Ośrodki starożytnego zlodowacenia. Zlodowacenie. Zobacz, co oznacza „centrum zlodowacenia” w innych słownikach

Jedną z tajemnic Ziemi, wraz z pojawieniem się na niej życia i wyginięciem dinozaurów pod koniec okresu kredowego, jest: Wielkie zlodowacenia.

Uważa się, że zlodowacenia powtarzają się na Ziemi regularnie co 180-200 milionów lat. Ślady zlodowaceń znane są w osadach liczących miliardy i setki milionów lat - w kambrze, karbonie, triasie i permie. O tym, że mogłyby być, „mówi” tzw tylity, rasy bardzo podobne do morena dokładniej to drugie ostatnie zlodowacenia. Są to pozostałości pradawnych osadów polodowcowych, składające się z masy gliniastej z wtrąceniami dużych i małych głazów zarysowanych ruchem (kreskowanych).

Oddzielne warstwy tylity, występujący nawet w Afryce równikowej, może dotrzeć miąższość dziesiątek, a nawet setek metrów!

Oznaki zlodowaceń znaleziono na różnych kontynentach - w Australia, Ameryka Południowa, Afryce i Indiach, z którego korzystają naukowcy rekonstrukcja paleokontynentów i jest często cytowany jako potwierdzenie teorie tektoniki płyt.

Ślady starożytnych zlodowaceń wskazują, że były to zlodowacenia w skali kontynentalnej– to wcale nie jest zjawisko losowe, to naturalne zjawisko naturalne, które zachodzi w określonych warunkach.

Prawie zaczęła się ostatnia z epok lodowcowych milion lat temu, w okresie czwartorzędu, czyli w okresie czwartorzędu, w plejstocenie i charakteryzował się rozległym rozprzestrzenianiem się lodowców - Wielkie zlodowacenie Ziemi.

Pod grubą, wielokilometrową pokrywą lodową znalazła się północna część kontynentu północnoamerykańskiego – północnoamerykańska pokrywa lodowa, która osiągnęła miąższość do 3,5 km i rozciągała się do około 38° szerokości geograficznej północnej oraz znaczna część Europy , na którym (pokrywa lodowa o grubości do 2,5-3 km). Na terytorium Rosji lodowiec opadł dwoma ogromnymi językami wzdłuż starożytnych dolin Dniepru i Donu.

Częściowe zlodowacenie objęło także Syberię – występowało głównie tzw. „zlodowacenie górsko-dolinowe”, kiedy to lodowce nie pokrywały całego obszaru grubą pokrywą, a występowały jedynie w górach i dolinach podgórskich, co wiąże się z ostrym zlodowaceniem kontynentalnym. klimat i niskie temperatury we wschodniej Syberii. Ale prawie cała Zachodnia Syberia, z powodu spiętrzenia rzek i zatrzymania ich dopływu do Oceanu Arktycznego, znalazła się pod wodą i stała się ogromnym jeziorem morskim.

Na półkuli południowej cały kontynent Antarktyczny, tak jak obecnie, znajdował się pod lodem.

W okresie maksymalnej ekspansji zlodowacenia czwartorzędowego lodowce pokryły ponad 40 mln km 2–około jednej czwartej całej powierzchni kontynentów.

Osiągnąwszy swój największy rozwój około 250 tysięcy lat temu, lodowce czwartorzędowe półkuli północnej zaczęły się stopniowo kurczyć w miarę okres zlodowacenia nie był ciągły przez cały okres czwartorzędu.

Istnieją dowody geologiczne, paleobotaniczne i inne na to, że lodowce znikały kilkakrotnie, ustępując miejsca epokom interglacjał kiedy klimat był jeszcze cieplejszy niż obecnie. Jednak ciepłe epoki ponownie zostały zastąpione przez zimne trzaski, a lodowce ponownie się rozprzestrzeniły.

Żyjemy obecnie najwyraźniej u schyłku czwartej epoki zlodowacenia czwartorzędu.

Ale na Antarktydzie zlodowacenie powstało miliony lat przed pojawieniem się lodowców w Ameryce Północnej i Europie. Oprócz warunków klimatycznych sprzyjał temu wysoki kontynent, który istniał tu od dawna. Swoją drogą, obecnie, w związku z ogromną grubością lodowca Antarktydy, dno kontynentalne „kontynentu lodowego” w niektórych miejscach znajduje się poniżej poziomu morza...

