Глава VI

ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ ФОРМИРОВАНИЯ ОТЛОЖЕНИЙ И РЕЛЬЕФА В ЧЕТВЕРТИЧНОЕ ВРЕМЯ

Сведения о строении четвертичных отложений и рельефа позволяют наметить основные этапы геологического развития исследованного района в четвертичном периоде. Поскольку формы земной поверхности образуются при возникновении, разрушении или деформации геологических тел, мы рассматриваем развитие рельефа как важнейшую сторону единого процесса геологического развития.

Досамаровское время. Большая часть четвертичного периода, досамаровское время, представляется нам (в весьма обобщенном виде) единой денудационной эпохой, начавшейся еще с палеогена.

Судя по ничтожной роли песчаного и алевритового кластического материала в сложении толщи опок, диатомитов, опоковидных и диатомитовых глин, накопившихся в палеогеновых бассейнах Нижнего Приобья, Тазовского полуострова и юго-восточной части Гыдакского (Сакс, 1946б; Рудкевич и др., 1957; Кисляков, 1960), их окружали обширнейшие пространства идеально выровненной, пенепленизированной суши. К этому времени, по-видимому, уже завершилось формирование поверхности выравнивания на южной окраине Западного Таймыра, незаметно сливавшейся с прилегающими равнинами.

Заметное расчленение рельефа началось, вероятно, только с неогена, в связи с проявлением альпийских движений. Западный Таймыр слабо приподнялся над окрестными пространствами, началось эрозионное разрушение поверхности выравнивания, слабо наметились отдельные крупные увалы и речные долины на месте Сырадасайской котловины и впадины Надудотурку. Денудационные процессы захватили также равнинные пространства Усть-Енисейской впадины, сложенные меловыми песками и глинами. Тектонические движения проявились и там в форме возобновления или активизации формирования структур мезозойского покрова (Сакс и Ронкина, 1957). Длительное денудационное развитие рельефа должно было привести к определенной стабилизации водораздельных возвышенностей на участках относительных поднятий, а крупных речных долин и связанных с ними эрозионных бассейнов - в зонах или районах, относительно погружавшихся.

Только долины, располагавшиеся поперек валообразных поднятий, могли сохранять свое направление, так как скорость разрушения рыхлого субстрата, несомненно, превышала скорость поднятия. Вполне вероятно, что в это время заложился тот план распределения крупных неровностей рельефа - возвышенностей и низин, который в какой-то мере сохранялся и в дальнейшем. Речь идет, конечно, не о сохранении очертаний, размеров и степени выраженности этих крупных форм рельефа равнин, а лишь о тенденции устойчивости самого явления.

В неогене и на протяжении четвертичного, досамаровского, времени возникали, конечно, эфемерные маломощные местные отложения, подобные найденным около устья р. Чайки алевритам, но они почти не сохранились вследствие общего господства денудации или последующего размыва.

Возможно, этот этап геологической истории был гораздо богаче событиями, но следы их нам пока достоверно неизвестны.

Самаровское время. В начале самаровского (максимального) оледенения, охватившего впоследствии огромные пространства на севере Сибири (Сакс, 1953), южная окраина Западного Таймыра подвергалась воздействию ледника, распространявшегося на Таймырако-Североземельского центра. В частности, могла идти экзарационная обработка и углубление Сырадасайской котловины, вытянутой вдоль основного (широтного) направления движения материкового льда на этом участке (Рудовиц, 1938; Сакс, 1953).

При максимальном распространении ледникового покрова наш район располагался в его центральной области, не менее чем в 1100 км от края. Местное моренообразование в целом было слабым из-за небольших превышений скального ложа на Западном Таймыре и рыхлости мезозойского субстрата в прилегающих частях равнин. В этом отношении деятельность льдов максимального оледенения была сходной с деятельностью зырянского ледника, также экзарировавшего на значительных пространствах рыхлое (но уже сложейное четвертичными слоями) ложе.

При рецессии самаровского ледникового покрова должны были сформироваться ледниковые ландшафты, впоследствии уничтоженные денудацией.

