Растительность восточной части Сибирских увалов и ее связь с геолого-геоморфологическими условиями территории

Жуков М.А., Телеснина В.М., Гончаров С.В., Яковлева Л.А.

Институт проблем экологии и эволюции им. А.Н.Северцова, РАН;
«Аэрогеология», Космоаэрогеологическая экспедиция N1
В сб. Изучение, сохранение и восстановление биоразнообразия экосистем на Енисейском экологическом трансекте (ландшафты, почвы, растительный по-кров). М., 2001, С.261-277.

Несмотря на обширнейший биологический и биогеографический материал, полученный в районе Енисейской экологической станции "Мирное", общая картина ландшафтной структуры, определяемая, в первую очередь, ее рельефом и геологическим строением, изучена еще совершенно недостаточно. Между тем, без более или менее четкого представления об этом многие биологические и биогеографические закономерности просто не могут быть адекватно истолкованы. Данная статья характеризует рельеф, растительность и почвенный покров левобережья среднего Енисея от р. Елогуй на севере до Сымско-Дубчесского междуречья на юге. В ней обобщен как обширный литературный и фондовый материал, так и собственные полевые наблюдения. Их цель – нарисовать общую картину растительного покрова территории в ее связи с литологическими и геоморфологическими факторами. Поскольку статья адресована в первую очередь биологам, в ней присутствуют пояснения, возможно, излишние для геологов и географов.
Многие вопросы истории формирования рельефа и рыхлых отложений левобережья Енисея остаются в настоящее время спорными. Поэтому, прежде чем говорить о географических закономерностях распределения растительности, необходимо предварительно ознакомить читателя с основными позициями в дискуссии о плейстоценовой истории Сибири.

1. Обзор взглядов на плейстоценовую историю Западной Сибири
В. А. Обручев (1931), суммируя весь накопленный материал, пришел к выводу о сплошном покровном оледенении Сибири вплоть до 60⁰ с. ш., и распространил на ее территорию стратиграфические схемы четвертичных отложений Европы и Америки. В.Н. Сакс (1953) синхронизировал отложения двух ледниковых эпох с соответствующими оледенениями Русской равнины.
В послевоенные годы оформились два направления трактовки основных событий в плейстоцене Западной Сибири и соседних территорий. Первое направление предполагает морское или ледово-морское происхождение чехла четвертичных отложений («маринизм»). Согласно взглядам его представителей - А. И. Попов (1959), Г. И. Лазуков (1970), И. Д. Данилов (1978) и др., покровному оледенению подвергались только обрамляющие Западную Сибирь горные системы, где его появление было одновременно трансгрессиям на равнинах. Некоторые геологи полностью отрицали оледенения в Западной Сибири - И. Л. Кузин, Н. Г. Чочиа (1965).
Второе направление предполагает, что в четвертичное время ледники покрывали также и равнины («гляциализм»). Долгое время преобладало мнение о продвижении двух ледниковых покровов на Западносибирскую равнину с Урала и плато Путорана - В. Н. Сакс (1953), С. А. Стрелков (1965), С. Л. Троицкий (1975), С. А. Архипов (1971), А. А. Величко (1979) и др. Между этими ледниками оставался проход. Дальнейшее накопление фактического материала привело к постановке вопроса о движении основных масс льда с севера, т.е. со стороны  шельфа Карского моря.
Существование Карского центра оледенения доказывал В. И. Астахов (1980), описавший при дешифрировании аэрофотоснимков широтно-ориентированные краевые образования на севере Западносибирской равнины и изучавший закономерности разноса крупнообломочного материала. Теоретическое обоснование возможности развития покровного оледенения с центром на шельфе Карского моря дал М. Г. Гросвальд (1983).
По нашему мнению, наиболее аргументированной является позиция специалистов, исходящих из представлений о сплошном материковом оледенении территории Западносибирской равнины к северу от линии Сибирских увалов. Но эти взгляды не являются общепринятыми. Идеи «маринизма» нашли, например, широкое распространение в среде мерзлотоведов - В. В. Баулин, А. Л. Чеховский (1983), Ю. К. Васильчук, В. Т. Трофимов (1984) и др. Их реконструкции палеоклимата, возраста и динамики развития многолетнемерзлых пород, эволюции криогенных процессов, как правило, построены без учета плейстоценовых покровных оледенений.
Нет единства во взглядах на историю четвертичного периода среди сторонников «гляциализма». Так, многочисленные стратиграфические совещания и дискуссии позволили разработать стратиграфическую схему, согласно которой в верхнеплейстоценовых отложениях Средненй и Западной Сибири выделен зырянский надгоризонт, который делится на три горизонта, соответствующих двум этапам похолодания - ермаковскому (начало около 110 тыс. лет назад) и сартанскому (начало около 22 тыс. лет назад), и разделяющему их каргинскому потеплению (начало около 50 тыс. лет назад).
Существует три основные интерпретации позднеплейстоценовой истории развития рельефа левобережья Енисея (Гончаров 1989). Первая отрицает существование главного центра оледенения на шельфе Карского моря. По мнению его сторонников, основные массивы материкового льда в горах Урала, Путорана и Бырранга спускались на равнину, частично охватывая ее в низовьях Оби и Енисея и не смыкаясь между собой. Согласно второй интерпретации, первая (ермаковская) кульминация зырянского оледенения  была интенсивнее второй (сартанской). Льды ермаковского оледенения занимали большую площадь и, по крайней мере, в долине Енисея, вплотную подходили к Сибирским увалам, а сартанские льды доходили лишь до широты Салехарда и Туруханска.
Третья интерпретация предполагает, что льды сартанского ледникового покрова покрывали всю территорию севернее Сибирских увалов от Урала до Среднесибирского плоскогорья. Перед фронтом ледника существовала целая система подпрудно-ледниковых озер со стоком через Тургайский спилвей (ложбина стока ледниковых вод, прорезающая водоразделы крупных речных систем) в Арало-Каспийский (в то время Хвалынский) бассейн. Мнение о большей интенсивности сартанского оледенения хорошо согласуется с событиями позднего плейстоцена Северной Америки, где синхронные ермаковским льды раннего висконсина даже не заполняли котловины Великих озер, тогда как поздневисконсинские (синхронные сартанским) перекрывали их и продвигались значительно дальше на юг.
По нашему мнению, эта точка зрения является самой аргументированной и на ней основывается наше описание форм и генезиса рельефа района исследований. В основе его лежат материалы аэрофотогеологического картирования в масштабе 1:200000, проведенного КАГЭ (Космоаэрогеологическая экспедиция) № 4 производственного геологического объединения (ПГО) «Аэрогеология» в 1981 - 1985 гг. (отв. исп. С.В.Гончаров); карта четвертичных отложений заказника «Елогуйский» и прилегающих территорий (масштаб 1:300 000), 1983 г. (отв. исп. С. В. Гончаров); отчет по космофотогеологическому картированию юго-восточной части Западно-Сибирской низменности масштаба 1:1 000 000, 1990 г. (КАГЭ №4, отв. исп. С. В. Гончаров); отчет по геолого-экологическому картированию в масштабе 1:500 000, проведенного КАГЭ № 1 «Аэрогеологии» в 1990 - 1993 гг. (отв. исп. Л. А. Яковлева). Коллективы КАГЭ № 4 и КАГЭ № 1 проводили не только дешифрирование материалов аэро- и космосъемки различных масштабов, но и обследовали большую часть территории в течение нескольких полевых сезонов.

2. История формирования основных элементов рельефа
2.1. Неоген-среднеплейстоценовый этап
Описываемая территория разделяется на две различные по своему облику, но генетически тесно связанные части: восточную оконечность Сибирских увалов (самая древняя и высокая их часть) – Верхнетазовскую, Келлог-Теульчесскую и Приенисейскую возвышенности с характерным ледниковым рельефом и простирающуюся к югу озерно-ледниковую равнину. Происхождение субширотной структуры Сибирских увалов вызывает много споров. Одни - П.П. Генералов (1981), И.Л. Кузин (1982) считали, что они образованы новейшими блоковыми тектоническими поднятиями. Другие видят в них краевые образования среднеплейстоценового (самаровского) покровного оледенения. Можно полагать, что свою роль сыграли оба фактора. Движения блоков земной коры, вероятно, осложнялись изостатическими процессами, связанными со снятием ледниковой нагрузки, которые вызвали неотектоническую активизацию глубинных зон разломов. Приенисейская, Келлог-Теульчесская и Верхнетазовская возвышенности начали формироваться еще в неогене, в верхнесымское время. К этому же времени относится и возникновение Елогуйской депрессии, вдоль которой заложилась долина реки Елогуй (Архипов, 1971).
Обе названные выше части территории связаны с соответствующими тектоническими структурами: Келлог-Теульчесская возвышенность - с воздымающейся (амплитуда неотектонических движений до 275 м) северной частью Келлог-Теульчесского мегаблока; ее южный макросклон - с относительно опущенной (амплитуда неотектонических движений до 100 м) южной частью того же мегаблока; а озерно-ледниковая равнина - с Сым-Касским и Кеть-Кемским мегаблоками. Два последних мегаблока подверглись сжатию в результате начавшегося еще в раннем палеозое перемещения Сибирской платформы на запад. Осадочный чехол был смят в пологие складки, по синклинальным (пониженным) частям которых в эпохи оледенений шло заложение каналов стока приледниковых вод. Границы мегаблоков маркируются долиной Сыма и Кас-Кетьским спилвеем.
Окончательное оформление общего облика Сибирских увалов, произошло, вероятно, в среднем плейстоцене в эпоху максимального (самаровского) оледенения. Двигавшиеся с севера льды в значительной мере уничтожили существовавший микро- и мезорельеф, и после своего исчезновения оставили толщи моренных и водно-ледниковых отложений. Очертания долин крупных рек и основных водораздельных возвышенностей в самых общих чертах сохранились. В депрессиях скапливались особенно мощные толщи льда, которые при движениях производили сильное выпахивающее воздействие, что приводило к переуглублению палеодолин. Последующее отложение в них толщ принесенного льдом материала не компенсировало выпахивания, и после исчезновения ледника депрессии сохранялись.
