Рельеф платформ отличается в целом небольшими вариациями высот. Западно-Сибирская плита и север Восточ­но-Европейской платформы — это низменные равнины с плос­кими заболоченными междуречьями, широкими долинами рек^ для которых характерна серия террас. Повсеместно распростра­нены многочисленные озера, среди которых преобладают тер­мокарстовые или измененные термокарстом и термоабразией. Относительные превышения водоразделов над руслами рек со­ставляют обычно 100—200 м при ширине долин до нескольких десятков километров.

Сибирская платформа по характеру рельефа представляет собой более сложную геоморфологическую область. Западная и южная части платформы — это плато с абсолютными высо­тами до 600—800 м. Оно расчленено глубоко врезанными до­вольно узкими ящикообразными долинами рек с крутыми бор­тами и серией нешироких террас или их фрагментов. Глубины врезов долин 100—200 м, иногда достигают 600 м (например, долина Ангары в районе Братска). В целом врез долин увели­чивается к западной периферии платформы. На поверхности плато выделяются отдельные вершины, представляющие собой батолиты основных пород, с относительным превышением до 400—500 м. На северо-западе платформы расположено круп­ное тектоническое поднятие — Путоранский массив с абсолют­ными высотами более 2000 м. Территория, охватывающая бас­сейн среднего течения Лены, Лено-Вилюйское и Лено-Алдан-ское междуречье, представляет собой Центральноякутскую низ­менность с равнинным, террасированным рельефом.

Верхнекайнозойские отложения играют огром­ную роль в строении криолитозоны чехла платформ. Слагая ее верхнюю наиболее динамичную часть, они определяют особен­ности рельефа и ландшафтов, инженерно-геокриологические и экологические условия. Особое значение имеют синкриогенные и синхронно эпикриогенные породы, обладающие высокой льди-стостью (см. 111.2,3). Они накапливались в пределах равнин различного генезиса (озерно-аллювиальных, ледниковых, мор­ских) и в первоначальном состоянии сохранились в северной геокриологической зоне.

В первом приближении можно выделить аккумулятивные равнины платформенных областей, в которых в позднем кай­нозое накапливались следующие типы отложений.

1. Отложения континентального ряда: озерно-аллювиаль-ные, делювиальные, флювиогляциальные и другие, промерзав­шие преимущественно синкриогенно. Их строение отражает из­менение геокриологических условий во времени и по площади (зональность, секториальность). К областям их накопления от-

248

носятся Центральноякутская низменность, северная часть доли­ны Лены, а также низменности Северо-Востока России. Фраг­менты их сохранились на Новосибирских островах.

Накопление синкриогенных толщ «ледового комплекса» арк­тических приморских равнин Восточной Сибири, достигающих мощности 60—80 м и протягивающихся от горного обрамления до островов Котельного, Фадеевского, Новая Сибирь, т. е. бо­лее 1000 км, объяснялось первоначально большинством иссле­дователей новейшим опусканием низменностей. Однако С. Д. Зи-мовым было показано, что формирование этой толщи связано с большими уклонами рельефа равнин на суше и меньшими — внутренней части шельфа морей Лаптевых и Восточно-Сибир­ского, а также Полярного бассейна. Поэтому при позднеплей-стоценовой регрессии и падении уровня моря примерно на 100 м на оголившейся площади шельфа началась активная аккуму­ляция отложений. При этом максимальные мощности отложе­ний (порядка 80—100 м) формировались в полосе изменения уклонов, уменьшаясь к северу и югу (рис. VI.1). Новейшие

Рис. VI. 1. Схема формирования «ледового комплекса» при регрессии По­лярного бассейна:

I —• положение уровня моря при трансгрессии; II — уровень моря при регрессии (по С. Зимову)

движения вносили только локальные коррективы в распределе­ние мощностей синкриогенных отложений.