Вопрос о том, какие процессы сыграли основную роль в уничтожении ледникового рельефа и переработке самаровских отложений - послесамаровская эрозия или абразионная деятельность моря во время трансгрессии, последовавшей за оледенением, остается открытым из-за недостатка материала. Залегание продуктов перемыва самаровской морены в эрозионных рытвинах, врезанных в меловые отложения (на Енисее, около устья р. Чайки), может быть и местным явлением, тем более, что рытвины эти неглубоки.

Расположение остатков самаровской морены на различных отметках (от + 120 м до - 70 м) свидетельствует по крайней мере об отсутствии длительного последующего выравнивания. Против существования продолжительного перерыва говорит и холодноводный облик фауны из нижних горизонтов перекрывающих морских отложений. В то же время выветрелость некоторых валунов и галек может служить указанием на более или менее длительные субаэральные условия (если обломки не привнесены из более древних отложений). Сцементированность валунных галечников не может быть безусловным показателем длительного пребывания отложений на поверхности, так как она могла возникнуть и позже в результате циркуляции подземных вод.

Экзарационно-аккумулятивная поверхность самаровского возраста нигде не сохранилась. Можно лишь полагать, что в самых основных чертах она была конформной современным очертаниям подошвы позднейших морских отложений.

В целом самаровское оледенение, сыгравшее столь существенную роль в формировании четвертичных отложений более южных районов Западной и Средней Сибири, не оставило заметных следов ни в рельефе района исследований, ни в отложениях, накопившихся в его пределах. Они в значительной части уничтожены или затушеваны позднейшими процессами - крупной и продолжительной трансгрессией и последовавшим за нею оледенением. Вполне вероятно, что даже первоначальный объем отложений, оставленных самаровским оледенением, был сравнительно невелик, так как ледниковый покров уже значительно сократился ко времени прохождения его рецессировавшего края через район исследований.

Позднейшие геологические события восстанавливаются более полно и последовательно.

Мессовское время. С мессовского времени начался совершенно новый этап геологической истории. Равнинная часть района стала ареной накопления мощной толщи осадочных пород.

Сперва аккумулировались аллювиально-дельтовые и прибрежно-морские мессовские пески, отлагавшиеся, по-видимому, в обширных депрессиях домессовского рельефа, формы и размеры которых пока не установлены, так как известны лишь два участка, на которых эти слои распространены: окрестности мыса Сопочная Карга и побережье Енисея между мысом Гостиным и 71° с.ш. Одновозрастные отложения близкого фациально-литологического облика накапливались и на 250 км далее в глубь континента, в районе Усть-Порта и междуречья Большой и Малой Хеты.

Формирование мессовских слоев шло непрерывно на фоне небольших колебаний уровня моря. Положительное движение береговой линии определенно отразилось на накоплении осадков около современного устья р. Яковлевой в виде появления в средней части разреза мессовских песков прослоя алевритов и раковин моллюсков. Последовавшее отрицательное ее перемещение вызвало накопление дельтовых песков с древесными остатками, слагающих верхнюю часть мессовских слоев (скв. 11 и 12 Яковлевской площади). По-видимому, эти же колебания привели к образованию в районе Усть-Енисейского порта двух погребенных мессовских аллювиальных террас (Сакс, 1951; 1953). По нашим данным, верхняя (третья) терраса была выделена ошибочно. Пески в соответствующем интернале в разрезе скважины 92-к содержат морские раковины, подстилаются алевритами и залегают в виде прослоя внутри санчуговских слоев. В районе Сопочной Карги колебания уровня моря не сказались на ходе осадконакопления.

Накопление мессовских слоев, хотя и шло, очевидно, на обширных участках, но не было повсеместным. Южная часть Западного Таймыра и по крайней мере участки возвышенностей Ерв-Седа, Лыдде, Чику, Дорофеевской, Восточно-Гыданской, тяготеющие к современным выходам на поверхность меловых пород, продолжали размываться и являлись местными источниками материала для формирования мессовских песков. Учитывая общее слабое снижение максимальных отметок кровли мессовских песков и уменьшение мощности отложений от Усть-Порта к устью р. Яковлевой и далее к Сопочной Карге, можно полагать, что в образовании их участвовали и транзитные наносы, приносившиеся рекой (или реками) с юга.

