, стекавшими со склонов Восточно-Гыданской и Дорофеевcкой возвышенностей.

Впоследствии же, в послеледниковое время, река лишь прорезала накопления озерно-аллювиальной равнины сетью своих протоков, один из которых сохранился до наших дней.

Первая терраса формировалась уже в пределах современной долины, не имела широкого распространения и была впоследствии почти полностью размыта.

Берега Енисейского залива

Ровные берега Енисейского залива имеют в плане вид плавных дуг, чаще обращенных выпуклостью в сторону суши, редко - в сторону моря (около мыса Лескина, против о. Б. Корсаковского). Радиус кривизны этих дуг меняется от 15 км (Шайтанская курья) до 65 км (между устьями рек Нарзой и Хальмеряха). В местах соединения вогнутых дуг расположены четкие низменные тупоугольные мысы (Песчаный, Поелово).

По обе стороны залива участки плоского низменного аккумулятивного берега чередуются с высокими или низкими клиффами. При общей длине береговой линии в 280 км (из которых 100 км приходится на Таймырский участок и 180 км на Гыданский), аккумулятивные берега занимают 110 км (35 км и 75 км соответственно).

Из рек, впадающих в залив, лишь крупнейшая - р. Екаряуяха - образует слабовыступающую клювовидную дельту (мыс Поеловый). Около устьев мелких рек дельты не формируются.

Наиболее развитая современная береговая терраса протягивается на 30 км вдоль Гыданского берега залива, в Береговой низине, между устьями рек Хальмеряха и Екаряуяха. Ширина ее достигает 5-6 км. Между сположенным клиффом, ограничивающим ее со стороны коренного берега, и пляжем тянется «плавниковая терраса», возвышающаяся над заливом на 1,5-2 м (реже до 3-4 м). Она заливается только во время сильных штормов, сопровождаемых нагонами воды. Терраса сложена песком, перемешанным с огромным количеством древесины в виде окатанных обломков, кусков стволов и целых стволов деревьев, бревен, досок. Поверхность ее слабо наклонена в сторону берега и ограничена штормовым валом из плавника. На террасе располагается масса озер, лежащих в блюдцеобразных плоских котловинах; поверхность ее прорезают узкие глубокие, сильно извилистые протоки. За главным современным штормовым валом протягиваются параллельно ему сниженные и уплощенные древние береговые валы, отстоящие один от другого на 100-500 м. Ближе к берегу лежит полоса низкой (0,4-0,8 м) «песчаной» или «травяной» террасы, заливающейся при обычном сильном волнении. Ширина ее достигает нескольких сотен метров. Плавник на поверхности почти не встречается, Поверхность изрезана лабиринтом извилистых глубоких проточек - следами блуждания ручьев, устья которых периодически забиваются береговыми наносами. Плоская площадка террасы сложена песком и зарастает осокой. Невысокий крутой уступ отделяет травяную террасу от песчаного пляжа, заливаемого во время прилива. Нижняя часть его постепенно уходит под воду. На подводном продолжении пляжа - береговой отмели - располагаются серии параллельных друг другу подводных песчаных валов - «опечков» высотой до 1-1,5 м. Береговые террасы того же типа, но меньшие по протяженности, расположены на Таймырском берегу около устьев рек Каменки и Зырянки, в Шайтанской курье, а также и на Гыданском - у пос. Лескино и Ошмарино.

На побережье Енисейского залива встречаются и аккумулятивные образования другого типа: песчаные косы - пересыпи и стрелки, в формировании которых наряду с волновыми процессами существенную роль играют потоки береговых наносов. Коса-пересыпь отчленяет от залива лиман р. Глубокой. Песчаная стрелка-нерунг образует мыс Песчаный и почти изолирует лежащую за нею лагуну. Наконец, на самом устье Енисея располагается характерная стреловидная коса мыса Сопочная Карга. Все они выдвинуты за общую линию берега в пределы мелководного прибрежья. Поверхность кос хранит следы нарастания в виде серий низких плоских валообразных возвышений, разделенных узкими длинными лагунами. Высота кос достигает 2-3,5 м над уровнем залива. Судя по расположению кос по отношению к устьям рек, изгибам берега, а также по рисунку линий роста, потоки наносов идут с северо-запада на юго-восток, по направлению к устью Енисея.