Возникшая мощная полоса конечно-моренных гряд, сложенных толщами валунных суглинков с многочисленными прослоями и линзами глинистых и песчаных пород, разделила Западносибирскую равнину на две части: северную - поля основной морены, и южную - обширную озерно-аллювиальную равнину, которая в период максимального развития самаровского ледникового покрова (примерно 230 - 240 тыс. лет назад) была дном обширного подпрудного ледникового водоема. Верхний уровень стояния вод в отрогах Енисейского кряжа не превышал абсолютных высот 250 - 260 м (С. П. Горшков, устное сообщение).
В восточной части Сибирских увалов события эпохи максимального оледенения можно реконструировать следующим образом. Льды Енисейского ледникового потока, продвигавшиеся с севера и заполнявшие собой долину Праенисея и Нижнеенисейскую (Туруханскую) низменность, в районе пос. Бахта разделились на три ледниковые лопасти. Центральная - Енисейская ледниковая лопасть продолжала движение по долине Праенисея вплоть до устья Подкаменной Тунгуски и оставила после себя на левобережье Енисея мощный вал боковой морены - Приенисейскую возвышенность. Восточная - Сухобахтинская ледниковая лопасть двигалась из района устья Бахты в юго-восточном направлении в пределы Среднесибирского плоскогорья. Западная - Елогуйская ледниковая лопасть отделилась от Енисейской лопасти в устье Праелогуя и двигалась вверх по его течению, заполняя Елогуйскую депрессию. Именно эта лопасть и сформировала рельеф основной части Келлог-Теульчесской возвышенности, оставив сложный комплекс боковых и конечных морен, определивший линию водоразделов бассейна Елогуя с соседними речными системами.
Одной из основных черт Келлог-Теульчесской возвышенности является некоторая асимметричность общего плана ее строения. Выходы боковой и конечной морен широко распространены в западной и южной частях возвышенности. В восточной ее части они в значительной мере размыты и перекрыты водно-ледниковыми отложениями. Объясняется это следующим образом. Разделившиеся Енисейская и Елогуйская ледниковые лопасти первоначально продвигались по постепенно расходящимся курсам. При этом общее юго-западное направление движения Елогуйской лопасти определило аккумуляцию наибольших масс моренного материала по ее западной и южной периферии. На западе Елогуйская лопасть причленялась к восточной периферии Пуровского ледникового потока (отделявшегося от Енисейского ледникового потока Нижнеенисейской возвышенностью), что привело к формированию в районе сочленения Келлог-Теульчесской и Верхнетазовской возвышенностей в верховьях рек Келлога и Дындовского Таза мощного узла моренных гряд и холмов.
Но на последних этапах своего продвижения Елогуйская лопасть, достигшая южного борта Елогуйской депрессии и упершаяся в него, изменила направление движения с юго-западного на юго-восточное (вдоль долины современного Танксеса). От нее также отделился небольшой ледниковый язык, продвинувшийся по депрессии палеорельефа в восточном направлении (вдоль долины современного Тынделема). В результате территория бассейнов Большого и Каменного Дубчесов оказалась как бы сжатой двумя мощными ледниковыми лопастями. Сюда произошло перетекание льда из более высоких горизонтов тела елогуйской лопасти (Енисейская лопасть, в отличие от Елогуйской, могла и далее беспрепятственно продвигаться по долине Палеоенисея). Этот лед нес в себе уже меньший объем моренного материала, чем лед нижних горизонтов тела ледника, и после исчезновения не мог оставить столь же мощных моренных толщ. В то же время он переместил часть материала к линии своей окончательной остановки и сформировал гряду относительно невысоких моренных холмов на участке соединения Енисейского и Елогуйского ледниковых потоков (в районе слияния Большого и Каменного Дубчесов).
После начала отступления ледника эта территория значительно раньше освободилась ото льда, т. к. его мощность здесь была существенно меньше, чем в телах обрамлявших ее ледниковых лопастей, и через нее начался сброс приледниковых вод на юг. Первоначально здесь преобладал плоскостной (не локализованный в отдельных руслах) сток, который привел к размыву морены, выносу мелкозема и аккумуляции в основном песков и галечников. В то же время сохранившиеся участки мертвого льда экранировали поверхность и предохраняли ее от размыва. Южнее, в нижнем течении Большого и Каменного Дубчесов, где потоки преодолевали упомянутые выше конечно-моренные образования, они образовали глубокие долины между моренными холмами и грядами.
После исчезновения ледника и последовавшей за этим морской регрессии восстановилась общая ориентация речного стока через долины Енисея и Оби на север. Рельеф был расчленен эрозионной сетью.
Самаровская морена, составляющая цоколь Сибирских увалов, на значительных участках перекрыта плащом ледниковых и водно-ледниковых верхнеплейстоценовых (зырянских) отложений. На аэрофотогеологической карте, составленной С. В. Гончаровым, А. И. Спиркиным и В. С. Погожаевой в 1985 г. выходы самаровской морены показаны на южном макросклоне Сибирских увалов и, соответственно, самаровским временем датируется основная часть расстилающегося к югу от него обширного поля водно-ледниковых осадков (за исключением территорий ниже 120 м).

2.2. Сартанский этап
Полученные в результате работ КАГЭ №4 и КАГЭ №1 материалы позволяют предполагать, что двигавшийся на юг сартанский ледниковый покров достигал территорий распространения конечно-моренных образований самаровского времени (Гончаров, 1989).
Сартанский ледяной щит не был столь мощным, как самаровский (толщина его Енисейской лопасти не превышала 180 - 200 м), и оставленные им конечно-моренные гряды значительно уступают в размерах аналогичным образованиям последнего. Тем не менее, длина этих гряд достигает 8 - 10 км и ширина 0,5 - 1 км в. Наибольшее их количество приурочено к северной части Келлог-Теульчесского поднятия и к тыловой части озерно-ледниковой террасы правого берега Енисея (высотой 80 м), примыкающей к уступу Среднесибирского плоскогорья. Енисей эта полоса моренных гряд пересекает между поселками Лебедь и Мирное (ранее Лебедянский вал воспринимался, как насыпная морена, фиксирующая одну из стадий дегляциации верхнеплейстоценового ледника, южную границу которого проводили по Завальному и Оплывному ярам выше пос. Сумароково). Южнее развита система маргинальных каналов стока талых ледниковых вод, самый крупный из которых прослеживается по долинам Кыксы, Дындовского Таза и Таза. С северной (внутренней) стороны к полосе грядового рельефа примыкают широкие камовые и озовые поля на валунно-суглинистых отложениях основной морены. Они занимают обширные пространства Туруханской низменности и отличаются хорошей сохранностью форм. Долину реки Елогуй сартанские конечно-моренные образования пересекают в районе устьев рек Кыкса и Большая Сиговая, прослеживаясь далее на северо-запад вдоль восточного макросклона Лобового материка, который отделял енисейский ледниковый поток от остальной массы сартанского ледяного щита.
Возникновение сартанского ледникового щита вновь перекрыло речной сток с юга, что привело к формированию у края ледника подпрудных озер значительной площади. Дешифрирование аэрофотоснимков выявило в долине Енисея четко выраженные уступы террас высотой 120 и 80 м. В бассейне Елогуя были выявлены террасы трех гипсометрических уровней (80, 120 и 160 м). Они не имеют следов ледниковой обработки, окружены высокими междуречьями Келлог-Теульчесского поднятия и примыкают на севере к краевым ледниковым образованиям. На высоте около 160 м располагаются верховья Келлога, Елогуя и его южных притоков, а также притоков Дубчеса. Две остальные террасы сочленяются с соответствующими террасами Енисея.
Изучение этих поверхностей позволило реконструировать систему подпрудно-ледниковых водоемов и связанные с ними процессы формирования рельефа. Елогуйская депрессия окружена кольцом мощных конечно-моренных валов, разомкнутым в северо-восточной части в направлении долины Енисея. При перегораживании этого прохода сартанским ледниковым щитом бассейн Елогуя превратился в замкнутую чашу, заполнявшуюся водой вплоть до начала переливания ее через окружающие междуречья. (Гончаров, 1989, 1991). Второй подпрудный водоем возник в долине Енисея. Заполнение его происходило до уровня 110 м, после чего начал формироваться Кас-Кетьский спилвей, который соединил Енисейское подпрудное озеро с Мансийским, включив его в единую систему сартанских подпрудно-ледниковых водоемов. Стабилизация уровня этой системы произошла на гипсометрических отметках около 120 м, в соответствии с высотой порога стока вод через Тургайский спилвей. На западе озеро образовывало широкие заливы по долинам Дубчеса и Сыма (Гончаров, 1989, 1991).
Подпрудно-ледниковые водоемы оказывали воздействие и на рельеф окружающих их междуречий при перетекании через них вод в результате переполнения озер. Сток, вероятнее всего, первоначально имел плоскостной характер, что отразилось в формировании широких песчаных шлейфов на южном макросклоне Сибирских увалов. Процессы размыва и вреза сдерживались сильным промерзанием грунтов окружающих ледниковые бассейны водораздельных пространств и образованием наледей. Затем в пониженных частях междуречий появились постоянные потоки талых ледниковых вод, под которыми возникли талики. Эрозия привела к формированию спилвеев - неглубоко врезанных в подстилающие отложения корытообразных ложбин с широкими днищами и, как правило, четко выраженными бортами. По своим размерам они значительно превосходят ширину современных долин рек, наследующих их.
В Елогуйском озере плоскостной сброс вод имел, вероятно, импульсный характер, а после стабилизации фронта ледника сток начал концентрироваться в ложбинах, секущих водораздел Келлог-Теульчесской возвышенности в юго-западном, южном и юго-восточном направлениях. По числу дешифрируемых террас отмечается два этапа резкого падения уровня и возникновения в связи с этим сильных течений. Первый связан с заложением маргинальных каналов вдоль края ледника, широкие плоские долины которых хорошо сохранились в современном рельефе, и наследуются реками Кыкса, Дындовский Таз и Таз. В результате произошел прорыв вод в северо-западном направлении и Елогуйское подпрудное озеро соединилось с Пуровским, которое, в свою очередь, было соединено с Мансийским через Пуровско-Аганский спилвей (Палеогеография ..., 1980).Таким образом, установился единый уровень вод (120 м) во всей системе ледниково-подпрудных озер Западной Сибири. (Гончаров, 1989, 1991).