Климатические условия формирования мессовских слоев неопределенны. Предположение о непосредственном участии приледникового стока в их накоплении, первоначально выдвинутое В.Н. Саксом (1939), основывалось, очевидно, лишь на залегании песков поверх валунных галечников перемытой самаровской морены. Впоследствии это предположение было отвергнуто самим же В.Н. Саксом (1945, 1951, 1953). Не исключена, однако, возможность, что они окажутся позднеледниковыми в более широком смысле, т.е. сформировавшимися вне непосредственного влияния ледникового стока, но еще в холодное время, до полного исчезновения ледниковых покровов максимального оледенения. Здесь и в дальнейшем мы сталкиваемся с некоторой неопределенностью термина «позднеледниковые условия» (а также и «межстадиальные») при применении его к субарктическим районам, где современные природные условия близки к позднеледниковым. Если исходить из известного тезиса К.К. Маркова (1955), они являются в то же время и «межледниковыми». По-видимому, в конце оледенений климатические условия, близкие к современным, наступали еще до исчезновения ледниковых покровов.

Накоплением мессовских песков начался первый ритм седиментации межморенных отложений, накопившихся в ходе первой фазы крупной трансгрессии Полярного бассейна. Продолжением его явилась аккумуляция нижней глинисто-алевритовой пачки санчуговских слоев. В отличие от района Усть-Порта, в пределах исследованной территории не установлено пока признаков размыва на границе мессовских и санчуговских слоев. Если он и имел место, то был лишь частным эпизодом в общем ходе осадконакопления.

Санчуговское время. В начале санчуговского времени трансгрессировавшее море залило обширные пространства. Области аккумуляции отложений (по сравнению с мессовским временем) значительно расширились. Существенно изменился состав осадков: вместо дельтовых и мелководных морских песков стали накопляться морские глины и алевриты. Только у выступов древнего рельефа - около устья р. Чайки, у поселков Воронцово, Зверевского, Иннокентьевского, а также в бассейне р. Гольчихи продолжалось формирование прибрежных песчаных отложений.

В местах, деде осаждались глины и алевриты, глубина моря не превышала 40-50 м; слабое воздействие волнений сказывалось в образовании слоистых текстур, преобладающих среди пород слоя Б. Очевидно, обширные морские мелководья еще разделялись в это время значительными участками незатопленной суши. Продолжалось развитие долинной сети и на южной окраине Западного Таймыра.

Климатические условия, бывшие в начале формирования слоя Б сравнительно суровыми, заметно улучшились к концу раннесанчуговского времени; в местной морской фауне появились субарктические виды. Их появление предшествовало временному обмелению моря и было связано, по-видимому, не только с притоком более теплых вод, но и с усилившимся прогреванием мелководий.

Появление остатков морских животных более теплолюбивых, чем современные обитатели юго-восточной части Карского моря, несомненно, свидетельствует о межледниковых условиях, которые для более раннего отрезка времени лишь предполагаются.

Крупное отрицательное движение береговой линии привело к региональному обмелению раннесанчуговских бассейнов в низовьях Енисея и накоплению мелководных и прибрежных морских песков горизонта В, проходившему в тех же климатических условиях. Обмеление моря сильнее сказалось на южной окраине района, где накопилась более мощная пачка песков с многочисленными обломками древесины. По-видимому, там, севернее устья р. Яковлевой, неподалеку от современного берега Енисея, над уровнем моря еще возвышались участки суши, сложенные меловыми (апт-альбскими) отложениями. При обрушениях и оползнях, развивавшихся на береговом склоне, образовались крупные блоки угленосных глин, захороненные впоследствии в морских санчуговских слоях.

Влияние этого понижения уровня моря, которое можно назвать среднесанчуговской регрессией, на ход осадконакопления сказалось и в окрестностях Усть-Енисейского порта, более чем в 250 км к югу от границ района исследований.

Отложением песков слоя В начался новый (второй) ритм осадконакопления. После временной и частичной регрессии морской бассейн расширил свои пределы и, по-видимому, достиг наибольшего распространения (рис. 37).