2. Отложения континентальных оледенений — изначально
мерзлые морены с пластовыми льдами (см. IV.2), формировав­
шиеся в периферийной зоне ледниковых покровов (см. V.8),
где температуры на подошве ледников были хотя и отрицатель­
ные, но более высокие, чем вне их. Здесь большая льдистость
верхней части разреза криолитозоны может сочетаться с ано­
мально малыми ее мощностями (Балобаев, 1986), являющими­
ся результатом протаивания мерзлых толщ снизу, в период су­
ществования ледникового покрова, и сохранившимися в виде
положительных аномалий в льдистых дисперсных отложениях
Западной Сибири.

3. Морские, ледово- и ледниково-морские синхронно эпикрио-
генные породы, образовавшиеся при промерзании слаболити-
фицированных отложений и осадков при регрессии полярного
бассейна. Для них характерны высокая льдистость, наличие

249

пластовых льдов, засоленность глинистых разновидностей. На­копление этих отложений происходило в бассейне при отсутст­вии многолетнемерзлых пород. Промерзание начиналось с мо­мента выхода из-под уровня моря. Поэтому более молодые по­верхности, сложенные такими отложениями, проморожены на меньшую глубину, чем более древние. Это обусловлено более коротким периодом их промерзания. В настоящее время по­верхности морских террас (равнин) характеризуются нестаци­онарным аградационным состоянием мерзлых толщ. Такие от­ложения и соответствующие им поверхности распространены на севере Западной Сибири, на Северо-Сибирской низменно­сти, частично на Северо-Востоке европейской части России. В арктических районах Западно-Сибирской равнины наблюда­ется тенденция увеличения мощности криолитозоны от молодых морских террас к более древним, вплоть до третьей, установ­ленная В. В. Баулиным, Г. И. Дубиковым, В. Т. Трофимовым и др. Напомним, что толщи рассматриваемых отложений и за­ключенные в них пластовые льды многие геологи трактуют как изначально мерзлые морены и захороненные ледниковые льды (см. IV.2). Канадские исследователи (X. Френч, Р. Маккей, Д. Харрис и др.) указывают на существование в дельте Мак-кензи и на Канадских арктических островах как погребенных ледниковых, так и внутригрунтовых сегрегационных и инъекци­онных залежей льда. Они также видят доказательства транс­формации внутригрунтовых льдов и вмещающих бассейновых отложений надвигавшимися на них ледниковыми покровами. Весьма вероятна именно такая ситуация в развитии ряда рай­онов севера Западно-Сибирской низменности, Северо-Сибирской низменности и ряда других аккумулятивных равнин.

Рассмотренные типы высокольдистых отложений плейстоце­на сохранились в северной геокриологической зоне, где они по­служили основой развития термокарстовых озер и существенно разрушены ими. Залежи подземных льдов разного генезиса, формы и размеров распространены как с поверхности, так и залегают в разрезе плейстоценовых осадочных отложений на разных глубинах. Так, пластовые льды мощностью от первых метров до 20—40 м в разрезах Ямала, Гыдана, Приенисейской части Западной Сибири встречаются до глубины 200 м, а воз­можно, и более. В верхних 40—60 м они распространены чрез­вычайно широко, сильно усложняя инженерно-геокриологиче­ские и экологические условия этих территорий. В южной гео­криологической зоне и на южной периферии северной эти отло­жения подверглись практически повсеместному протаиванию с поверхности в период голоценового оптимума. На месте мас­сивов подземных льдов образовались термокарстовые озера, породы подверглись протаиванию и таберированию (см. IV.5). Произошла посткриогенная инверсия рельефа. Таким образом, рельеф и криогенное строение верхней части разреза криолито­зоны платформ, представляющих собой аккумулятивные рав-

250

нины, резко различаются в пределах южной протаявшей и се­верной сохранившейся в изначально мерзлом состоянии частях. Граница между ними имеет сложную конфигурацию и прохо­дит севернее границы между южной и северной геокриологи­ческими зонами. Она разделяет южные протаявшие, а затем вновь промерзшие в позднем голоцене мерзлые толщи, от се­верных непротаявших, сохранивших исходное криогенное стро­ение и залежи подземных льдов.