Второй этап падения уровня озера вызван прорывом его вод сквозь тело ледника в Енисейский подпрудный бассейн, уровень которого достиг к тому времени 80-метровой отметки. Прорыв носил катастрофический характер и сопровождался выносом большого количества осадков, с чем связывается незначительное количество глинистого материала в осадках Елогуйского озера. В долине прорыва произошел размыв ледниковых отложений, были полностью уничтожены следы интрагляциальных озер и камово-озовый рельеф, характерный для смежных участков, и сформированы серии линейных песчаных грив. Полное прекращение озерного осадконакопления в долине Елогуя фиксируется по началу торфообразования около 9000 лет т. н.
Ледяные заторы были одной из главных причин переполнения водоема и перетекания вод через пониженные участки междуречий и в Енисейском озере. Кроме ледяных заторов, к подъему воды в Енисейском озере на 30 - 40 м приводили и прорывы воды из ледниково-подпрудного озера в Дархатской котловине с объемом воды около 250 км2. По мнению М. Г. Гросвальда и А.Н. Рудного (1986), за время существования этого озера подпрудные воды около 10 раз прорывали ледниковую плотину. Они приводили к усилению турбулентности в Енисейском озере, перемешиванию осадков и выносу мелких фракций. Отсутствие последних в разрезах ледниково-озерных террас затрудняет определение их генезиса, и террасы долгое время считались аллювиальными - В.А. Мартынов, В.В. Мизеров (1979), Г.И. Лазуков (1970), Ю.А. Лаврушин (1963).
Как известно, водно-ледниковые осадки слагают гряды, валы, гривы, косы различных размеров и очертаний, которые разделены ложбинами. В относительно спокойных водоемах при отсутствии сильных течений формируются озерно-ледниковые отложения, литологически трудно отличимые от чисто озерных. Для них особенно характерна горизонтальная слоистость ленточного типа - летом отлагается преимущественно более светлый песчаный и алевритовый материал, а зимой – темные глинистые слои. В описываемых подпрудных озерах более спокойные периоды сменялись периодами сильных течений, перемывавших отложенные осадки и образовавших как серии линейных или хаотически ориентированных песчаных грив, так и крупные ложбины стока.
После отступления ледника и исчезновения подпрудных озер значительные территории оказались открыты ветрам. Сформированные водными потоками песчаные валы и гряды подверглись дефляции. Но освоение этих территорий растительностью происходило достаточно быстро, и рельеф подвергался ветровой переработке достаточно короткое время. В последующем ведущими факторами рельефообразования стали речная эрозия, солифлюкция, суффозия, пучение, термокарст и торфонакопление.

3. Особенности современного рельефа и рыхлых отложений.
Как было сказано выше, главными элементами рельефа Елогуйско-Дубчесско-Сымского региона являются субширотно ориентированные приподнятая холмистая поверхность восточной части Сибирских увалов - Келлог-Теульчесская возвышенность, достигающая в своей северо-западной части высоты 248 м, и лежащая к югу от нее обширная озерно-ледниковая равнина. С севера к Келлог-Теульчесской возвышенности примыкает Нижнеенисейская (Туруханская) низменность (сложенная основной мореной, перекрытой водно-ледниковыми отложениями) и субмеридионально ориентированная Нижнеенисейская возвышенность (Лобовой материк), сформированная причлененными друг к другу телами боковых самаровской и сартанской морен Енисейского и Пуровского ледниковых потоков. Южной своей частью Нижнеенисейская возвышенность причленяется к Келлог-Теульчесской и Верхнетазовской возвышенностям и, постепенно снижаясь, уходит на север. С северо-запада к Келлог-Теульчесской возвышенности причленяется Верхнетазовская возвышенность - мощная конечно-моренная гряда, оставленная массами льда, продвигавшимися западнее Лобового Материка. Возвышенность простирается в широтном направлении от верховий Пура (как бы разделяющего Сибирские увалы на две части) на западе до Дындовского Таза на востоке. В центральной части она достигает высоты 285 м. Весь ее северный макросклон дренируется реками бассейна Таза. С востока по долине Каменного Дубчеса к Келлог-Теульчесской возвышенности причленяется Приенисейская возвышенность. Приенисейская возвышенность - вал боковой морены, разделявшей льды Енисейской и Елогуйской лопастей енисейского ледникового потока. В центральной части она достигает высоты 290 м и протягивается вдоль долины Енисея от низовий Елогуя до района устья Подкаменной Тунгуски, где мощный вал конечных морен пересекает Енисей и причленяется к уступу Центральносибирского плоскогорья. Часто Приенисейскую, Келлог-Теульчесскую и Верхнетазовскую возвышенности объединяют в одну - Верхнетазовскую.
Келлог-Теульчесская и примыкающая к ней с востока Приенисейская возвышенности представляют собой огромное кольцо из мощных боковых и конечных моренных гряд, разомкнутое на севере по долине Елогуя. В центре этого кольца располагается Елогуйская депрессия, представляющая собой пологоволнистую озерно-ледниковую равнину. Депрессия сформировалась в зоне тектонических нарушений, с которыми связывается также заложение долин Келлога в его нижнем течении, Елогуя (от устья до Большого Бентокса), нижнего и среднего течения Тыны, Кепсеса, Большой Сиговой, а также Танксеса и Тынделема (кроме самых истоков). Ручьи, стекающие с окружающих склонов, часто теряются среди болот.
Елогуйская депрессия заполнена осадочными отложениями Елогуйского ледникового подпрудного бассейна, состоящими из горизонтально чередующихся слоев мелкозернистых песков, голубоватых алевритов и глин, подстилаемых мощными отложениями морены. Днище депрессии пологими ступенями повышается с 60 - 70 м до 140 - 160 м, ширина достигает 30 км. Относительная высота бортов около 60 м, отлогие и длинные склоны местами сменяются крутыми (до 100). Днище депрессии осложнено участками дюнного рельефа, песчаными косами и концентрическими формами, оставленными садившимися на дно ледниково-подпрудного водоема айсбергами. Озерно-ледниковая равнина елогуйской депрессии непосредственно соединяется с озерно-ледниковой равниной Туруханской низменности.
Восточнее Елогуйской депрессии, но также внутри кольца моренных гряд, находится обширное поле основной морены, в значительной мере размытой и погребенной под шлейфом флювиогляциальных отложений. Эта территория может быть охарактеризована как полого-холмисто-грядовая зандровая равнина.
Само кольцо моренных равнин разделяется на четыре части. К западной части относятся Келлог-Елогуйское междуречье, левобережья Келлога и бассейны южных притоков Елогуя от Атокса до Малого Танксеса. Она сформирована боковой мореной елогуйской ледниковой лопасти, к которой между Келлогом и Дындовским Тазом причленяется с запада гряда конечных морен, создавая мощный узел моренных гряд и холмов - один из самых высоких участков Сибирских увалов.
К южной части описываемого кольца относится широкая цепь моренных холмов к востоку от Малого Танксеса, включающая в себя верхнее правобережье Малого Танксеса, верховья Танксеса и Тыны, а также бассейны Большого и Каменного Дубчесов (кроме их верховьев). Образована она комплексом конечных и боковых морен в зоне сочленения елогуйской и енисейской ледниковых лопастей.
Восточная часть южного макросклона Сибирских увалов приподнята относительно западной. Высота междуречий увеличивается от 150 - 160 м в верховьях Елогуя до 200 м в верховьях Танксеса и 230 - 250 м восточнее Каменного Дубчеса. В то же время, глубина вреза речных систем Сыма и Дубчеса увеличивается в восточном направлении. Результатом этого является то, что западнее верховий Танксеса южный макросклон междуречья бассейнов Елогуя, Ваха и Сыма представляет собой пологоволнистую слаборасчлененную зандровую равнину, с очень незначительными углами наклона поверхности. Зандровые пески перекрывают моренные суглинки почти до самого гребня моренной гряды и, в свою очередь, на значительных пространствах перекрыты тонким плащом (1 - 2 м) покровных суглинков и супесей. Восточнее Танксеса южный макросклон начинает все более отчетливо разделяться на нижнюю пологую зандровую часть и более крутую верхнюю часть, имеющую контрастный рельеф и сложенную моренными суглинками, во многих местах перекрытыми плащом зандровых песков, и, частично, тонким слоем покровных суглинков. Территорию эту можно охарактеризовать как полого-холмистую расчлененную равнину, сложенную зандровыми и ледниковыми отложениями. По мере продвижения на восток формируется отчетливо выраженный в рельефе и имеющий несколько ступеней уступ между поверхностью ледниковых равнин Сибирских увалов и зандровой равниной.
Восточнее Каменного Дубчеса описанная выше цепь моренных холмов причленяется к моренной гряде Приенисейской возвышенности. Северный макросклон Келлог-Теульчесской возвышенности, осложненный конечно-моренными грядами, замыкает кольцо моренных равнин с севера. Для него в целом характерна хорошая сохранность конечно-моренных образований в виде участков холмисто-грядового и грядово-увалистого рельефа. Эти холмисто-грядовые ледниковые равнины сложены, главным образом, моренными суглинками и покрыты группами и цепями холмов высотой 10-30 м, разделенными заболоченными западинами, котловинами и долинообразными межгрядовыми понижениями - временными каналами стока талых ледниковых вод. В отдельных местах высота холмов может превышать 50 м. С учетом вреза рек (преимущественно наследующих ложбины стока ледниковых вод) контрастность рельефа значительна. Его удачно охарактеризовал Б. В. Мизеров (цит. по М.Ф. Елизарьевой, 1961), указывая, что этот ландшафт как единое целое представляет собой сопряжение отдельных моренных холмов, группирующихся между собой в гряды, иногда - цепи или встречающихся отдельными пятнами, связанными между собой в единую систему. Отдельные холмы сложены валунными суглинками, реже валунными песками. Плавно сопрягаясь между собой то более, то менее крупными моренными понижениями, заполненными озерами, а иногда и болотами, залесенные моренные холмы дают картину типичного холмисто-моренного ландшафта, напоминающего ландшафт предгорий.
Реки имеют плохо разработанные долины, часто заложенные по межгрядовым понижениям, маргинальным каналам и котловинам ледниковых озер. Хорошо развит только пойменный комплекс. Лишь на отдельных участках долины Елогуя и в низовьях его крупных притоков встречаются фрагменты надпойменной террасы, приподнятой над меженным уровнем на 10 - 12 м. Поверхность ее слабо наклонена к руслу, а тыловой шов подчеркивается контурами болот. Реки, как правило, сильно меандрируют, мелководны, имеют перекаты и в редких случаях пороги.