В эту вторую, максимальную, фазу трансгрессии позднесанчуговское море заливало всю равнинную часть района. Оно отделило Западный Таймыр от материка и от Таймырского архипелага. На южной окраине Западного Таймыра Сырадасайская впадина, впадина Надудо-турку и древняя долина р. Дюндаки прекратились в морские проливы; узкие заливы и проливы возникли в древних долинах, где текут сейчас реки Сырута, Верхняя Тамы, Тамы и их притоки. Увалы Тамы, Водораздельный, Косотурку, Пуринский поднимались над уровнем моря в виде невысоких скалистых островов.

Несмотря на глубокое проникновение морских вод в пределы южной окраины Западного Таймыра, трансгрессия оставила там сравнительно слабые следы, почти полностью уничтоженные последовавшим оледенением. Причина этого кроется, на наш взгляд, в том, что во время максимума трансгрессии, когда уровень моря поднимался до отметок 180-200 м, над ним возвышались практически только участки древней поверхности выравнивания. Естественно, что снос с них был минимальным. Кроме того, в узких проливах и заливах разрушительная деятельность прибоя значительно ослабевала.

Только в Сырадасайской котловине и на внешнем побережье Западно-Таймырского архипелага, обращенном к открытому морю Таймырской низменности, формировались, по-видимому, абразионные уступы, сохранившиеся в современном рельефе в виде крутых склонов, обработанных впоследствии зырянскими ледниками.

В равнинной части района исследований в это время шло повсеместное накопление морских отложений слоя Г. Несмотря на широкое распространение трансгрессии, неровности морского дна еще оказывали влияние на распределение типов осадков. Около центральных частей древних возвышенностей - Дорофеевской, Ерв-Седа и, по-видимому, Чилку и Пуринской - аккумулировались песчаные отложения морского мелководья. Покров алевритов и глин облекал затопленные морем склоны возвышенностей и накапливался в лежавших между ними понижениях. Аккумуляция осадков в понижениях продолжалась и несколько позже, в начале общей регрессии моря.

Регрессия позднесанчуговокого моря в пределах низменностей шла, очевидно, несколько своеобразно. Над уровнем моря сперва появлялись отдельные острова - наиболее высокие части возвышенностей, затем, по мере спада уровня вод, площадь их увеличивалась, в глубь бассейна выдвигались мысы и полуострова, отдельные острова сливались между собой и причленялись к побережьям. Береговая линия приобретала извилистые очертания, открытый морской бассейн превращался в систему морских заливов и проливов. В ходе регрессии было несколько стадий, отмеченных формированием серии морских террас, остатками которых являются слабо заметные сейчас площадки, сохранившиеся местами на склонах возвышенностей на уровнях 180-150, 140-130, 120-100 м абс. высоты и покрытые зырянскими отложениями.

Климатические условия накопления позднесанчуговских отложений были сравнительно благоприятными: в составе местной морской фауны встречались субарктические моллюски, на морских побережьях росли леса северного типа. Судя по присутствию в глинах и алевритах рассеянной по разрезу гальки и единичных валунов, позднесанчуговское море (так же, как и раннесанчуговское) покрывалось льдом в холодную часть года. В то же время нет никаких оснований предполагать существование в это время ледников на Западном Таймыре, да и вообще на горных побережьях санчуговского бассейна, как это делают Ю.П. Пармузин (1954), В.А. Зубаков (1958) и С.А. Архипов (1960). Против этого свидетельствует залегание морских слоев в древних долинах горного Таймыра, широкое распространение зоны прибрежных галечников у пределов трансгрессии на Западном Таймыре, а также находки в 1958-1959 гг. морских санчуговских слоев в Норильской котловине и в долине р. Курейки, т.е. наличие морских отложений именно в тех районах, где наиболее интенсивно проявилось зырянское оледенение и даже его последняя (верхнетаминская, сартанская) горно-долинная стадия.

Казанцевское время. Регрессия позднееанчуговского моря продолжалась, по-видимому, до современного уровня. После денудационного перерыва в раннеказанцевское время началась новая фаза трансгрессии, в ходе которой морские воды достигли по крайней мере уровня на 70-80 м выше современного.

В сложной системе морских бассейнов, заливов и проливов казанцевского времени (см. рис. 37) накоплялась толща песков и алевритов, образующая самостоятельный седиментационный ритм.

