Географическое положение
Западно-Сибирская равнина — одна из немногих физико-географических стран, границы которых отчетливо выражены в рельефе. Ее рубежами на западе являются восточные предгорья Урала. На востоке равнина ограничена уступом Енисейского кряжа и Среднесибирского плоскогорья, вдоль которого заложилась долина реки Енисей, на севере омывается водами Карского моря. Южная часть равнины уходит за пределы России в Казахстан и лишь на крайнем юго-востоке граничит с Алтаем.
С севера на юг Западная Сибирь протянулась почти на 2500 км: от 73°30' (северная окраина Ямала) до 51° с.ш. (крайний юго-восток). В плане ее территория имеет форму трапеции с наибольшей протяженностью с запада на восток на широте Красноярска (около 1900 км). Площадь Западной Сибири — около 3 млн км2.
Специфические черты природы Западной Сибири, определяющие ее 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.
Геологическое строение Западно-Сибирской равнины является следствием ее положения на одноименной плите молодой Урало-Сибирской (Центрально-Евразиатской, Урало-Тяньшанской) эпипалеозойской платформы (Рисунок 4).
Фундамент плиты представляет собой огромную депрессию с крутыми восточными и северо-восточными и пологими южными и западными бортами. Он состоит из допалео-зойских, 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 боковое строение.
Внешний пояс 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 на крайнем юго-западе Кустанайской седловины (300—400 м). Внутренняя область разделена на две ступени. Южная ступень (Среднеобская мегантеклиза) характеризуется глубиной залегания фундамента от 2,5 до 4,0 км. Наиболее опущенная северная ступень плиты представляет собой Ямало-Тазовскую мегасинеклизу (8—12 км). От Среднеобской мегантеклизы Ямало-Тазовская мегасинеклиза отделена, по-видимому, субширотным глубинным разломом (Транссибирским), к северу от которого глубина залегания фундамента резко увеличивается от 4 до 6 км.
Между фундаментом и осадочным чехлом плиты залегает переходный комплекс триасово-нижнеюровского возраста. Его образование связано со сводообразным воздыманием и растяжением фундамента, следствием чего явилось формирование внутриконтинентальной рифтовой зоны с системой грабенообразньгх впадин. В этих впадинах происходило накопление оса-дочно-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 рифтовой 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 мезокайнозойское время протекало фактически непрерывно в условиях длительного устойчивого прогибания.
Чехол представлен переслаивающимися песчано-алевролитовыми 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 олигоцена 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 1—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, что привело к развитию четвертичного оледенения.
Рисунок 4 – Основные орографические элементы Западной Сибири
В периоды оледенений на территории Западной Сибири на свободных ото льда площадях происходило глубокое промерзание грунтов и образование многолетней мерзлоты. Во внеледниковых областях шло образование лессовидных суглинков, перекрывающих все более древние отложения и достигающих местами мощности 2—2,5 м.
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 голоценовые морские террасы.
Общее потепление климата в голоцене привело к смещению к северу границ природных зон, к замещению тундростепей и холодных лесостепей, существовавших вблизи границы ледников, лесной растительностью. В южной части равнины сохраняются лесостепи 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 нахождение 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 их 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.
Рельеф
Современный рельеф Западной Сибири обусловлен геологическим развитием, тектоническим строением и влиянием разнообразных экзогенных рельефообразующих процессов. Основные орографические элементы находятся в тесной зависимости от структурно-тектонического плана плиты, хотя длительное мезокайнозойское прогибание и накопление мощной толщи рыхлых отложений в значительной мере снивелировали неровности фундамента. Малой амплитудой неотектонических движений обусловлено низкое гипсометрическое положение равнины. Максимальные амплитуды поднятий достигают 100— 150 м в периферических частях равнины, а в центре и на севере они сменяются опусканиями до 100—150 м. Однако в пределах равнины выделяется ряд низменностей и возвышенностей, соизмеримых по площади с низменностями и возвышенностями Русской равнины.
Западная Сибирь имеет форму ступенчатого амфитеатра, открытого к северу, к побережью Карского моря. В ее пределах отчетливо прослеживаются три высотных уровня. Первый уровень, занимающий почти половину территории, имеет высоту менее 100 м. Второй гипсометрический уровень располагается на высотах 100—150 м, третий — преимущественно в интервале 150—200 м с небольшими участками до 250—300 м.
Наиболее высокий уровень приурочен к краевым частям равнины, к Внешнему тектоническому поясу. Он представлен Северо-Сосьвинской, Верхнетазовской и Нижнеенисейской возвышенностями, Приобским плато, Туринской, Ишимской, Кулун-динской, Кетско-Тымской равнинами.
Среди морфоструктур господствуют сформировавшиеся на моноклизах пологонаклонные к внутренней части пластовые (наклонные) равнины и плато. В краевых частях преобладают пластово-денудационные равнины. При удалении от окраин амплитуда новейших поднятий уменьшается, возрастает мощность четвертичных отложений и пластово-денудационные равнины сменяются пластово-аккумулятивными.
