Западно-Сибирская равнина
Западно-Сибирская равнина — одна из немногих физико-географических стран, границы которых отчетливо выражены в рельефе. Ее рубежами на западе являются восточные предгорья У р ал а, северные окраины К а з а х с к о г о мелкосопочника и А л т а я. На востоке равнина ограничена уступом Е н и с е й с к о г о кряжа и С р е д н е с и б и р с к о г о плоскогорья, вдоль которого заложилась долина реки Е н и с е й. На крайнем юго-западе Западно-Сибирская равнина через Т у р г а й с к у ю ложбину соединяется с Т у р а н с к о й низменностью, а на северо-востоке сливается с С е в е р о-С и б и р с к о й низменностью. На этих отрезках границы равнины выражены слабо. На севере Западно-Сибирская равнина омывается водами Карского моря.
С севера на юг Западная Сибирь протянулась почти на 2500 км: от 73°30' (северная окраина Я м а л а) до 50°30' с ш. (район Семипалатинска). В плане ее территория имеет форму трапеции с наибольшей протяженностью с запада на восток на широте Красноярска около 1900 км. Плошадь Западной Сибири немногим более 3 млн. км
Специфические черты природы Западной Сибири, определяющие её своеобразие и уникальность среди других физико-географических стран, — довольно однообразный, слабо пересеченный рельеф с малыми абсолютными и относительными высотами, исключительная заболоченность и ярко выраженная широтная зональность природных условий.
Южная часть равнины - наиболее освоенные и обжитые районы Сибири, где природа в значительной мере изменена хозяйственной деятельностью человека. Заселение равнины русскими началось с похода Ермака (1581 — 1585 гг ), хотя еще в XI XII вв новгородцы проникали в низовье Оби и позднее установили торговые отношения с местным населением.
острогов в бассейнах нижнего Иртыша и Оби, а в начале XVII в на Енисее (рис. 1) Однако до второй половины XIX в Западная Сибирь в хозяйственном отношении была освоена чрезвычайно неравномерно и очень слабо. Освоение степных и лесостепных районов Западной Сибири усилилось в конце прошлого начале нынешнего столетия в связи с переселением сюда крестьян из густонаселенной Центральной России и строительством Сибирской железной дороги (1892 — 1896 гг.) Центральные и северные районы равнины стали интенсивно осваиваться практически лишь в последние 25—40 лет в связи с разработкой нефтяных и газовых месторождений. Это повлекло за собой быстрый рост численности населения и усиление антропогенного воздействия на природу
Научное изучение природы Западной Сибири началось в XVIII
в. участниками Великой Северной экспедиции. Ее академический отряд
проводил исследования в южной части равнины, от Тобольска до
Семипалатинска, а северные отряды завершили открытие побережья Карского
моря от Байдарацкой губы до Енисейского залива и далее на восток.
Наиболее изучены преимушественно лесостепные и степные районы Западной
Сибири и в меньшей мере районы нижнего течения Оби и северное Зауралье.
Таежные районы с огромными заболоченными пространствами практически не
были исследованы.
В южной части Западной Сибири проводили исследования И. Г. Гмелин
(Кулундинская степь) и П. С. Паллас (Ишимская степь), А. Ф. Миддендорф
(Бараба) н Г И. Танфильев (Бараба и Кулунда) и др. Изучением озер в
Омском округе занимался Л. С. Берг.
В конце ХIХ — начале ХХ столетия Комитет Сибирской железной
дороги проводил геолого-геоморфологические исследования и изучение
природных ресурсов вдоль трассы дороги. Экспедиции Переселенческого
управления вели почвенно-ботанические исследования. Существенную работу
по изучению природы проводил Западно-Сибирский филиал Русского
Географического общества, созданный в 1877 г. Несмотря на это, Западная
Сибирь была слабо-изученной и малоосвоенной.