К этому времени наступили оптимальные климатические условия, в морские бассейны проникли бореальные моллюски, побережья покрылись лесами среднего таежного типа.

При регрессии казанцевского моря осушилась обширная аккумулятивная 60-70-метровая терраса, сохранившаяся, хотя и слабо, в современном рельефе под покровом ледниковых отложений.

С самого начала казанцевского времени формировалась эрозионная сеть, сохранявшаяся в пределах водораздельных возвышенностей и при максимальном распространении трансгрессии. В ходе регрессии денудационное преобразование рельефа захватывало осушившиеся участки морского дна. Казанцевские морские слои были частично размыты, сформировались позднеказанцевские аллювиальные пески с остатками древесины. Произошло расчленение окраинных частей крупных возвышенностей, заложились низины Няйу, Поелово, Подгорная, Среднепуринская. Очертания крупных неровностей рельефа равнины приближались к их современному облику.

Зырянское и позднеледниковое время. Новый этап формирования отложений и преобразования рельефа начался в зырянское время.

При максимальном распространении зырянского оледенения район исследований располагался значительно ближе к периферии ледникового покрова, чем во время самаровского оледенения.

Следы оледенения в северной, западной и юго-западной частях Гыданского полуострова настолько слабы и спорны, что пределом распространения зырянского ледникового покрова в этом районе можно считать главный водораздел Гыданского полуострова. Новейшие исследования Тазовского полуострова также показали отсутствие там следов покровного оледенения (Белорусова, 1960). По-видимому, очертания ледникового края в северо-восточной части Западной Сибири были близки к показанной на «Карте четвертичных отложений Советской Арктики» (Стрелков и др., 1959) границе «активного края зырянского оледенения». В таком случае краевая зона его максимальной, гыданской, стадии лежала всего в 25-75 км за западной границей района исследований (рис. 38). В то же время изучение западной части Таймырской низменности (Стрелков и др., 1959; В.Н. Соколов, 1960), лежащей за пределами района исследований, показало региональное распространение на этой территории ледниковых отложений зырянского возраста. При этом к югу от гряд Лыдде не было обнаружено зон краевой аккумуляции, ориентировка которых позволяла бы связывать их формирование с Таймырским центром оледенения.

Эти сведения позволяют предполагать, что юго-восточную часть района исследований занимал единый ледниковый покров Таймырской низменности, питавшийся ледяными массами Таймырского и Путоранского центров оледенения. Из Таймырской низменности, как из широкого трога, покров изливался в пределы Западной Сибири в виде широкой лопасти, доходившей до главного водораздела Гыданского полуострова.

Положение ледникового края в крайней северо-западной части нашего района определенно не установлено. Судя по Лескинским гляциодислокациям, ледник заходил западнее Лескинской возвышенности, но следы его деятельности на этом участке слабо прослежены. Возможно, что положение ледникового края определялось там уже влиянием самого Таймырского центра (или даже самостоятельного Западно-Таймырского).

Рецессия ледникового покрова на первых порах шла в виде отступания единого края. Возможно, что некоторое время одна из лопастей ледника занимала низину Янато-Монгоче и ограничивалась с северо-запада Дорофеевской возвышенностью, разделявшей ледяные массы Таймырской: низменности и Западно-Таймырского покрова. Во время этой, дорофеевской, стадии образовалась серия маргинальных грядок на северо-западной окраине низины Янато-Монгоче и камы в истоках р. Монгочеяха.

Дальнейшее ослабление питания ледниковых центров привело к омертвлению Гыданской лопасти и всей осевой зоны единого покрова Таймырской низменности, наиболее удаленной от обоих ледниковых центров. На месте мертвого ледяного поля сформировались камы возвышенностей Ерв-Седа, Джангодской и весь огромный «камовый клин» между краевыми формами стадии Лыдде (на севере) и Караульской стадии (на юге). Единый ледниковый покров Таймырской низменности распался на два самостоятельных - Таймырский и Путоранский. Край Таймырского покрова стабилизировался на линии краевой зоны Лыдде. Талые воды, стекавшие в направлении Верхнеагапской низины, прокладывали свой путь еще под пластом мертвого льда и сформировали Мядованкские озы. После освобождения низины от остатков ледяного поля в ее пределах накопились зандровые пески. На западной окраине возвышенности Ерв-Седа образовалась вторая субмеридиональная полоса флювиогляциальных отложений. Возможно, что в ее формировании участвовал и материал, приносившийся талыми водами со стороны камов возвышенности Ерв-Седа. Современная акватория Широкой переправы и часть низины Янато-Монгоче, по-видимому, довольно долго вмещали поле мертвого льда.