Окружающие междуречья высотой 180-200 м возвышаются над долинами рек на 20 - 30 м, на отдельных участках - на 60 - 70 м. Иногда встречаются обрывы до 40 - 50 м высотой. На участках, где реки прорезают ледниковые отложения, склоны крутизной 4 – 60 (иногда более 100), как правило, выпуклы и расчленены короткими  оврагами и балками. Часто встречаются солифлюкционные терраски. Широко развиты термокарстовые просадки и бугры пучения. Местами встречаются скопления невысоких песчаных холмов - камовые поля и причудливо извивающиеся песчаные гривы - озы. Склоны моренных холмов сглажены и выположены солифлюкцией. В целом, нужно отметить достаточно хорошую сохранность ледниковых форм, что послужило одним из аргументов датирования их не средним, а поздним плейстоценом.
Флювиогляциальные пески в пределах ледниковых равнин не имеют широкого распространения и приурочены к ложбинам стока ледниковых вод и проточным интрагляциальным озерам. В озерах, не имевших стока, осаждались тонкие фракции сносимого со склонов материала, превратившиеся потом в покровные суглинки. Наиболее широко зандровые отложения представлены на левобережье Келлога, наследующего крупную ложбину стока, по которой происходил сброс талых ледниковых вод из Елогуйского подпрудно-ледникового бассейна в Пуровский. Песчаная терраса, то сужающаяся, то расширяющаяся до 10 и более км, отделяет левый борт долины Келлога от сложенных моренными суглинками междуречий. Такая же зандровая терраса, но значительно меньшего размера, тянется и вдоль левого борта долины Елогуя в его верхнем течении (от устья р. Сугдель) и Малого Тольдокса. В верховьях они сливаются с обширной зандровой равниной южного макросклона Сибирских увалов. На правобережье Келлога широкая полоса зандровых песков слагает бассейн Большого Тольдокса. Далее, то расширяясь, то сужаясь и дробясь, она достигает долины Елогуя.
Аналогичные зандровые террасы на юге обрамляют долины обоих Дубчесов и их крупных притоков, наследующих долины стока ледниковых вод, и располагаются в их нижнем течении. Они занимают также практически весь бассейн Сандакчеса, погребая под собой морену, которая лишь на небольших участках выступает на поверхность по его левому берегу. Из верховий Сандакчеса этот шлейф водно-ледниковых осадков, то распадаясь на отдельные потоки, то образуя обширные озерообразные расширения, тянется через бассейн верхнего течения Большого Тогульчеса и верховья Тыны в верхнее течение Тынделема.
Западнее Сандакчеса гряда конечной морены, разделяющая бассейны Елогуя и Сыма, оказалась отчасти размыта. Более крутой северный склон ее, обращенный к Елогую, сложен моренными суглинками. Для пологого гребня гряды характерно сочетание морены и флювиогляциальных отложений. Особенно широко эти нерасчлененные отложения распространены восточнее, в бассейне Дубчеса. Характерной чертой их является преобладание в верхних горизонтах покровных супесей и суглинков. Зандровые пески существенных площадей здесь не занимают. Приуроченные к ложбинам стока, они пересекают междуречья узкими, причудливо извивающимися лентами, обрамляя пологие холмы, сложенные моренными и покровными суглинками и супесями.
В восточной части Келлог-Теульчесской возвышенности моренные отложения водораздельных пространств оказались в значительной мере размыты и погребены под шлейфом флювиогляциальных отложений. Выположенные моренные холмы лишь в отдельных местах возвышаются над полого-холмисто-грядовой зандровой равниной, которая была сформирована потоками талых ледниковых вод как самаровского, так и сартанского ледников. Зандровые пески в свою очередь часто перекрыты плащом супесей и суглинков – тонких фракций размытого моренного материала, отложившегося из терявших несущую способность водных потоков на последнем этапе их существования. Все это создает очень запутанную картину, отмечаются сложные фациальные переходы моренных отложений в безвалунные суглинки и супеси, чередование их с песками. На значительной участках расчленить моренные и флювиогляциальные отложения так и не удалось.
В качестве типичного разреза таких осадков можно привести обнажение на склоне холма, подмытого Каменным Дубчесом. В основании обрыва лежат линзовидно переслаивающиеся флювиогляциальные пески и галечники (мощностью 16 - 17 м), накапливавшиеся в период наступления ледника; выше залегают слои моренных суглинков (40 - 42 м); далее - галечник (12 м) и флювиогляциальные пески (3,5 - 4 м) с беспорядочно рассеянной галькой, залегание которых имеет облекающий характер. Сверху пески перекрыты тонким слоем (1,2 - 1,5 м) супесей.
Еще одна особенность данной территории - огромное количество ложбин стока ледниковых вод. Территория будто покрыта огромной капиллярной сетью, оконтуривающей буквально каждый холм, каждую гриву. Ложбины совершенно не разработаны, хотя часто имеют немалую ширину (0,5 - 1 км). Днища таких ложбин представляют собой довольно плоскую песчаную поверхность, прорезанную неглубоким руслом. Современная гидросеть не освоила еще значительную часть этой системы ледниковых каналов. Простирается описываемая равнина с запада на восток от среднего течения Тыны, Кепсеса и правого борта долины Большой Сиговой до верховий Сарчихи и Каменного Дубчеса, по долине которого проходит граница с Приенисейской возвышенностью. Высота междуречий колеблется от 180 до 210 м над уровнем моря.
В отличие от описанных ранее моренных равнин, имеющих среднечетвертичный (самаровский) возраст, северная часть Келлог-Теульчесской возвышенности сложена конечной мореной последнего сартанского оледенения, причлененной с севера к полю среднечетвертичной морены. Сартанские моренные гряды возвышаются на 30 - 40 м над причлененной к ним с юга зандровой равниной. В районе излучины Елогуя между устьями Большой Сиговой и Большой Кыксы ледниковыми отложения были размыты мощными потоками приледниковых вод во время катастрофического спуска елогуйского подпрудного озера.
Западную часть южного макросклона Келлог-Теульчесской возвышенности занимает пологоволнистая слаборасчлененная зандровая равнина, высоты которой колеблются в пределах 130 - 200 м над уровнем моря. Она сложена средне- и верхнеплейстоценовыми песками, перекрытыми плащом покровных (полигенетических по своему происхождению) супесей и суглинков. От граничащей с ней моренной равнины она отличается более плавным, сглаженным рельефом. На вершинных поверхностях и склонах приводораздельных крупных ледниковых холмов отмечаются выходы валунных суглинков (иногда довольно значительные по площади), для которых характерен холмисто-грядовый, слаборасчлененный рельеф. Глубина эрозионных форм не превышает 15 м, а крутизна склонов - 6 градусов. По мере удаления от речных долин повышается уровень грунтовых вод, усиливается заболоченность. Большая часть плоских междуречий и понижений перекрыта торфяниками мощностью от 0,5 - 1 до 3 - 5 м. Островное распространение многолетнемерзлых пород, глубокое промерзание и протаивание грунтов приводят к широкому развитию пучения и термокарста и, соответственно, к формированию плоско-западинного и выпукло-бугристого микрорельефа.
В самой западной части Келлог-Теульчесской возвышенности, в верховьях Елогуя и Келлога, высота водораздельной поверхности редко превышает 150 м и на первых этапах существования елогуйского ледникового озера именно здесь локализовывался основной сток. В результате морена оказалась погребенной под шлейфом флювиогляциальных отложений, уменьшивших контрастность рельефа и сформировших плоско-холмистую зандровую равнину с очень незначительным уклоном поверхности в направлении долины Ваха.
Сложенная песками с прослоями гравелистых песков пологонаклонная грядово-увалистая зандровая равнина, для которой характерна уплощенность холмов, валов и гряд, образует обширное междуречье между Сымом, Дубчесом и Сандакчесом, а западнее Чафама постепенно выклинивается в неширокую полосу, обрамляющую с севера долину Сыма. Интенсивность эрозионных процессов здесь невелика, хотя равнина сложена легко размываемыми породами. Из-за малого уклона поверхности (менее 3 градусов) овраги и балки глубиной до 15 м приурочены в основном к склонам речных долин. На правобережье Дубчеса и Сыма эрозионные уступы, ограничивающие зандровые равнины, подчеркиваются короткими оврагами, промоинами и ложбинами. Широко развиты процессы мерзлотного пучения, блюдцеобразные суффозионные воронки, достигающие в поперечнике 100 и более метров, глубиной до 5 м, в значительной мере преобразованные склоновыми процессами. На левобережье Сыма они встречаются чаще. Сходный вид могут иметь термокарстовые понижения.
Южнее долины Сыма располагаются полого-наклонные бугристо-западинные аккумулятивные озерно-аллювиальные равнины. Водораздельные пространства правобережья Сыма сложены покровными полигенетическими суглинками и супесями с прослоями песков на песчано-глинистом основании мелового возраста. В целом интенсивность эрозионно-денудационных процессов низкая, что связано с малыми уклонами поверхности и значительной залесенностью. Но прилегающие к долине Сыма участки заметно расчленены, и в бортах эрозионных врезов выходят меловые породы. Наиболее значительный фрагмент такого рельефа наблюдается выше устья Оксыма. Оврагообразование и оползневые процессы приурочены к эрозионным уступам. Суффозионные процессы развиты слабо.
Другим существенным элементом рельефа являются ложбины стока талых ледниковых вод, имеющие ориентировку северо-восток - юго-запад и широкими полосами пересекающие Обь-Енисейское междуречье. В том же направлении ориентированы обширные озерно-болотные массивы. Здесь моренные отложения перекрыты плащом флювиогляциальных отложений, слагая полого-наклонные уплощенно-увалисто-грядовые зандровые равнины. Можно выделить четыре связанные с бассейном Сыма ложбины средне-плейстоценового возраста.
Таким образом, сложное строение рельефа и рыхлых отложений Елогуйско-Дубчесско-Сымского региона обусловлено, в основном, двумя факторами: пространственной ориентировкой движений ледниковых лопастей самаровского и сартанского оледенений, которые сформировали рельеф Келлог-Теульчесской, Верхнетазовской и Приенисейской возвышенностей, и динамикой системы подпрудно-ледниковых водоемов, оставивших после себя волнистые водно-ледниковые равнины. 

