Глава 2 Таежная зона Западной Сибири.
Озера таежной зоны Западной Сибири наименее изучены. Осадки современных озер не подвергались специальным исследованиям. Об истории озерных систем можно судить только по единичным разрезам древних осушенных и по морфологии современных водоемов.
В таежной зоне можно выделить четыре области, отличающиеся заозеренностью (Astakhov, 1987). Почти лишены озер приподнятые и расчлененные флювиальной эрозией интрaзональные возвышенно сти западного и восточного флангов Сибирских Увалов (рис. 7). Ос тальные области подчинены широтной географической зональности.
Севернее Сибирских Увалов вплоть до Полярного круга, а на Енисее и севернее, простирается подзона северотаежных разреженных лесов с пятнами тундры, приуроченная к подзоне прерывистой многолетней мерзлоты. Для нее характерно обилие мелких термокар стовых, частично заболоченных озер, среди которых попадаются крупные реликтовые водоемы, занимающие ледниковые и водноледниковые котловины и ложбины (бассейны Енисея и Таза).
1 В. И. Астахов.
Рис. 7. Зональность озерных систем Западной Сибири (по Astakhov, 1987). 1 — расчлененные возвышенности с очень редкими озерами; 2 — северотаежная подрона с мелкими термокарстовыми терами; 3 — пояс выпуклых верховых болот южной тайги с редкими
Орерами; 4 — наиболее растернье равнины; 5 — более крупные озера.
Южнее Сибирских Увалов располагается пояс песчаных заболоченных полесий (Кондинское, Сургутское, Вахское) с множеством более крупных, но мелководных озер. Многолетняя мерзлота для полесий не характерна и встречается с поверхности только на торфя ных массивах. Глубоко залегающий слой реликтовой мерзлоты (Зем цов, 1976), по-видимому, не влияет на современную озерную сис тему. Полесья поросли большей частью разреженными сосняками (средняя тайга).
Южнотаежная подзона, простирающаяся до 56° с. ш., отличается преобладанием темнохвойной тайги в сочетании с обширным поясом агрессивных верховых болoт нaрымского типа (Васюганье). Крупные
озера практически не встречаются, а мелкие большей частью имеют торфяные берега и дно. Поверхностная мерзлота на юге отсутствует, но следы ее недавнего (10—11 тыс. л. н.) пребывания изобилуют по всей южнотаежной подзоне и далеко за ее пределами.
Само существование таежной зоны безусловно связано с избыточ ным увлажнением (осадков более 500 мм в год), однако широтная зональность озерных систем не может быть объяснена только разли чиями в испарении на разных широтах. Вполне очевидно также вли яние палеогеографической зональности позднего плейстоцена — голоцена. К палеогеографическим событиям, в частности, относятся этапы эволюции многолетнемерзлых пород, темп которой сильно за медлен по сравнению с эволюцией гидрографической сети и почвенно-растительного покрова. Второй важный фактор — зональность наземного оледенения. Большая часть таежной зоны расположена в области среднеплейстоценового оледенения и в его перигляциальной зоне. Однако восточная часть северотаежной подзоны подверглась покровному оледенению и в позднем плейстоцене, что несомненно сказалось на ее озерности. Существующие классификации озерных котловин, хотя и считаются генетическими, но учитывают не столько историю водоемов, сколько их морфологию. Обычно выделяются три крупные категории озерных котловин: просадочные (термокарстовые и суффозионные), эрозионные (заполненные водой впадины первич ного ледникового, флювиального и эолового рельефа), вторичные озера, обусловленные выделением избыточной влаги в крупных мас сивах верховых болот (Орлов, 1960; Нейштадт, 1971; Кузин, Рейнин, 1972).
Наиболее молодыми являются вторичные озера с торфяными берегами, особенно частые в Васюганских болотах, где мощность торфа местами превышает 5—7 м. Эта группа озер связана с поздней ста дией процесса заболачивания междуречий, когда происходит само разрушение верхового торфяного болота (Романова, 1974).
Подавляющая часть просадочных озер также имеет весьма недолгую историю, что обусловлено активной боковой миграцией термо карстовых котловин и неоднократными инверсиями термокарстового рельефа. Главная инверсия началась несколько позднее 11 тыс. л. н., когда в результате общего потепления и увлажнения климата верхняя кромка многолетней мерзлоты опускалась ниже слоя сезонного промерзания и основная толща многолетнемерзлых пород к югу от Полярного круга перешла в реликтовое состояние (Земцов, 1976). Произошла общая усадка лёссовой тундростепи, а ванны позднеплей стоценовых термокарстовых озер, заполненных минеральным мате риалом, превратились в овальные или круглые холмы 0.3—1 км в поперечнике (Астахов, 1989, 1990). Весь бассейн широтной Оби усеян такими инверсированными озерами, они нередко ошибочно принимаются за речные, подпрудно-лимногляциальные или даже ледниковые образования (Архипов и др., 1986; Волков, Казачук, 1990).