На Гыданском полуострове во время стадии Лыдде край ледникового покрова располагался северо-западнее Дорофеевской возвышенности. Западное его продолжение мы условно проводим по системам «структурных гряд» на Дорофеевской, Восточно-Гыданской и Лескинской возвышенностях. С ним, по-видимому, связано накопление флювиогляциальных отложений по окраинам низин Янато-Монгоче и в южной части низины Няйу.

При промежуточной остановке ледникового края - во время фазы Чилку - сформировался пояс маргинальных камов, окаймляющих Среднепуринскую низину, зандровое поле Моховой Лайды и камы южной части возвышенности Чилку. По-видимому, в это время формировались водно-ледниковые пески, слагающие нижнюю часть поздне-послезырянских отложений Береговой низины и ее ответвлений.

При стадиальной остановке ледникового края на линии наркайской краевой морены шло накопление флювиогляциальных отложений в Нюадарской и Среднепуринской низинах, озерно-ледниковых - в Среднебыстринском и Кабыга-Бигайском приледниковых озерах. Расположение краевых форм наркайской стадии по отношению к окраине Западного Таймыра близко соответствует положению краевой зоны Ньяпан по отношению к границам Средне-Сибирского плоскогорья, что может свидетельствовать о их приблизительной одновременности.

Во время наркайской стадии равнинная часть района исследований почти полностью освободилась от ледяного покрова: он сохранился лишь у самого подножия Западного Таймыра. Судя по высоте неровностей ложа, оказывавших влияние на конфигурацию лопастей предгорных ледников, мощность льда в краевой зоне не превышала 100 м. Дальнейшее сокращение размеров и мощности зырянских ледников привело к локализации их в древних долинах и цирках Западного Таймыра. Оледенение перешло в заключительную, горно-долинную, верхнетаминскую стадию. В Наркайской низине и смежных с ней котловинах Западного Таймыра, освободившихся ото льда, образовалось обширное позднеледниковое озеро.

Если сопоставление наркайской краевой морены с ньяпанской (пересекающей Енисей выше Усть-Порта и тянущейся по его левому берегу) достаточно достоверно, то прорыв Енисея к океану и образование его долины могло произойти только после отступания ледникового края от Наркайской гряды. По-видимому, это важнейшее событие поздне-послезырянской истории низовьев Енисея имело место вскоре после отступания ледника от краевых морен ньяпанской стадии, и существенную роль сыграли в нем приледниковые воды, скапливавшиеся между краем ледника и полосой маргинальных накоплений. Поэтому прорыв Енисея следует считать позднезырянским, как это и предполагали в 1939 г. Г.Е. Рябухин и в 1947 г. К.С. Забурдин. Позднезырянским временем соответственно следует датировать и наиболее ранние аллювиальные накопления «каргинской» террасы окрестностей Усть-Енисейского порта.

Прорыв Енисея произошел при положении уровня моря, близком к современному, так как подошва позднезырянского («каргинского») аллювия в районе Усть-Енисейского порта лежит на 25-35 м ниже уровня реки (+3 м абс. высоты), что примерно соответствует глубине современного русла (20-33 м). При таком положении подошвы аллювия предположение В.Н. Сакса и К.В. Антонова (1945) о понижении базиса эрозии до этих отметок кажется излишним.

Накопление пойменных фаций «каргинского» аллювия в районе Усть-Порта, завершившееся действительно в межстадиальное каргинское время, происходило при почти неизменном или слабо повышавшемся уровне моря, так как кровля их лежит на высоте 10-15 м над уровнем Енисея, при высоте современной поймы 7-10 м.