W przeciwieństwie do starożytnych pokryw lodowych półkuli północnej, które zniknęły, a następnie pojawiły się ponownie, wielkość pokrywy lodowej Antarktyki niewiele się zmieniła. Maksymalne zlodowacenie Antarktydy było tylko półtora razy większe niż współczesne pod względem objętości i niewiele większe.

A teraz o hipotezach... Istnieją setki, jeśli nie tysiące hipotez na temat tego, dlaczego występują zlodowacenia i czy w ogóle takie istnieją!

Zwykle przedstawiane są następujące główne: hipotezy naukowe:

• Erupcje wulkanów prowadzące do zmniejszenia przezroczystości atmosfery i ochłodzenia całej Ziemi;
• Epoki orogenezy (budownictwo górskie);
• Zmniejszenie ilości dwutlenku węgla w atmosferze, co ogranicza „efekt cieplarniany” i prowadzi do ochłodzenia;
• Cykliczność aktywności słonecznej;
• Zmiany położenia Ziemi względem Słońca.

Niemniej jednak przyczyny zlodowaceń nie zostały w pełni wyjaśnione!

Zakłada się np., że zlodowacenie rozpoczyna się, gdy wraz ze wzrostem odległości między Ziemią a Słońcem, wokół którego obraca się ono po lekko wydłużonej orbicie, zmniejsza się ilość ciepła słonecznego odbieranego przez naszą planetę, tj. zlodowacenie ma miejsce, gdy Ziemia przechodzi przez punkt swojej orbity położony najdalej od Słońca.

Astronomowie uważają jednak, że same zmiany w ilości promieniowania słonecznego docierającego do Ziemi nie wystarczą, aby wywołać epokę lodowcową. Najwyraźniej znaczenie mają także wahania aktywności samego Słońca, które jest procesem okresowym, cyklicznym i zmienia się co 11-12 lat, z cyklicznością 2-3 lata i 5-6 lat. A największe cykle działalności, ustalone przez radzieckiego geografa A.V. Shnitnikov - około 1800-2000 lat.

Istnieje również hipoteza, że ​​powstawanie lodowców jest związane z pewnymi obszarami Wszechświata, przez które przechodzi nasz Układ Słoneczny, poruszając się wraz z całą Galaktyką, wypełnioną gazem lub „obłokami” kosmicznego pyłu. Jest prawdopodobne, że „kosmiczna zima” na Ziemi ma miejsce, gdy kula ziemska znajduje się w punkcie najbardziej oddalonym od centrum naszej Galaktyki, gdzie gromadzą się „kosmiczny pył” i gaz.

Należy zauważyć, że zwykle przed epokami ochłodzenia zawsze następują epoki ocieplenia i istnieje na przykład hipoteza, że ​​Ocean Arktyczny w wyniku ocieplenia czasami jest całkowicie wolny od lodu (nawiasem mówiąc, jest to nadal dzieje), następuje wzmożone parowanie z powierzchni oceanu, strumienie wilgotnego powietrza kierowane są do polarnych rejonów Ameryki i Eurazji, a na zimną powierzchnię Ziemi spada śnieg, który nie ma czasu stopić się w czasie krótkie i zimne lato. Tak wyglądają pokrywy lodowe na kontynentach.

Kiedy jednak w wyniku przemiany części wody w lód poziom Oceanu Światowego obniży się o kilkadziesiąt metrów, ciepły Ocean Atlantycki przestaje łączyć się z Oceanem Arktycznym i stopniowo ponownie pokrywa się lodem, parowanie z jego powierzchni gwałtownie ustaje, na kontynentach spada coraz mniej śniegu i mniej, „zasilanie” lodowców pogarsza się, pokrywy lodowe zaczynają się topić, a poziom Oceanu Światowego ponownie się podnosi. I znowu Ocean Arktyczny łączy się z Atlantykiem i znowu pokrywa lodowa zaczęła stopniowo zanikać, tj. cykl rozwojowy kolejnego zlodowacenia rozpoczyna się od nowa.