В советское время работы по изучению природы и естественных
ресурсов Западной Сибири приобрели большой размах. Комплексные
детальные исследования проводились Барабинской, Кулундинской и
Гыданской экспедициями Академии наук. Большое практическое значение
имеют лесотипологические и почвенные исследования, изучение торфяных
болот, тундровых пастбищ, влагооборота равнины. Толчок бурному развитию
экономики Западной Сибири дали геологические исследования равнины,
связанные прежде всего с поисками и освоением месторождений нефти и
газа. В результате геологической съемки миллионного масштаба,
проведенной в 50—60-х годах, сложилось близкое к современному
представление о геологическом строении и рельефе равнины. Вопреки
господствовавшему раньше мнению о морфологическом и генетическом
однообразии рельефа, было выявлено довольно много самостоятельных
орографических единиц (рис. 2).
Геологическое строение и история развития территории
Западно-Сибирская равнина сформировалась на одноименной плите молодой Урало-Сибирской (Центрально-Евразиатской, Урало-Тяньшанской) э п и п а л е о з о й с к о й платформы.
Фундамент плиты представляет собой огромную депрессию с крутыми восточными и северо-восточными и пологими южными и западными бортами. Он состоит из допалеозойских, байкальских, каледонских и герцинских блоков. Наиболее древний — Иртыш-Надымский средний массив. Фундамент разбит разновозрастными глубинными разломами. Наиболее крупные — Восточно-Зауральский и Омско-Пурский (Колтогорско-Уренгойский) субмеридиональные разломы. Поверхность фундамента плиты расчленена на Внешний прибортовой пояс и Внутреннюю область, которые осложнены системой впадин и поднятий, отражающих его блоковое строение (рис. 3).
В н е ш н и й п о я с представлен склонами
горно-складчатого обрамления, полого или более круто опускающимися к
центральной части депрессии. Фундамент в его пределах залегает
неглубоко (менее 2,5 км). Ближе всего к поверхности он подходит к
Кустанайской седловине (100 — 200 м) . В н у т р е н н я я о б л
а с т ь разделена на две ступени. Ю ж н а я ступень (Среднеобская
мегаантеклиза) характеризуется глубиной залегания фундамента от 2,5 до
4,0 км. Наиболее опущенная с е в е р н а я ступень плиты представляет
собой Ямало-Тазовскую мегасинеклизу (8— 12 км). От Среднеобской
мегаантеклизы Ямало-Тазовская мегасинеклиза отделена, по-видимому,
субширотным глубинным разломом (Транссибирским), к северу от которого
глубина залегания фундамента резко увеличивается с 4 до 6 км.
Между фундаментом и осадочным чехлом плиты залегает
переходный комплекс триасово-нижнеюрского возраста. Его образование
связано со сводообразным воздыманием и растяжением фундамента,
следствием чего явилось формирование внутриконтинентальной лифтовой
зоны с системой грабенообразных впадин. В этих впадинах происходило
накопление осадочно-вулканогенных и осадочных угленосных
континентальных толщ мощностью до 3 — 5 км. Магматические породы
переходного комплекса представлены преимущественно базальтовыми лавами
и туфами. Развитие Западно-Сибирской внутриконтинентальной лифтовой
зоны не привело к образованию нового океана.
Общее погружение плиты и накопление осадочного
платформенного чехла началось в наиболее глубокой северной части с
верхнего триаса, а на остальной территории — со средней юры и носило
дифференцированный характер. Формирование чехла в м е з о к а йн о з о
й с к о е время протекало практически непрерывно в условиях длительного
устойчивого прогибания.
Ч е х о л представлен переслаивающимися песчано-алевритовыми
прибрежно-континентальными отложениями и морскими глинистыми и
песчано-глинистыми толщами мощностью 3 — 4 км в южной части и свыше 7 —
8 км — в северной. Морские отложения преобладают в нижней части разреза
(до нижнего олигоцена включительно) и связаны с бореальными
трансгрессиями. Максимальные трансгрессии, охватившие почти полностью
территорию плиты, имели место в конце юры, начале позднего мела и
палеогена.
С активизацией тектонических подвижек на платформенном
этапе развития плиты связано возникновение многочисленных локальных
структур, выраженных только в осадочном чехле Установлено, что в
приразломных зонах количество локальных поднятий, являющихся основными
вместилищами нефти и газа, возрастает в 3-4 раза по сравнению с
остальной территорией.