На территории района исследований в позднезырянское и каргинское время шло формирование эрозионного рельефа, начиналось эрозионное освоение склонов возвышенностей и ледниковых ландшафтов в их пределах. Возможно, что еще довольно длительное время продолжалось таяние остаточных ледяных массивов на месте существующих поныне камов. В Сырадасайском и Наркайском озерах шло накопление песков и алевритов. В низинах Таймырского и Гыданского участков продолжалась аккумуляция позднеледниковых отложений.

Климатическая обстановка позднезырянского и каргинского времени остается недостаточно определенной. Не установлено, до каких пределов шло улучшение климата в каргинское время, и было ли оно - даже если достигало современного уровня - достаточным для полного исчезновения остатков ледникового покрова.

До получения полной биостратиграфической характеристики позднеледниковых (в широком смысле) слоев этот вопрос будет открытым, так же как тесно связанный с ним вопрос о самостоятельности последней (верхнетаминской, сартанской) стадии оледенения.

Последующим крупным событием в геологической истории района исследований были послезырянская ингрессия и последовавшая за ней регрессия моря. По нашим данным, максимум ингрессии совпадал с сартанской (верхнетаминской) стадией оледенения, т.е. имел место после каргинского интерстадиала, а регрессия протекала по крайней мере частично уже в послеледниковое время.

Во время максимума ингрессии уровень моря поднимался до 40 м выше современного, однако отложения ингрессионного бассейна достоверно устанавливаются лишь в немногих пунктах (низинах Береговой, Янато-Монгоче), так как обычно они перемежаются с аллювиально-дельтовыми накоплениями, образуя с ними единый комплекс. По-видимому, очертания берегов бассейна были близки к положению береговой линии Енисейского залива и Широкой переправы Енисея. Наиболее глубокие и открытые части бассейна располагались на месте современных акваторий, а в пределах суши, в низинах Гыданского участка, формировались прибрежные озерно-аллювиальные равнины, лишь иногда затоплявшиеся его водами. Проникновению соленых морских вод препятствовало, по-видимому, стоковое течение в узком проливе между возвышенностями Дорофеевской и Чилку. Влияние ингрессии на Таймырском участке сказалось слабо.

Регрессия бассейна началась, по-видимому, еще в позднеледниковое время. С одной из ее стадий связано формирование нижнего уровня озерно-аллювиальной равнины высотой от 25 м до 8 м. Возможно, что закончилось оно уже в раннем голоцене, но до наступления послеледникового теплого времени. По мере относительного понижения уровня моря, русла Енисея, его проток и притоков врезались в отложения позднеледникового бассейна и прибрежных озерно-аллювиальных равнин.

Послеледниковое время. Дальнейшим этапом регрессии было формирование 8-5-метровой террасы на побережьях Енисейского залива и первой надпойменной террасы в долинах рек, происходившее уже в послеледниковое время.

Существенное улучшение климатических условий привело к расселению в это время древесной растительности вплоть до Западно-Таймырских увалов, формированию автохтонных торфяников на водораздельных возвышенностях и в низинах, оживлению процессов термокарста.

Судя по положению подошвы послеледникового аллювия Енисея, лежащей в окрестностях Усть-Енисейского порта на 50-60 м ниже уровня моря (или на 30 м ниже русла реки), при максимуме регрессии уровень моря понижался по крайней мере на 30 м ниже современного его положения. Время максимума регрессии падает на конец послеледникового теплого времени - начало предсовременного (субатлантического) похолодания. Возвратное движение береговой линии привело к подтоплению нижних участков долин, усиленной аккумуляции отложений пойменных террас, затоплению внешней части енисейской дельты, лежащей ныне под водами Широкой переправы Енисея (Стрелков, 1949). Ухудшение климатических условий вызвало образование «почвенных льдов» и ледяных клиньев, отмирание торфяников, гибель древесной растительности и отступание границы лесов к современным пределам.

*   *   *

Если отвлечься от частностей, наиболее крупными событиями геологической истории района, определившими основные черты строения отложений и рельефа района исследований, будут домессовская субаэральная денудация, трансгрессия и регрессия межледникового моря, дозырянский размыв, зырянское оледенение и последующее эрозионное развитие (послезырянские колебания уровня моря оказали лишь местное влияние).

К ОГЛАВЛЕНИЮ