Разрезы правобережной Оби выше г. Меглона (рис. 8) однозначно демонстрируют термокарстовую природу тонкопесчаных озерных рит митов, залегающих на абсолютных отметках 40—60 м, т. е. в самой
Рис. 8. Схематизированный разрез древнеозерных отложений на протоке Меге (по Аста
хову, 1989). I — пески, 2 — алювий, 3 — лёсс, 4 — озерные песчано-алевритовые ритмиты, 5 —
псевдоморфозы по жильным льдам, 6 — почва.
глубокой части гипотетического приледникового озера-моря суров нем до 120-130 м, реконструируемого некоторыми исследователями (Волков и др., 1978; Архипов и др., 1986). Характерно, что такие озерные осадки почти лишены органики, несут многочисленные сле ды микросбросовых нарушений, а кроме того, слагают наиболее высокие элементы рельефа плоской равнины. Разделяющие их пони жения, как правило, сложены мощными лёссовидными суглинками (рис. 8). Особенно важным их признаком являются частые псевдоморфозы по сингенетическим ледяным жилам, которые прослеживаются и в подстилающем об?ком аллювии, и в перекрывающих его явно мелководных озерных ритмитах, и в толще лёссовидных суглинков, указывая на непрерывность осадконакопления. Совершенно ясным указанием локальности озерной седиментации позднего плей стоцена служат погребенные почвы с остатками крупных наземных млекопитающих, которые обнаружены в лёссовидных толщах алев рито-песчаных озерных формаций (Астахов, 1989). Этот вывод полностью подтвержден недавними детальными исследованиями разрезов левобережной Оби (Кривоногов и др., 1993).
Существенно, что имеющиеся радиоуглеродные датировки вместе с Псеводоморфозами показывают, что основная фаза развития термокарстовых озер позднего плейстоцена следовала непосредственно за аккумуляцией пойменною аллювия Оби. Последний имеет радиоуглеродные датировки от запредельных до 21 тыс. л. н. (Архипов и др., 1980). Эти озера высохли не позже 10 650+ 90 л. н. (рис. 8) Все это не оставляет времени для образования осадков предполагаемого поздневалдайского озера-моря, именуемого Мансийским (Волков и др., 1978).
Анализ новейших геологических и изотопных данных показал, что Сплошная ледниковая плотина поперек Западной Сибири не могла су ществовать позднее 50 тыс. л. н. (Astakhov, 1992), а следовательно, нет Никаких оснований считать предшественником современных озер гипотетическое подпрудное озеро-море. Большинство мелких термокарсто вых озер таежной зоны в голоцене развивалось по тому же типу, что и перигляциальные водоемы позднего плейстоцена, т. е. путем усадки мерзлого дна термоабразии берегов. Однако голоценовые озера рас полагались, как правило, там, где в позднем плейстоцене была мер злая суша, покрытая лёссовым плащом.
Неоднократная инверсия термокарстового рельефа с полным осу шением не только позднеплейстоценовых, но и раннеголоценовых озер зафиксирована в хорошо изученных разрезах Ледяной Горы на Енисее. Осохшие и превращенные в локальную террасу алевритовые осадки термокарстовых озер здесь содержат деляпсивные блоки торфа и стволы берез, датированные от 8150+ 40 до 7080+ 40 л. н. Современные озерные ванны врезаны как в реликтовые глетчерные льды ранневалдайского возраста, так и в голоценовые торфяники с датами от 5600 до 1400 л. н. (Астахов и др., 1986; Astakhov, Isayeva, 1988).
Активное торфообразование в Васюганье и на других верховых болотах началось в интервале 9200—9500 л. н. (Нейштадт, 1971; Глебов и др., 1974). Датировки порядка 9600—9800 л. н. относятся уже к подстилающим озерным осадкам с нижним максимумом ели (Кинд, 1974; Глебов и др., 1974; Пьявченко, 1983). Такие озерные осадки обычно выполняют суффозионные, термокарстовые и дефляционные котловины предголоценового рельефа и перекрываются вы пуклым щитом мощных верховых болот.
Следовательно, начало голоцена в Западной Сибири было эпохой множества мелких озер, развившихся при протаивании вечной мер злоты. Торфонакопление носило локальный характер и ограничива лось мелкими прогалинами по полигональным льдам (рис. 8, дата 10650+90). Сплошное заболачивание озер началось во-второй поло вине пребореала и усиливалось на протяжении среднего и позднего голоцена — вплоть до появления вторичных озер, содержащих избы точную влагу деградирующих верховых болот. Интенсивность забо лачивания снижается в северном направлении, к подзоне северной тайги, где до сих пор продолжается боковая миграция термокарстовых озер со скоростью 2—3 мв год (Земцов, 1976).
Помимо мелких термокарстовых озер в северной тайге попадаются и крупные, очень глубокие водоемы явно другого происхождения (озера Маковское, Налимье, Советское). Зачастую они обрамлены крупными моренными грядами и, очевидно, связаны с деятельностью последнего покровного ледника. В тундре аналогичные котловины с крутыми высокими берегами (Ямбуто, Ярроо, Тэтанто, Хасейнто, Войварето) также окаймлены дугами гляциoдислокаций, а днища их нередко расположены ниже уровня моря. Обнажения реликтовых глетчерных льдов обычны по берегам таких озер. По всем признакам эти котловины образуют с сораз мерными грядами гляцитектонопары, т. е. результаты ледникового выдавливания рыхлого глинистою субстрата (Архипов и др., 1980).