4. Растительность восточной части Сибирских увалов
Восточная оконечность Сибирских увалов (Приенисейская и Верхнетазовская возвышенности) до сих пор исследована недостаточно. Наиболее подробно ее обследовали геологи, в 1961 г. - геоботаник М.Ф. Елизарьева, в начале 1960- х гг. - зоологи Е.Е. Сыроечковский и Э.В. Рогачева. В 1980-х гг. здесь сравнительно непродолжительное время работали зоологи К.Б. Клоков, Ф.Р. Штильмарк, Б.И. Шефтель. Предлагаемое описание растительности основывается на результатах экспедиций в бассейн р. Елогуй в 1989, 1999 и 2000 гг., а также на материалах Верхнеимбатского лесхоза.
Рассматриваемая территория выделяется ею в Средне-Приенисейский округ, простирающийся от низовий Елогуя до бассейна Каса. Округ делится на 5 ботанико-географических районов: Елогуйско-Келлогский, Елогуйско-Енисейский, Верхне-Дубчесский, Сымско-Нижне-Дубчесский, Касовско-Енисейский. С ландшафтом Сибирских увалов связываются Елогуйско-Келлогский и Верхне-Дубчесский ботанико-географические районы (бассейн верхнего и среднего Елогуя, а также Енисейско-Дубчесско-Елогуйское междуречье). Елогуйско-Келлогский район характеризуется М.Ф. Елизарьевой  вслед за С.А. Архиповым (1960) как плоско-холмистая равнина гляциальных и гляциоморских отложений максимального оледенения с господством в растительном покрове сосновых низкобонитетных боров и грядово-мочажинных болот. Верхне-Дубчесский район рассматривается вслед за Б.В. Мизеровым (1956) как холмисто-увалистая ледниковая равнина, на которой господствует темнохвойная зеленомошная тайга. На самом деле картина распределения растительности более сложная. Так, согласно карте растительности Западносибирской равнины (1976), находящаяся в пределах Красноярского края часть Сибирских увалов покрыта преимущественно темнохвойной тайгой, тогда как сосновые леса сосредоточены, главным образом, по западной окраине, на границе с бассейнами Ваха и Таза. На ландшафтной карте СССР (1987) темнохвойная тайга занимает еще больше места - восточнее Елогуя показан лишь один участок сосняков напротив поселка Келлог. Согласно же карте растительности СССР (1989), вся описываемая территория покрыта травяно-кустарничково-зеленомошными лесами.
Подчеркнем, что господство темнохвойной тайги характерно только для кольца моренных гряд, составляющих Келлог-Теульчесскую, Тазовскую и Приенисейскую возвышенности, а господство сосновых боров и верховых болот - для заключенных внутри этого кольца озерно-ледниковых равнин, сложенных с поверхности отложениями преимущественно легкого механического состава, а также крупных ложбин стока ледниковых вод. Чередование темнохвойной и светлохвойной тайги в пределах сложенных моренными суглинками массивов обусловлено наличием там песчаных отложений интрагляциальных потоков и озер, локальных ложбин стоков ледниковых вод и маргинальных каналов, фиксировавших различные этапы дегляциации.
Западная часть холмисто-грядовой ледниковой равнины кольца моренных гряд - Келлог-Елогуйское междуречье и водоразделы левобережья Келлога - покрыты темнохвойной тайгой, а именно, в разной степени увлажненными кедрачами из кедра Pinus sibirica, в зависимости от положения в мезорельефе - травянистыми, зеленомошными или сфагновыми с участием ели Picea obovata, пихты Abies sibirica, лиственницы Larix sibirica, реже - сосны Pinus sylvestris в древостое. В наиболее распространенных зеленомошных или зеленомошно-багульниковых кедровниках (Елизарьева, 1963) общая сомкнутость древостоя составляет 0,5-0,6, поэтому подрост здесь слабый, а кустарниковый ярус практически отсутствует. В травяно-кустарничковом ярусе преобладают багульник болотный Ledum palustre, брусника Vaccinium vitis-idaea, черника Vaccinium myrtillus, плаун Lycopodium clavatum, майник двулистный Maianthemum bifolium, грушанка круглолистная Pyrola rotundifolia. В напочвенном покрове развиты мхи - Pleurozium schreberi, Polytrichum commune, Ptilium crista-castrensis, Hylocomium splendens. Из сфагновых мхов встречаются относительно мезотрофно-евтрофные виды, например, Sphagnum girgensohnii. Эти сообщества соответствуют водоразделам и приводораздельным склонам. Почвы - палево-глубокоподзолистые, характерные для восточной части Западной Сибири; есть предположение, что они сформировались еще в период казанцевского межледниковья (Корсунов, Ведрова, 1982). Иногда эти почвы оглеены с поверхности в результате и периодического переувлажнения. Сфагновые кедровники соответствуют понижениям внутри водоразделов с затрудненным стоком, а также долинам рек (Елизарьева, 1963). В древостое наряду с кедром присутствует ель, иногда - сосна. В подлеске встречается ольховник Alnus fruticosa и рябина Sorbus sibirica. В кустарничковом и моховом ярусах абсолютно преобладают виды, индицирующие постоянное увлажнение застойного характера, а также бедность элементами питания (Виноградов, 1964) - мирт болотный Chamaedaphne calyculata, клюква Oxycoccus palustre, подбел многолистный Andromeda polifolia, водяника Empetrum nigrum s.l., голубика Vaccinium uliginosum сфагнум узколистный Sphagnum angustifolium. Почвы - также палево-глубокоподзолистые, еще в большей степени оторфованные и оглеенные. Наиболее благоприятным лесорастительным условиям - сочетанию хорошей дренированности и суглинистой почвообразующей породы - соответствуют кедровники травянистые, в древостое которых участвует пихта, являющаяся чувствительной к заболачиванию породой (Зонн, 1954) а в подлеске - такие породы, как рябина и особенно черемуха Padus avium, являющаяся, что очень показательно, почвоулучшающей. Моховой покров из Pleurozium schreberi, Hylocomium splendens развит слабо, тогда как травяной ярус довольно обилен и включает такие виды, как борец высокий Aconitum excelsum, живокость высокая Delphinium elatum, вейник тупоколосковый Calamagrostis obtusata, подмаренник северный Galium boreale, скерда сибирская Crepis sibirica, цирцея альпийская Circaea alpina и др., что не может не отражаться как на оптимизации припочвенного микроклимата, так и на биологическом круговороте (травянистые растения разлагаются быстрее и содержат больше зольных элементов и азота). В результате образуются дерново-палево-подзолистые суглинистые почвы с хорошо развитым гумусово-аккумулятивным горизонтом и без признаков гидроморфизма.
Описанные выше темнохвойные насаждения в целом типичны для всего кольца холмисто-грядовых ледниковых равнин. Существующие различия определяются как географическим положением, так и особенностями геолого-геоморфологического строения территории. Для уступа южного макросклона Сибирских увалов характерны особо благоприятные условия произрастания, связанные с хорошими дренированностью, освещенностью и прогреванием поверхности. Поэтому здесь в растительном покрове господствуют темнохвойные леса зеленомошного типа с преобладанием кедра IV, а иногда даже III бонитета. С карбонатными валунными суглинками М. Ф. Елизарьева (1963) связывает, возможно, не вполне обоснованно, высокобонитетные (III класса бонитета) лиственничники, тем более, что сходные растительные сообщества характерны не только для южных склонов, но и для фрагментов первой террасы долины Елогуя. Для них типичен достаточно богатый по видовому разнообразию травяной покров, в котором представлены такие виды, как вейник тупоколосковый, чемерица Лобеля Veratrum lobellianum, подмаренник северный и др. на надпойменный террасах в древостое к лиственнице примешиваются пихта, кедр и ель. В травяном ярусе появляются борец северный Aconitum septentrionale, живокость высокая, какалия копьевидная Cacalia hastata. На примыкающих к долине Елогуя склонах моховый покров образует преимущественно Hylocomium splendens. На террасах Елогуя в моховом покрове появляются также Calliergon cordifolium и Mnium rudicum, индицирующие относительную обогащенность почвы минеральными элементами и переменный характер увлажнения. Почвы - дерново-подзолистые со слабо дифференцированным профилем.
Темнохвойная тайга восточной части кольца моренных равнин (Приенисейской возвышенности) в целом соответствует приведенным выше описаниям. Можно отметить постепенное ухудшение условий произрастания в северном направлении, с чем связано уменьшение бонитета лесных насаждений и видового богатства в травяном ярусе. Сосновые леса, особенно лишайниковые боры, мало характерны для данной территории. Что касается темнохвойной тайги северного макросклона Сибирских увалов, то она, в силу более угнетенного состояния, по своему облику скорее напоминает тайгу примыкающей с севера озерно-ледниковой равнины и южной части Лобового Материка. Не случайно М. Ф. Елизарьева (1963б, 1964, 1967) отнесла северный макросклон увалов вместе с простирающейся далее к северу равниной к подзоне северной тайги. Ее характеристика этих растительных сообществ будет приведена в описании Елогуйско-Енисейского ботанико-географического района. В пределах увалов не ведутся сколь либо существенные рубки, но лесные пожары - обычное явление. Поэтому значительные площади заняты вторичными осиново-березовыми и хвойно-мелколиственными лесами, представляющими собой зарастающие гари различного возраста. Нужно отметить, что процессы смен растительности в пределах описываемой части Сибирских увалов в целом аналогичны изложенным нами в статье "Ландшафтно-геоботаническая характеристика Сымского природного парка", и мы не будем на них останавливаться.
Заболоченность выражена слабо. Болотные массивы представлены, главным образом, сосново-сфагновыми торфяниками. Грядово-мочажинные болота для данного ландшафта не характерны (Елизарьева; 1963, 1964). В отличие от водно-ледниковых равнин, для моренных вообще характерно отсутствие обширных болотных массивов. Заболачиванию по мезотрофному и олиготрофному типу подвергались понижения на  поверхности  морены, где затруднен сток атмосферной влаги.
Внутри массива темнохвойной тайги разбросаны участки сосновых боров и суборей, приуроченных к камовым полям, скоплениям озов, сложенным песками ложбинам стока ледниковых вод и депрессиям  интрагляциальных озер, а такжемногочисленные некрупные верховые болота .