С тектоническими движениями о л и г о ц е н а связано
поднятие северного блока плиты, отчленившего Западно-Сибирское море от
Арктического бассейна. Морской режим непродолжительное время еще
сохраняется в центральной и южной частях равнины, но уже в середине
олигоцена море через Тургайскую ложбину окончательно покидает Западную
Сибирь. В связи с этим верхняя часть осадочного чехла сложена
континентальными толщами, достигающими в южной, прогибающейся части
плиты большой мощности, местами до ) — 2 км. Среди них преобладают
озерно-аллювиальные песчано-глинистые и озерные, преимущественно
глинистые, отложения
В неогене
отчетливо обособляется зона субширотных Обь-Енисейских поднятий,
расположенных над Транссибирским разломом и соответствующих современным
Сибирским Увалам.
К концу неогена уже сформировались общие орографические
черты Западной Сибири. Пониженные участки совпадали с тектоническими
прогибами, в которых, вероятно, располагались речные долины. Уровень
моря был в это время на 200 — 250 м ниже современного, и большая часть
дна Карского моря вместе с северными районами равнины представляла
собой сушу, глубоко расчлененную речными долинами.
Общее похолодание климата, происходившее в неогене,
особенно усилилось к концу периода. С ним связывают развитие в раннем п
л е й с т о ц е н е демьянского оледенения. Однако оно признается не
всеми исследователями.
Средний и верхний плейстоцен был временем древнего
оледенения и морских трансгрессий. В научной литературе до настоящего
времени остро дискутируются вопросы о характере древнего оледенения на
территории Западной Сибири, о количестве и синхронности или
асинхронности ледниковых эпох и морских трансгрессий, о стоке
западносибирских рек во время плейстоценовых оледенений.
Большинство исследователей считает, что оледенения
Западной Сибири повторялись неоднократно. Кроме демьяяского, выделяют cамаровское, тазовское (его
считают стадией самаровского),
зырянское,
имевшее
несколько стадий, и сартанское
оледенения. Максимальным было самаровское оледенение, граница которого
проходила субширотно вблизи 60' с. ш.: от верховьев Туры и Тавды к
долине Иртыша севернее Демьянки, по междуречью Ваха и Тыми к устью
Подкаменной Тунгуски.
Каждое последующее оледенение занимало все меньшую площадь
(рис. 4), а сартанское оледенение, согласно господствующим в настоящее
время взглядам, было горно-долинным и оказало на развитие природы
Западной Сибири лишь косвенное влияние.
Морская трансгрессия, начало которой предшествовало демьянскому
оледенению, продолжалась в течение среднего плейстоцена. Максимум ее
совпал с самаровским оледенением. Море покрывало всю территорию к
северу от Сибирских Увалов (А. И. Попов, 1949; Ю. А. Мещеряков, 1972;
Г. И. Лазуков, 1975, и др.). Эта часть равнины представляла собой зону
морского оледенения, где происходило накопление морских отложений. Лишь
в пределах Сибирских Увалов морское оледенение сменялось
континентальным. Максимум верхнеплейстоценовой трансгрессии
предшествовал зырянскому оледенению.
На основе анализа состава валунов и распространения
холмисто-моренного рельефа исследователи пришли к выводу, что ледники
на территорию Западной Сибири двигались из двух центров: с Полярного
Урала (Уральско-Новоземельский центр) и со Средней Сибири (плато
Путорана и север Таймыра). При этом некоторые ученые (А. И. Попов, Г.
И. Лазуков) считают, что даже в эпоху максимального оледенения
уральский и сибирский ледники не смыкались, поэтому реки, текущие с
юга, хотя и встречали преграду, образованную льдами, находили путь на
север между двумя ледниами. Следовательно, сток Оби, Иртыша и Енисея в
сгоронт Север ного Ледовитого океана сохранялся в течение плейстоцена.
Другие исследователи (H К Высокий, С. С. Неуструев, В И
Громов, В. Н. Сакс, С А. Архипов, В И Астахов, И А Волков и др.)
утверждают, что оледенение имело форму шита, преграждавшего сток рек на
север. Южнее границы ледника происходило формирование гигантских
подпорных озер, избыток вод которых сбрасывался на юго-запад в
Арало-Каспийский бассейн. Подобная ситуация повторялась и в последующие
оледенения. Это приводило к неоднократной перестройке гидросети. Сток в
Северныый Ледовитый океан был характерен лишь для межледниковий.