Равнинный характер поверхности платформы обусловлива­ет проявление на них широтной природной зональности, в том числе и геокриологической (см. П.З). Последняя проявлялась на аккумулятивных равнинах и в долинах рек криолитозоны на всех этапах их развития в позднем кайнозое. В силу этого на аккумулятивных поверхностях в коррелятивных им отложе­ниях, особенно в аллювиальных толщах, запечатлены черты геокриологической зональности соответствующего этапа плио­цен-плейстоцена. В северной геокриологической зоне они зафик­сированы в виде криогенного строения синкриогенных отложе­ний, первичных полигонально-жильных структур (повторно-жильных льдов и изначально-грунтовых, песчано-ледяных и других видов жил), криотурбаций в СТС и других образова­ний. Ярким примером низкотемпературных синкриогенных по­род являются отложения «ледового комплекса» (см. IV.2), на­копившиеся на этапе позднеплейстоценового криохрона. Поми­мо этого толщи оттаявших ранее высокольдистых отложений сохраняются в виде таберальных образований (см. IV.5), ме­нее льдистых пород в форме таберированных отложений и сле­дов криогенных явлений в них (псевдоморфоз по повторно-жильным льдам и др.). Все эти отложения повторно эпигенети-ческимерзлые.

В южной геокриологической зоне геологические результаты проявления геокриологической зональности сохранились в табе­рированных отложениях соответствующего возраста в виде сле­дов криогенного строения: псевдоморфоз по повторно-жильным льдам, изначально-грунтовых жил, криотурбаций и других об­разований. Часть этих отложений находится в многолетне-мерзлом состоянии (эпигенетически промороженном), дру­гая — в талом.

В мощностях криолитозоны современная геокриологическая зональность на платформах проявляется только в пределах южной геокриологической зоны, и может быть прослежена на мерзлых толщах позднеголоценового возраста мощностью от первых метров до 100—150 м (VI.5).

Платообразный рельеф Сибирской платформы с глубокими ящикообразными врезами долин и отдельными го­рами способствует проявлению как геокриологической зональ­ности, так и элементов геокриологической высотной поясности. Зональность характерна для геокриологических условий ровной поверхности структурно-денудационного плато. В его пределах

251

осадконакопление носит локальный характер и представлено в основном маломощными болотными и делювиальными накоп­лениями. В днищах глубоко врезанных долин рек (Ангары, Подкаменной и Нижней Тунгуски, Вилюя и др.) проявляется инверсионное распределение температур воздуха и пород. Тем­пературы пород высоких пойм рек, террас, делювиальных шлей­фов, особенно у подножия склонов, экспонированных на север, в целом на 1—2°С ниже, чем на междуречьях. Например, имен­но к ним приурочена южная граница современных растущих повторно-жильных льдов в пылеватых оторфованных суглин­ках и супесях. Вместе с тем на междуречьях на той же ши­роте образуются только изначально-грунтовые жилы.

Проявление высотной поясности в горных массивах различ­но. На большей части платформы, где зимой господствует ан-тициклональный режим, горы высотой до 1000—1200 м прак­тически входят в нижний пояс, где с высотой температура по­род обычно не понижается. Горы Путорана, находящиеся под воздействием арктического воздушного переноса, имеют гео­криологическую поясность морского типа. Температура пород у подножия на высотах 200—500 м варьирует от +1 до —5°С, а в привершинной части на высоте около 2000 м она снижает­ся, судя по результатам расчетов, до —14...—15°С (Фотиев и др., 1974). При этом понижение температур пород с высо­той составляет 0,5—0,7° на 100 м. На юго-востоке Сибирской платформы находятся горы, образовавшиеся в результате но­вейшей активизации Алданского кристаллического щита и блокового воздымания его центральной части. Здесь проявля­ется высотная поясность континентального типа (см. П.З).