Но основная часть боров приурочена к плоско-холмистым зандровым равнинам ложбин стока ледниковых вод западной периферии массива боковой морены (там, где через верховья Елогуя и Келлога происходил сброс вод подпрудного ледникового бассейна) и к долинам крупных рек, унаследовавших ложбины стока ледниковых вод. Типичны сосновые боры также для песчаных гряд пологоволнистой озерно-ледниковой равнины Елогуйской депрессии. Так, широкая полоса боров протянулась по левобережью Келлога, отделяя долину реки от темнохвойной тайги водораздела.
Сосновые леса представлены следующими сообществами в зависимости от увлажненности. Сосняки-беломошные, беломошно-брусничные и беломошно-толокнянковые характеризуются отсутствием подлеска. Кустарничковый ярус, если он выражен, представлен брусникой, толокнянкой Arctostaphylos uva-ursi, водяникой черной. В напочвенном покрове преобладают лишайники родов Cladina и Cladonia: Cladina stellaris, C. rangiferina, Cladonia gracilis, C. deformis. Мхи, если они есть, приурочены к понижениям микрорельефа - это Polytrichum strictum, Pleurozium schreberi и Dicranum polysetum. Почвы - песчаные иллювиально-железисто-гумусовые и иллювиально-железистые подзолы. В том случае, когда пески достаточно мелкозернистые или переслаиваются тонкими прослойками суглинков, на плоских слабодренированных участках в беломошно-брусничных сосняках бруснику частично замещает черника, а в западинах микрорельефа формируются мохово-лишайниковые сообщества с преобладанием в кустарничковом ярусе голубики и багульника. 
Для зеленомошно-чернично-багульниковых сосняков характерно присутствие в древостое березы и лиственницы, а также преобладание в напочвенном покрове зеленых мхов, таких как Pleurozium schreberi, Polytrichum commune, P. strictum, Dicranum spp. В кустарничковом ярусе преобладают черника, багульник, встречается также водяника. Почвы - иллювиально-гумусово-железистые подзолы, иногда оглеенные в нижней части профиля. В результате постепенного подъема грунтовых вод с понижением по склону, наступает грунтовое заболачивание, которое затем дополняется поверхностным заболачиванием благодаря наличию ортзандового водоупора (Караваева, 1973).
На границе зеленомошных и беломошных сосняков встречаются полосы сосняков лишайниково-зеленомошных, являющихся не устойчивыми сообществами, а переходным звеном. Сосна преобладает в них, как и в лишайниковых сообществах, часты чистые сосновые насаждения. Травяно-кустарничковый покров развит слабо и представлен теми же видами, что и в беломошниках. Моховой покров аналогичен с сосняками-зеленомошниками, но развит неравномерно, в зависимости от участия лишайников.
Почвы сфагновых сосняков, соответствующие понижениям водораздельных пространств, представлены болотно-подзолистыми торфянистыми, называемыми также дифференцированными глееземами (Корсунов, Константинов, 1984). В более угнетенном древостое этих лесов преимущественное значение приобретает кедр. В кустарниковом ярусе встречаются шиповник и, изредка, ольховник. Травяно-кустарничковый ярус представлен голубикой, багульником, подбелом многолистным, болотным миртом, осокой шаровидной Carex globularis. Напочвенный покров образован мхами Pleurozium schreberi, Polytrichum commune, a также некоторыми видами рода Sphagnum. При этом по мере усиления заболоченности мезотрофные и мезоевтрофные виды рода Sphagnum (Sph. girgensohnii) сменяются олиготрофными - Sph. angustifolium и др. В травяно-кустарничковом ярусе представлены болотный мирт, багульник, черника, седмичник европейский Trientalis europaea, майник двулистный, линнея северная Linnaea borealis и др.
Аналогичные полосы сосняков, только более узкие, занимают левобережья Малого Тольдокса и Елогуя выше устья р.Сугдель, а также отдельные участки вдоль долины Большого Тольдокса. Обширные массивы сосновых боров произрастают в верхней излучине Елогуя и по его верхним притокам - Усканчесу и Бакленчесу. Эти боры тянутся сплошной полосой вдоль западного края описываемой территории далее на север в верховья Келлога. Они приурочены к краю обширной заболоченной зандровой равнины, простирающейся на запад в бассейн Ваха. На правобережье Елогуя, в его верхнем течении (между рр. Атокс и Бентокс), сосновые леса встречаются лишь узкими полосками по ложбинам стока ледниковых вод.
Болота зандровой равнины резко отличаются от болот, расположенных на поверхности водораздельных плато ("материков"), сложенных валунными суглинками максимального оледенения и находящихся на одной широте. На поверхности материков болота представляют отдельные небольшие неправильных очертаний массивы, совершенно лишенные озер и выполненные мощными пластами торфа. На плоской и пологоволнистой поверхности зандровой равнины располагаются заболоченные массивы с исключительным обилием озер. В центральной части равнины эти массивы, соединяясь друг с другом, образуют одно сплошное болото с озерами (А. А. Земцов, 1959). М. Ф. Елизарьевой (1963б) также отмечала, что среди лесных массивово данного района в замкнутых котловинах постоянно встречаются сфагновые сосново-кустарничковые болота, а также существует разветвленная сеть заболоченных понижений с зеленомошно-сфагновым покровом.
В центральной части восточного отрезка Сибирских увалов, заключенной в кольце боковых и конечных морен, в отличие от периферийных его частей, болотным формациям принадлежит главное место в растительном покрове. Они занимают не менее 60% общей площади всех водоразделов бассейна Елогуя(Елизарьева, 1961). Это определяется описанными нами в статье «Геолого-геоморфологическое строение и история формирования Елогуйско-Дубчесско-Сымского региона» особенностями этой территории. М. Ф. Елизарьева указывает, что преимущественным распространением пользуются грядово-мочажинные болота, называемые местным населением "тундрами", отличающиеся резко выраженным комплексным характером растительности. Они распространены на  водораздельных пространствах и залегают в плоских понижениях, окруженных песчаными гривами и холмами, поросшими лишайниковыми сосновыми борами. Отдельные болотные массивы составляют сложный комплекс сфагновых образований, объединенных в единую систему, в которой наблюдается чередование пониженных, плоских, увлажненных участков, лишенных древесно-кустарниковой растительности с резко обозначенными грядами, покрытыми угнетенными экземплярами сосны. Среди этого однообразия болотных массивов грядово-мочажинного типа выделяются торфяники, ровная поверхность которых пересечена узкими лентами хилого березняка, расчленяющими ее как бы на отдельные полигоны. Слабовыраженные гривы по их границам приурочены к положительным формам донного рельефа торфяников. Наряду с этими типами болот значительные площади заняты залесенными сосной торфяниками. Такие комплексные торфяники постоянно чередуются с сосново-сфагновыми болотами с резко выраженным подушкообразным микрорельефом. Также характерно наличие крупных озер среди болотных и лесных массивов (Елизарьева, 1961).
Болота вообще являются одним из важнейших факторов формирования ландшафта данных частей района. После отступления ледника массивыторф сформировались в неглубоких депрессиях , а затем начали образовываться и на междуречьях. В результате не заболоченными остались только отдельно стоящие моренные холмы и возвышающиеся над торфяниками песчаные косы и гривы, а также примыкающие к речным долинам участки. Обширные болотные массивы площадью в десятки квадратных километров соединяются цепями болот меньшего размера и лесными насаждениями, которые часто правильнее характеризовать как залесенные болота, в сплошное поле, среди которого берут начало оба Дубчеса и крупные правые притоки Елогуя (Тына, Кепсес, Большая Сиговая). Центральные открытые части таких болотных массивов, как Дубчесские болота, болота Сугдель, Большая тундра, Торосская тундра и др. столь велики, что нашли отражение в контурах на топографической карте масштаба 1:1000000.
Для подробного описания растительности водораздельных болот в качестве типичной модели "тундры" М. Ф. Елизарьевой (1961а) был избран обширный болотный массив "Большая тундра", расположенный в пределах полого-волнисто-грядовой зандровой равнины в верховьях рек Большая Сиговая, Малая Сиговая и Алтус. В сложный комплекс описываемого грядово-мочажинного торфяника входят пять четко выраженных отдельных комплексов, которые могут быть охарактеризованы следующим образом: сосново-сфагновый, грядово-мочажинный с сосной, грядово-мочажинный с кустарничками, осоково-сфагновый с карликовой березкой, осоково-топяной.
Сосново-сфагновый комплекс примыкает обычно к лишайниковому сосновому бору, произрастающему на песчаных гривах водораздельных пространств. Переход фиксируется по постепенному изреживанию сосняка, приобретающего хилую и искривленную форму. В лишайниковый покров внедряются пятна Sphagnum fuscum, Sph. compactum, Sph. acutifolium. В грядово-мочажинном комплексе с сосной сочетаются плоские безлесные участки торфяника с резко выраженными грядами, образованными сфагновыми мхами (Sphagnum fuscum, Sph. magellanicum, Sph. acutifolium), поросшими угнетенными экземплярами сосны. Кустарничковый ярус представлен миртом, подбелом, багульником, клюквой. Грядово-мочажинный комплекс с кустарничками характеризуется сочетанием тех же болотных образований, что и в предыдущем комплексе, но гряды здесь выражены более резко, образуя валы, который пересекают болотный массив по всему поперечнику.
На периферии развивается осоково-сфагновый комплекс с карликовой березкой Betula nana и беспорядочно разбросанными моховыми грядами, приуроченный к слабо выраженному уклону, а иногда и к плоской части болота, и отличающийся значительной пестротой растительного покрова. Очень показательно, что в видовом составе встречаются как ярко олиготрофные виды пушица влагалищная Eryophorum vaginatum, подбел, Sphagnum magellanicum, так и мезотрофные (вахта трехлистная - Menyanthes trifoliata, осока пузырчатая Carex vesicaria, а из мхов - каллиергон Calliergon cordifolium), что может быть связано как с подтоком грунтовых вод, так и со стоком склоновых вод, обогащенных минеральными веществами. Осоково-топяной комплекс, характеризующийся еще большим набором эвтрофных видов, окаймляет болотный массив в наиболее пониженной его части.