В ряде работ высказывается мнение о том, что зырянское оледенение не было
последним на территории Западной Сибири, что и в эпоху сартанского оледенения север
равнины был занят ледниковым покровом, южный край которого подпруживал
текущие на север реки. На карте последнего оледенения Северной Евразии
над Ямалом и западной частью Карского шельфа показан один из главных
центров растекания льда, получивший название Карского (рис 5)
Если придерживаться сведений, что
среднеплейстоценовые отложения севера Западной Сибири представлены не
гляциально-морскими, а континентальной мореной, то можно предположить
суше ствование Карского центра оледенения и в самаровское время, в
также подвергнуть сомнению синхронность максимума трансгрессии с
самаровским оледенением Таким образом, дискуссия по вопросам
плейстоценовой истории продолжается.
В отличие от Русской равнины, где талые
ледниковые воды стекали на юг, в Западной Сибири, имеющей общий уклон
по верхности к северу, эти воды скапливались у края ледника, образуя
приледниковые водоемы, постепенно мигрирующие вслед за краем ледника к
северу.
Талые воды перемывали оставленную ледником морену,
сглаживая холмисто-моренный рельеф и перекрывая его водно-ледниковыми
отложениями В этом заключается одна из причин ограниченного
распространения в Западной Сибири типичного холмисто-коренного рельефа
и относительно широкого развития водно-ледниковых и озерно-аллювиальных
равнин
В периоды оледенений на территории Западной Сибири
на свободных ото льда плошадях происходило глубокое промерзание грунтов
и образование многолетней мерзлоты Во внеледниковых областях шло
образование лёссонидных суглинков, перекрывающих все более древние
отложения и достигающих местами мощности 2 - 2,5м
В течение плейстоцена наблюдались неоднократные
смены знака и скорости тектонических движений В конце последнего
оледенения вновь произошло опускание северных прибрежных районов, их
затопление морскими водами и накопление толщ, слагающих голоцеповые
морские террасы.
Регрессия моря в послеледниковое время вызвала
усиление врезания рек на территории Западной Сибири. Деятельность
текучих вод является основным рельефообразующим процессом в голоцене на
большей части равнипы. Рисунок речной сети в основном унаследован от
плиоцена. Небольшие абсолютные высоты обусловили малые уклоны рек и
преобладание боковой эрозии над глубинной. Об этом свидетельствует
огромная ширина речных долин (в низовьях Оби до 100 - 120 км) при
относительно неглубоком врезе (до 60 - 80 м). От ледникового периода на
больших пространствах Западной Сибири ещё сохранилась масса межморенных
и остаточных приледниковых озёр, а в южной части термокарстовых и
просадочных озёр.
Общее погеплепие климата и голоцене привело к смещению к северу границ
природных зон, к замещению тундростепей и холодных лесостепей,
существовавших вблизи границы ледников, лесной растительностью. В южнои
части равнины сохраняются лесостапи и степи. Потепление достигло
максимума в ксеротермальный период (бореальный ксеротермический
максимум — 8 9 тыс лет назад), когда древесная растительность
распространялась на 3°- 4° севернее современной границы. Об этом
свидетельствует нахождсние стволов деревьев и пней в отложениях тундры
Ямала и Гыдана.
С ксеротермальным периодом связывают начало широкого
заболачивания Западной Сибири. Интенсивное испарение с поверхности
привело к усыханию многочисленных озер, уменьшению нх глубин и
зарастанию. На месте зарастающих озер возникли множественные очаги
заболачивания. Близко расположенные очаги сливались, и площадь болот
возрастала. Особенно интенсивно это происходило в периоды похолоданий.
В течение голоцена отмечается несколько периодов
потеплений и похолоданий. В настоящее время происходит похолодание
климата и связанное с ним медленное смещение границ природных зон к
югу. Этот процесс достаточно отчетливо прослеживается в северной части
равнины, где тундры вытесняют древесную растительность вблизи северного
предела распространения редкостойных лесов. На юге наступанию леса на
лесостепь препятствует хозяйственная деятельность человека. Вырубая
леса, человек вмешивается в ход естественного процесса и способствует
расширению площади степной зоны.