Самые низкие участки (ниже 100 м) находятся в северной и центральной частях Западной Сибири, в ее Внутренней тектонической области. Это Нижнеобская, Надымская, Пурская, Тазовская, Кондинская, Среднеобская и Вахская низменности, имеющие отметки менее 50 м. К периферии поверхность постепенно повышается. Лишь Сибирские Увалы — отчетливо выраженная полоса возвышенностей (Люлимвор, Белогорский Материк, увал Нумто, Верхнетазовская возвышенность) — пересекают внутренние районы равнины близ 63° с.ш., от Урала до Енисея. Центральная часть Сибирских Увалов относится к среднему гипсометрическому уровню (100—150 м), а западная и восточная периферические части, выходящие во Внешний тектонический пояс, к наиболее высокому, третьему уровню. Таким образом, орографически хорошо выражено опускание поверхности плиты к центру и ее приподнятость по краям.
Во Внутренней области, характеризующейся развитием мощного чехла мезозойских отложений, утрачивается четкость выражения в рельефе крупных структур фундамента. Современный рельеф отражает прежде всего мезокайнозойский структурный план, в котором появляется большое число структур чехла, ряд из них находит отражение в рельефе. Возрастает количество инверсионных структур. Например, Васюганская равнина представляет собой возвышенность — антеклизу, затухающую с глубиной, находящуюся в пределах синеклизы.
В условиях новейших опусканий во внутренней зоне сформировались аккумулятивные и пластово-аккумулятивные равнины, сложенные рыхлыми неоген-четвертичными толщами. В размещении морфоструктур по территории наблюдается четкая закономерность: широкие низменные аккумулятивные равнины разделены относительно более узкими пластово-аккумулятивными низкими возвышенностями (100—150, редко до 180 м) — Васюганская, Сибирские Увалы, равнины Ямала и Гыдана
В размещении на равнине типов морфоскульптур, созданных деятельностью экзогенных рельефообразующих процессов в неоген-четвертичное время, отчетливо прослеживается закономерная смена в направлении с севера на юг. На севере к берегам Карского моря и его заливов примыкают морские равнины, в поздне- и послеледниковое время вышедшие из-под уровня моря. Южнее расположены моренные и водно-ледниковые равнины, основные черты рельефа которых связаны с четвертичным оледенением. К ним примыкают ледниковые озерно-аллювиальные равнины, оконтуренные с юга внеледниковыми структурно-денудационными равнинами.
Морские аккумулятивные равнины отличаются плоским рельефом. Здесь много небольших неглубоких озер, занимающих широкие плоскодонные понижения. Поверхность повышается к внутренним частям полуостровов Ямал, Гыданский и Тазовский, образуя серию террас (до четырех-шести уровней), ширина которых измеряется десятками километров. Местами отчетливо видны уступы террас высотой 10— 20 м. Современными процессами, преобразующими рельеф морских равнин, являются прежде всего мерзлотно-солифлюкционные.
Ледниковые и водно-ледниковые равнины характеризуются более пересеченным рельефом. Преобладает полого-холмистый рельеф. Колебания высот на междуречьях составляют 10—15 м, редко более. Лишь в краевых частях равнины, примыкающих к Уралу и Среднесибирскому плоскогорью, увеличиваются относительные высоты и сравнительно хорошо выражены моренные холмы и гряды, озы, камы и котловины, возникшие при вытаивании глыб мертвого льда. В южной части области широко распространены плоские водно-ледниковые равнины. Главный фактор в современном преобразовании рельефа - деятельность текучих вод. Формируется эрозионный рельеф, особенно хорошо выраженный на возвышенностях.
Аллювиально-озерные равнины отличаются плоским рельефом. В течение длительного времени здесь господствовали процессы речной и озерной аккумуляции. Когда говорят о Западной Сибири как о гигантской аллювиальной равнине, то обычно имеют в виду эту ее часть.
В поздне- и послеледниковое время эти равнины вступили в этап эрозионного расчленения. Глубина эрозионных врезов долин обычно не превышает 20 м. Лишь наиболее крупные транзитные реки (Обь, Иртыш, Енисей) врезаны на 60—70 м. Многие малые реки не имеют морфологически выраженных долин. На огромных территориях рельеф отличается очень слабым вертикальным расчленением.
Денудационные равнины занимают южную часть Западной Сибири. Процессы аккумуляции сменились здесь эрозионными еще в дочетвертичное время. Однако большая удаленность территории от океана, сухость климата обусловливают слабое развитие речной сети. Лишь юго-восточная часть равнины, где много транзитных рек, текущих из горных районов Алтае-Саянской области, отличается хорошо разработанным эрозионным рельефом с пологовыпуклыми междуречьями и густой сетью речных долин. На остальной территории междуречные пространства слабо освоены эрозионной сетью, отличаются плоским, слегка волнистым рельефом. На поверхности находится огромное количество суффозионно-просадочных впадин, обычно занятых озерами, и масса небольших плоских заболоченных углублений. Вблизи Оби, Енисея, Чулыма, Иртыша, Тобола расчленение становится глубже, склоны круче. Появляются молодые растущие овраги.
Характерной чертой Приобского плато и западной части Чулымо-Енисейской равнины является грядово-ложбинный рельеф. На редкость прямолинейные, параллельные друг другу ложбины разбивают поверхность на систему плосковерхих гряд-увалов, поднимающихся над дном ложбин на 100—160 м. Гряды и ложбины вытянуты с юго-запада на северо-восток. К восточной части их простирание постепенно меняется на широтное (Рисунок 5).
Происхождение грядово-ложбинного рельефа до сих пор не установлено окончательно. Имеется несколько гипотез: тектоническая, эоловая, эрозионная.
Рисунок 5 – Геоморфологическое районирование Западной Сибири