Кроме описанных грядово-мочажинных болот распространены гипново-сфагновые комплексные болота, залесенные в более повышенной части сосной или березой с кустарничковым ярусом из ерника (карликовой березки). Эти болота обычно приурочены к широким корытообразным понижениям (ложбинам стока ледниковых вод), обращенным перпендикулярно к долине р. Елогуя. Такие понижения располагаются между песчаными гривами с сосновыми лишайниковыми борами. По склонам понижений произрастают сосняки зеленомошные, которые, спускаясь к их днищу, приобретают заболоченный характер, в связи с чем начинается постепенное угнетение и выпадение сосны, и появляется подушкообразный микрорельеф с мочажинами в понижениях. Подушки покрыты Pleurozium schreberi, Ptilium crista-castrensis, Hylocomium splendens, в кустарничковом ярусе - багульником, миртом, карликовой березкой. В мочажинах развиты сфагны и Drepanocladus vernicosus.
Ниже по склону понижения значительно усиливается увлажненность, сосна почти совершенно выпадает, зеленомошный покров сменяется сфагновым. Подушкообразный микрорельеф приобретает еще более выраженную форму. Ближе к центральной части корытообразных понижений располагаются безлесные более увлажненные участки сфагнового болота с менее выраженным микрорельефом. По повышенным гривам в эту часть болота вклиниваются хилые искривленные экземпляры березы (Betula tortuosa aff.). Открытая часть болота покрыта плоскими подушками из сфагнов (Sph. fuscum, Sph. magellanicum и др.) со сплошными зарослями карликовой березки и подбела. Местами центральная часть болота лишена кустарников и имеет плоскую поверхность, значительную площадь внутри которой занимают сильно обводненные участки, поросшие вахтой трехлистной и мхами - Sphagnum obtusum и Calliergon stramineum.
В слабо выраженных депрессиях, встречающихся в сосновых борах водораздельных пространств и боровых террас Елогуя, встречаются сфагновые болота с незначительной мощностью торфа, поросшие угнетенной сосной (рямы), имеющие хорошо выраженный подушкообразный микрорельеф, образованный сфагновыми мхами. Кроме того, в долинообразных понижениях встречаются значительно увлажненные болота, в древесном ярусе которых наряду с чахлой, искривленной сосной произрастает кедр в таком же состоянии. Почвы практически всех описанных болот - болотные верховые торфянистые, торфяные или торфяники в зависимости от мощности торфа.
Иные болота характерны для долины Елогуя. В притеррасной части высокой поймы располагаются комплексные сфагновые болота. Окраина таких болотных массивов сильно увлажнена и залесена чахлыми экземплярами березы и сосны, вокруг стволов которых нарастают подушки из сфагновых мхов (Sph. magellanicum, Sph. acutifolium, Sph. fuscum). Из кустарничков присутствуют болотный мирт и голубика, из травянистых растений - осока пузырчатая и вейник Лангсдорфа Calamagrostis langsdorffii - типичные представители пойм, увлажняемых как грунтовыми, так и, время от времени, паводковыми водами. Центральная часть болота почти лишена древесно-кустарникового яруса и подушкообразного микрорельефа. Почвенный покров представлен сочетанием болотных торфянистых и торфяных почв (Корсунов, Константинов, 1984). В притеррасной части поймы Елогуя развиты также гипново-сфагновые болота. В этом типе болот по их окраине также выражены сфагновые подушки, на которых развиваются густые заросли карликовой березки, болотного мирта, иногда кустарниковой ольхи. По направлению к центральной части поверхность болота выравниваются. Вся его центральная часть сильно обводнена. Моховой покров слагают гипновые мхи. Местами среди болот встречаются значительные по размерам озера. Почвенный покров практически аналогичен комплексно-сфагновым болотам. Осоково-травянистые болота с кустарничковой и травянистой растительностью также располагаются в пойменных условиях долины Елогуя. За кромкой из ольховника и сухостоя обычно располагается залесенное болото. В древесном ярусе произрастают чахлые экземпляры ели, кедра, березы, у стволов которых образуются моховые подушки, поросшие миртом. Местами болотный массив пересекают широкие мочажины с вахтой трехлистной и открытые озерки. На повышенных участках болота произрастают довольно мощные экземпляры ели, иногда лиственницы и кедра, а также березы и осины Populus tremula. Из кустарников особенно характерен для болот ольховник (Елизарьева, 1961). Как видно, эти болота характеризуются преобладанием грунтового увлажнения над поверхностным, а также, возможно, в большей степени подвержены влиянию паводковых вод, обогащенных илистой фракцией (Пьявченко, 1985), что препятствует интенсивному торфообразованию. Почвы - аллювиальные болотные иловато-торфяные.
Довольно скромную роль в ландшафте играет луговая растительность бассейна Елогуя (Елизарьева, 1961), приуроченная лишь к береговым откосам в верхнем и среднем течении в силу их хорошей дренированности. Там, где Елогуй и его притоки активно меандрируют, намываемые рекой песчаные прирусловые валы покрыты зарослями ив (Salix dasyclados и другие виды) на аллювиальных дерновых, иногда слаборазвитых почвах. Травянистая растительность, развитая фрагментарно, представлена хвощем полевым Equisetum arvense, а также пыреем ползучим Agropyron repens и другими корневищными злаками. В пониженных участках, характеризующихся повышенным увлажнением и более интенсивным накоплением аллювия, в травяном ярусе доминируют вейник Лангсдорфа, крапива двудомная Urtica dioica, паслен сладко-горький Solanum dulcamara. Понижения, отделяющие прирусловые валы от приречных террас, где песок перекрыт более тонкими аллювиальными отложениями, заняты собственно луговой растительностью на аллювиальных луговых почвах. Здесь доминируют такие виды, как мятлик луговой Poa pratensis, костер безостый Bromus inermis, кровохлебка лекарственная Sanquisorba officinalis, горошек мышиный Vicia cracca, борщевик рассеченный Heracleum dissectum.
Говоря о лесной растительности, М. Ф. Елизарьева (1961) указывает, что среди заболоченных пространств зандровой равнины, а также на боровых террасах Елогуя и его притоков господствуют низкобонитетные брусничниково-толокнянково-лишайниковые сосновые боры, а по более увлажненным местам - зеленомошно-багульниковые, среди которых только отдельными островами встречаются разреженные елово-кедровые леса с мощно выраженным покровом из зеленых и сфагновых мхов, багульника, болотного мирта, подбела многолистного, голубики. Кроме сосновых боров по террасам долины Елогуя и на "водораздельных гривах" встречаются лиственничники разнотравно-вейниковые, приуроченные к скрытоподзолистым почвам, подстилаемым принесенными ледником известняковыми породами. Древостой трехярусный, состоящий исключительно из лиственницы. Отдельные экземпляры достигают диаметра свыше метра. Это замечание М. Ф. Елизарьевой о соотношении темнохвойной и светлохвойной тайги справедливо для значительной части пологоволнистой озерно-ледниковой равнины Елогуйской депрессии. Однако, на примыкающей к ней с востока полого-холмисто-грядовой зандровой равнине, отнесенной к Верхне-Дубчесскому району, ситуация существенно более сложная, что связано с пестротой слагающих ее грунтов. На самых возвышенных участках этой равнины вдоль водораздела между бассейнами Елогуя и Большого Дубчеса от Большой Тундры на севере до верховьев Тыны, Танксеса и Большого Тогульчеса на юге картируется цепочка крупных зандровых полей, соединенных многочисленными ложбинами стока ледниковых вод, также выполненных зандровыми песками. С ними и связаны наиболее крупные массивы грядово-мочажинных болот и сосняков, аналогичных описанным М.Ф. Елизарьевой (1961) на Большой тундре. С зандровыми полями в вершине р. Промысловой связаны Шурнихинские болота между Большим и Каменным Дубчесами. По мере приближения к долинам обеих Дубчесов сток приледниковых вод приобретал все более канализированный характер, поэтому все больше площадь пологих склонов, сложенных покровными супесями, суглинками и мореной, между которыми наблюдаются постоянные сложные переходы. Пестрота эдафических условий определила и пестроту растительного покрова. Фрагменты чистых сосняков на иллювиально-гумусово-железистых и иллювиально-железистых подзолах в сочетании с болотно-подзолистыми почвами продолжают встречаться достаточно часто по песчаным гривам и зандровым террасам вдоль рек и ручьев или вокруг водораздельных болотных массивов. Но они, как правило, не велики и не определяют общий облик лесной растительности. Как и в других частях ледниковых равнин, к ним в полной мере подходит понятие "ленточные боры". Сосна чаще встречается в смешанных древостоях с кедром, лиственницей и елью. По краям болотных массивов обычны сосново-лиственничные с примесью кедра зеленомошно-кустарничковые с лишайниками редкостойные леса на супесчаных подзолистых почвах; кедрово-сосновые с лиственницей и елью кустарничково-зеленомошные леса так же приурочены к легким суглинкам и супесям; на более тяжелых почвах сосна замещается березой.
На дренированных склонах распространена описанная выше темнохвойная тайга с преобладанием кедра. Именно она и создает основной фон лесной растительности, особенно если воспринимать его с борта плывущей лодки. Общий облик растительного покрова по мере движения вниз по рекам очень быстро сливается с таковым южной части кольца холмисто-грядовых ледниковых равнин. Большие площади тайги были в разное время повреждены пожарами и представляют собой различные стадии восстановления коренных сообществ, что приводит к значительному участию в насаждениях мелколиственных пород.
Как уже было сказано выше, северный макросклон Келлог-Теульчесской возвышенности, вместе с примыкающей к нему с севера частью озерно-ледниковой равнины Туруханской низменности выделяется М. Ф. Елизарьевой в Елогуйско-Енисейский ботанико-географический район, относимый ею (как и другими специалистами) к подзоне северной тайги. Лесная растительность района характеризуется, в основном, наличием низкобонитетных темнохвойных насаждений. Сосновые леса лишайниково-брусничные и зеленомошно-сфагновые здесь встречаются реже. Среди темнохвойных лесов наиболее распространенными являются кедрово-еловые или елово-кедровые древостои с примесью лиственницы с зеленомошно-багульниковым наземным покровом. Значительным распространением пользуются сфагновые елово-кедровые леса с примесью сосны, произрастающие как на плакорах, так и в долинах рек. Почвы - палево-глубокоподзолистые поверхностно-оглеенные (Корсунов, Константинов, 1984). Оглеение с поверхности и оторфовывание органогенных горизонтов происходит, по-видимому, из-за продолжительного застоя влаги по причине длительного сезонного промерзания почвы, что, в свою очередь, связано с северной экспозицией макросклона. Если на ледниковой равнине северного макросклона Келлог-Теульчесской возвышенности крупные болотные массивы отсутствуют, то заболоченность озерно-ледниковой равнины не менее значительна, чем в среднем течении Елогуя. Господствующие типы болот - те же грядово-мочажинные комплексы, наряду с которыми распространены сфагновые сосново-кустарничковые и комплексные гипново-сфагновые болота, характеризующиеся сильно обводненной центральной частью. Они представляют собой, видимо, сравнительно недавно заторфованные водоемы. Темнохвойная тайга, располагающаяся крупными островами среди болот на почвах тяжелого механического состава, несет следы явно выраженной угнетенности, связанной не только с особенностями климата, но и со слабой дренированностью поверхности (Елизарьева, 1964).