На побережьях залива, за пределами современных морских террас, нет никаких древних береговых форм. Только сравнительно плоская низкая прибрежная часть озерно-аллювиальной равнины к юго-западу от мыса Песчаного имеет отдаленное сходство с береговыми террасами, и первоначально она рассматривалась нами как древняя морская абразионная терраса. Однако полное отсутствие остатков морских организмов в ее отложениях, а также отсутствие специфическоих береговых форм на ее поверхности заставили пересмотреть это предположение. По-видимому, она является приморской дельтовой террасой, образованной выносами рек в процессе снижения уровня позднеледникового бассейна.

Абразионные уступы - клиффы - имеют общую протяженность около 175 км, из которых 65 км приходится на Таймырский берег и 110 км на Гыданский. Высота клиффов меняется в зависимости от высоты срезаемой ими поверхности: уступы, образующиеся при разрушении нижней ступени озерно-аллювиальной равнины, не поднимаются выше 7-20 м, Лескинская возвышенность обрывается к заливу 40-50-метровыми обрывами (рис. 35), а клифф, срезающий склон одиночного холма на мысе Шайтанском, имеет 80-метровую высоту. Абразионный уступ срезает склоны многочисленных мелких долин, расчленяющих его на отдельные сегменты. Протяженность последних варьирует в пределах от нескольких сотен метров до 5-12 км.

Крутизна береговых уступов, срезающих мерзлые глины и алевриты, очень высока. Как правило, она больше 45°; очень часто встречаются обрывы крутизной 60-70°, иногда - вертикальные стенки или обрывы, нависающие над узким штрандом и образующие в вертикальном сечении плавную линию, подобную очертаниям кормы корабля в профиль. Быстро оттаивающие песчаные породы образуют более пологие береговые склоны.

Обычно береговой уступ рассекается почти на равные треугольные отдельности короткими крутыми рытвинами. Правильное распределение рытвин в уступе, очевидно, связано с их заложением по системам тетрагональных морозобойных трещин, образующихся как нормально к линии бровки, так и параллельно последней.

Волноприбойные ниши у подножия клиффа сохраняются сравнительно редко. Иногда они заполняются снегом. Впоследствии такие снежинки смерзаются со стенкой обрыва, покрываются оплывинами во время летнего оттаивания грунта, снова заносятся снегом и превращаются в полупогребенные тела, сложенные слоями многолетнего фирна и глинистого грунта (рис. 36). При благоприятных условиях они вскрываются абразией, и тогда они могут произвести впечатление пластов ископаемого льда. В свое время В.П. Кальянов (1934) принял такие образования за пласты ископаемого льда.

Скорость отступания береговых уступов очень высока. Об этом можно судить хотя бы потому, что склоны долин, срезанных клиффом, сохраняют свои очертания в совершенно неизменном виде. По свидетельству местных жителей-рыбаков, она достигает 5-10 м в год. Указываемые же В.П. Кальяновым цифры (до 1-1,5 км в год) кажутся нереальными.

Продукты разрушения берега почти не скапливаются у подножий клиффов, нередко опускающихся прямо в воду. Обрушившиеся мерзлые блоки глин и алевритов нагреваются, распадаясь на крупные угловатые обломки. Последние быстро расплываются, образуя плоские солифлюкционные конусы, спускающиеся к воде. Прибойная волна быстро уносит взвеси, оставляя тонкий слой песчаних частиц на пребрежной отмели.

Старые клиффы, ограничивающие широкие береговые террасы, уже почти не подвергаются воздействию волн. Они имеют вид отчетливых сравнительно крутых (до 5-8°) задернованных склонов, подножие которых закрыто делювиальными шлейфами.

Вдали от современной береговой линии почти нет древних уступов, которые можно было бы считать абразионными. Исключениями, пожалуй, является 20-30-метровый уступ, по которому Дорофеевская возвышенность граничит с Береговой низиной около истоков р. Хальмеряха, и уступ гряды Рурдок, обращенный к Подгорной низине. Вполне возможно, что там проходили берега заливов позднеледникового бассейна во время максимального распространения последнего.

К ОГЛАВЛЕНИЮ