Однако вряд ли правильно на этом основании приписывать совре менным глубоким озерам ранневалдайский возраст. На протяжении большей части позднего плейстоцена ледниково-рытвинные котлови ны были, скорее всего, забиты мертвым глетчерным льдом, который начал интенсивно таять лишь в голоцене. К сожалению, пока нет соответствующих разрезов донных осадков для проверки этого предпо
мения. Имеются и косвенные указания на более длительную историю оляциокарстовых просадок в виде древнеозерных террас вокруг Совет ою и Маковского озер (Земцов, 1976). Интересно, что такие террасы е описаны на аналогичных озерах тундровой зоны, что позволяет предположить более древний возраст таежных озер в пределах того же ранневалдайского оледенения. Эрозионно-гляциокарстовые котловины редко встречаются даже в области последнего оледенения, что объясня ется крайней рыхлостью субстрата, препятствующей сохранению рез ких форм локализованной ледниковой эрозии.
Необходимо остановиться на поясе сливающихся озер Обских по лесий, своеобразие которых описал А. А. Земцов (1976), указавший на их повсеместную мелководность (1—3 м) при весьма значитель ной акватории (до 20 км в поперечнике). Характерна интенсивная боковая миграция полесских озер по песчано-торфянистым низинам: скорость абразионного разрушения берегов достигает 1-1.5 мв год. На противоположном агтрадирующем берегу остаются серии песча ных валов. Этот процесс ведет к слиянию соседних озер, часто соединенных мелкими протоками. Другое следствие — постоянное уничтожение прибрежных торфяников. Геологический результат боковой миграции озер — отсутствие мощных сапропелей и илов в донных отложениях. Таким образом, полесские озера обширнее и мелководнее водоемов северотаежной подзоны и, Вполне возможно,моложе, если мерить их возраст летописью донных осадков.
Этот процесс блуждания озер удивительно похож на термокарстовый процесс в северной тайге, хотя в полесьях вечная мерзлота находится на большой глубине под слоем талых пород. А. А. Земцов (1976) склонен приписывать миграцию среднетаежных озер неотек тоническим перекосам поверхности, но эта гипотеза не подтверждена фактическим материалом. Скорее всего, боковая миграция озер в обеих подзонах вызывается сходными причинами.
На это, в частности, указывает изрезанная в плане береговая линия среднетаежных озер, состоящая из комбинации правильных дуг, вполне соответствующих береговым линиям термокарстовых озер. В последнем случае правильная форма береговой линии, как известно, обусловлена термоабразией. Тот же процесс должен происходить и в среднетаежной подзоне, но в условиях глубокого сезонного промерзания грунтов. Разница только в том, что здесь не происходит, как в зоне вечной мерзлоты, углубления котловины из-за просадки оттаивающих пород. Именно концентрацией термической энергии среднетаежных озер на боковой эрозии и объясняется их мелководность при обширности акваторий. Активному боковому смещению котловин наряду с избыточным увлажнением способствует и сравни тельно низкая скорость торфонакопления в разреженных сосняках на дренированных песчаных грунтах полесий. В южной темнохвойной тайге, где преобладают мощные верховые болота на суглинистом субстрате, скорость торфонакопления существенно выше. Поэтому большая часть озер южной подзоны прекратила миграцию уже в среднем голоцене.
Таким образом, можно констатировать, что общее количество озер в таежной зоне, их глубина и возраст закономерно снижаются с севера на юг. В целом это обусловлено разными стадиями развития криосферы на севере и юге. Если в северной тайге еще сохраняются реликтовые льды ранневалдайского оледенения, а многолетняя мерзлота, хоть и прерывиста, но весьма мощна, то на юге таежной зоны отсутствуют даже погребенные многолетнемерзлые породы, а биогенное осадкона копление прошло гораздо более длительный путь. После исчезновения мощной и устойчивой многолетней мерзлоты существовавшие на ней озера имеют слишком мало шансов пережить инверсию рельефа и со хранить свои котловины в более теплом и влажном климате.
Современные озера иногда все же наследуют особо крупные эрозионные рытвины позднего плейстоцена. Однако даже в унаследованных котловинах трудно ожидать колонку донных осадков древнее голоцена. Из-за резкой смены природной обстановки на рубеже плей стоцена и голоцена поиск озерных котловин со сколько-нибудь продолжительной историей седиментации представляет собой нелегкую задачу. В этом смысле наиболее перспективной является восточная часть северотаежной подзоны (левобережье Енисея), где в рельефе сохранились реликтовые эрозионные неровности первой половины позднего плейстоцена. Южнее, в области среднеплейстоценового оледенения, древние впадины в подавляющем большинстве снивелированы головой и биогенной аккумуляцией на протяжении позднего Плейстоцена и полоцена. В пригляциальной зоне агрессивного заболачивания возраст вторичных озер, видимо, не выходит за пределы позднего голоцена.