Итак, для основной части Елогуйско-Келлогского ботанико-географического района, представленной моренно-холмистым ландшафтом, характерны темнохвойные леса в сочетании с небольшими массивами мезо-олиготрофных болот, тогда как для Елогуйской депрессии - сосняки, развитые на повышенных элементах рельефа, в сочетании с  крупными грядово-мочажинными болотными комплексами, связанными между собой заболоченными ложбинами стока талых ледниковых вод в единую систему. В Верхне-Дубчесском районе, наблюдается, соответственно, чередование темнохвойных и сосновых лесов в сочетании с болотными комплексами, аналогичными Елогуйской депрессии.
Значительное воздействие на характер почв, растительности и облик ландшафта в целом оказывает макро-мезорельеф. На склонах северной экспозиции и, в первую очередь, на северном макросклоне Сибирских увалов развиты биогеоценозы, сходные с северо-таежными - низкобонитетные леса на глееватых и глеевых почвах. На хорошо дренированных склонах южной экспозиции и, в первую очередь, на южном макросклоне Сибирских увалов достаточно обычны кустарничково-травяные леса на дерново-подзолистых почвах, напоминающие своим обликом южно-таежные сообщества.

Литература:
1.    Архипов С.А. Основные события позднеплейстоценового ледникового времени и их корреляция в Западной Сибири и Европе и Северной Америке // Проблемы четвертичной геологии Сибири. М., Наука, 1960, с.7-17.
2.    Архипов С.А. Четвертичный период в Западной Сибири. - Новосибирск, Наука, 1971, 332 с.
3.    Астахов В.И. Структура северного плейстоцена по данным космических и высотных сьемок. // Исследования земли из космоса. 1980, № 5, с. 22-29.
4.    Баулин В.В., Чеховский А.Л. Палеогеографические реконструкции плейстоцена на основе изучения мощности и строения многолетнемерзлых толщ. /./ Проблемы геокриологии. М. Наука, 1983, с. 177-184.
5.    Васильчук Ю.К., Трофимов В.Т. Дискуссионные вопросы палеогеокриологии плейстоцена и голоцена Западной Сибири в свете новых данных. // Вест. МГУ, Сер. 4, геология, 1984, №3 с. 64-78.
6.    Величко А.А. Проблемы реконструкции позднеплейстоценовых ледниковых покровов на территории СССР// Изв. АН СССР, сер. геогр., 1979, №6, с. 12-26.
7.    Виноградов Б.В. Растительные индикаторы и их использование при изучении природных ресурсов. М., изд. "Высшая школа", 1964. 328 с.
8.    Генералов П.П. Параллельно-грядовый рельеф Западной Сибири и основные аспекты его геологического анализа. // Геология позднего кайнозоя обского севера. – Труды Зап. Сиб. НИГНИ, вып. 167, Тюмень, 1981, с. 51-70.
9.    Глебов Ф. З. Болота и заболоченные леса лесной зоны енисейского левобережья. М., Наука, 1969, 131 с.
10.    Глебов Ф. З. Взаимоотношения леса и болота в таежной зоне. Новосибирск, Наука, 1988, 181 с.
11.    Гончаров С.В. Последнее оледенение Западной Сибири и ледниково-подпрудные озера в бассейне Среднего Енисея. Рукопись диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук. М., 1989. 129 с.
12.    Гончаров С.В. Последние ледниково-подпрудные озера долины Енисея// Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода. № 60. 1991. Стр.62-67.
13.    Горожанкина С. М., Константинов В. Д. География тайги Западной Сибири. Новосибирск, Наука, 1978, 182 с.
14.    Гросвальд М.Г. Покровные оледенения континентальных шельфов. М. Наука, 1983, 216 с.
15.    Гросвальд М.Г., Рудной А.Н. Плейстоценовые ледниково-подпрудные озера Алтае-Саянской горной области. // История древних озер. Тезисы докладов VII Симпозиума по истории озер. Ленинград, ГО СССР, 1986, с. 116-117.
16.    Данилов И.Д. Плейстоцен морских субарктических равнин. М. Из-во МГУ, 1978, 200 с.
17.    Елизарьева М.Ф. Ботанико-географическое районирование левобережья р. Енисей (в пределах таежной зоны) // Ученые записки Красноярского гос. Пединститута. Красноярск, 1963, т. 24, вып. 6. С.74-102.
18.    Елизарьева М.Ф. Опыт ботанико-географического районирования и зонального расчленения левобережья р. Енисей в пределах таежной зоны //Материалы межвузовской конференции по геоботаническому районированию СССР. М., 1967. С.187-192.
19.    Елизарьева М.Ф. Растительность плоско-волнистого ландшафта ледниковой зоны восточной части Западно-Сибирской низменности (бассейн р. Елогуя - левый приток р. Енисея) // Ученые записки Красноярского гос. Пединститута. Красноярск, 1961, т. 20. С.3-26.
20.    Елизарьева М.Ф. Растительность плоско-волнистого ландшафта ледниковой зоны восточной части Западно-Сибирской низменности (бассейн р. Елогуя - левый приток р. Енисея) // Ученые записки Красноярского гос. Пединститута. Красноярск, 1961, т. 20. С.3-26.
21.    Елизарьева М.Ф. Схема ботанико-географического районирования восточной окраины Западно-Сибирской низменности (в пределах таежной зоны) // Известия Томского отделения всесоюзного ботанического общества. Красноярск, 1964, том V. С. 13-29.
22.    Земцов А.А. К вопросу о географическом районировании северо-восточной части Западно-Сибирской низменности // Сб. : Ледниковый период на территории Европейской части СССР и Сибири. М., Изд. Моск. Ун-та, 1959.
23.    Зонн С.В. Влияние леса на почвы. Изд. АН СССР, М., 1954. 159 с.
24.    Игнатов М.С., Афонина О.М. Список мхов территории бывшего СССР // Arctoa, 1992, т. 1-2. с. 1-87.
25.    Караваева Н.А. Почвы тайги Западной Сибири. М., "Наука", 1973. 165 с.
26.    Карта растительности СССР. М 1:4000000, М., ГУГК., 1989
27.    Киреев Д. М. Методы изучения лесов по аэроснимкам. Новосибирск, Наука, 1977, 190 с.
28.    Киреев Д. М. Структура таежных ландшафтов и методе ее дистанционного изучения. Исследования таежных ландшафтов Дистанционными методами. Новосибирск, Наука, 1979, с. 11 -44.
29.    Классификация и диагностика почв СССР. М., "Колос", 1977. 222 с.
30.    Корсунов В.М., Ведрова Э.Ф. Диагностика почвообразования в зональных лесных почвах. Изд. "Наука", Новосибирск, 1962. 160 с.
31.    Корсунов В.М., Константинов В.Д. Почвы территории проектируемого заповедника // Проект организации Центральносибирского биосферного государственного заповедника в Красноярском крае. Т.1. Обоснование и природные условия. М., 1984. С. 110-117. ИПЭЭ РАН, Москва.
32.    Кузин И.Л. Об ошибках в геолог7ической интерпретации космических снимков Западной Сибири. //Исследования земли из космоса. №3, 1982, с. 43-46.
33.    Кузин И.Л., Чочиа Н.Г. Проблемы оледенения Западно-Сибирской низменности // Основные проблемы изучения четвертичного периода. М., Наука, 1965, с. 177 – 187.
34.    Лаврушин Ю.А. Аллювий равнинных рек субарктического пояса и перигляциальных областей материковых оледенений. М., Труды ГИН АН СССР, вып. 37, 1963, 262 с.
35.    Лазуков Г. И. Антропоген северной половины Западной Сибири. М. Из-во МГУ, 1970, 322 с.
36.    Ландшафтная карта СССР, М 1:2500000, ГУГК., 1987.
37.    Мартынов В.А., Мизеров В.В. Эволюция речной сети Запавдной Сибири в кайнозое. // История развития речных долин и проблема мелиоративных земель. Западная Сибирь и Средняя Азия. Новосибирск, Наука, 1979, с. 55-61.
38.    Мизеров Б.В. Основные черты устройства поверхности Обь-Енисейского междуречья к северо-востоку от р. Васюгана // Труды горно-геологического института Зап. Сиб. ФЛН. 1956.
39.    Обручев В.А. Признаки ледового периода в Северной и Центральной Азии// Бюлл. Комисс. по изуч. четверт. периода
40.    Определитель лишайников СССР. 1971-1978, тт. 1-5.
41.    Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения. Новосибирск, Наука, 1980, 102 с.
42.    Попов А.И. Четвертичный период в Западной Сибири // Ледниковый период на территории Европейской части СССР и Сибири. М. Из-во МГУ, 1959 с. 360-384.
43.    Пьявченко Н.И. Торфяные болота, их природное и хозяйственное значение. М., "Наука", 1985. 152 с.
44.    Растительность Западно-Сибирской равнины (карта). М 1:1500000, М., ГУГК., 1976.
45.    Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике. М.-Л. Водтрансиздат, 1953, 627 с.
46.    Стрелков С.А. Север Сибири. История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока. М. Недра, 1965, 334 с.
47.    Типологическая карта болот Западносибирской равнины. М 1:2500000, М., ГУГК, 1977.
48.    Троицкий С.А. Современный антигляциализм. (Критический очерк). М. Наука, 1975, 163 с.
49.    Черепанов С.К. Сосудистые растения России и сопредельных государств. М., 1995. 990 с.