Tak, wszystkie te hipotezy całkiem możliwe, ale jak dotąd żadnego z nich nie można potwierdzić poważnymi faktami naukowymi.

Dlatego jedną z głównych, fundamentalnych hipotez są zmiany klimatyczne na samej Ziemi, co jest powiązane z powyższymi hipotezami.

Ale jest całkiem możliwe, że procesy zlodowacenia są z tym związane łączny wpływ różnych czynników naturalnych, Który mogliby działać wspólnie i zastępować się nawzajem, a ważne jest to, że po rozpoczęciu zlodowacenia, niczym „nakręcony zegar”, już rozwijają się niezależnie, zgodnie z własnymi prawami, czasem nawet „ignorując” niektóre warunki i wzorce klimatyczne.

I epoka lodowcowa, która rozpoczęła się na półkuli północnej około 1 miliona lat z powrotem, jeszcze nie skończone, a my, jak już wspomniano, żyjemy w cieplejszym okresie, w interglacjał.

Przez całą erę Wielkiego Zlodowacenia Ziemi lód cofał się lub ponownie się przesuwał. Na terytorium Ameryki i Europy najwyraźniej miały miejsce cztery globalne epoki lodowcowe, pomiędzy którymi występowały stosunkowo ciepłe okresy.

Ale całkowite wycofanie się lodu nastąpiło tylko około 20 - 25 tysięcy lat temu, ale w niektórych obszarach lód utrzymywał się jeszcze dłużej. Lodowiec cofnął się z obszaru współczesnego Petersburga zaledwie 16 tysięcy lat temu, a w niektórych miejscach na północy do dziś przetrwały niewielkie pozostałości starożytnego zlodowacenia.

Zauważmy, że współczesnych lodowców nie da się porównać ze starożytnym zlodowaceniem naszej planety - zajmują one zaledwie około 15 milionów metrów kwadratowych. km, czyli mniej niż jedna trzydziesta powierzchni Ziemi.

Jak ustalić, czy w danym miejscu na Ziemi występowało zlodowacenie, czy nie? Zwykle można to dość łatwo określić na podstawie specyficznych form rzeźby geograficznej i skał.

Na polach i lasach Rosji często występują duże nagromadzenia ogromnych głazów, kamyków, bloków, piasków i glin. Zalegają zazwyczaj bezpośrednio na powierzchni, ale można je spotkać także w klifach wąwozów i na zboczach dolin rzecznych.

Nawiasem mówiąc, jednym z pierwszych, który próbował wyjaśnić, w jaki sposób powstały te osady, był wybitny geograf i teoretyk anarchista, książę Piotr Aleksiejewicz Kropotkin. W swojej pracy „Badania nad epoką lodowcową” (1876) argumentował, że terytorium Rosji było kiedyś pokryte ogromnymi polami lodowymi.

Jeśli spojrzymy na mapę fizyczno-geograficzną europejskiej Rosji, możemy zauważyć pewne wzorce w lokalizacji wzgórz, wzgórz, dorzeczy i dolin dużych rzek. Na przykład regiony Leningradu i Nowogrodu od południa i wschodu są niejako ograniczone Wyżyna Waldajska w kształcie łuku. To jest dokładnie linia, na której w odległej przeszłości zatrzymał się ogromny lodowiec, nacierający z północy.

Na południowy wschód od Wyżyny Wałdajskiej znajduje się lekko kręta Wyżyna Smoleńska-Moskiewska, rozciągająca się od Smoleńska do Peresławia-Zaleskiego. To kolejna z granic rozmieszczenia lodowców pokrywowych.

Liczne pagórkowate, kręte wzgórza są widoczne także na Nizinie Zachodniosyberyjskiej - „grzywy” także świadectwo działalności starożytnych lodowców, a raczej wód polodowcowych. Wiele śladów zatrzymywania się ruchomych lodowców spływających ze zboczy górskich do dużych kotlin odkryto na Syberii Środkowej i Wschodniej.

Trudno sobie wyobrazić lód o grubości kilku kilometrów na terenie obecnych miast, rzek i jezior, niemniej jednak płaskowyże lodowcowe nie były gorsze od Uralu, Karpat czy gór skandynawskich. Te gigantyczne, a ponadto poruszające się masy lodu wpłynęły na całe środowisko naturalne - topografię, krajobraz, przepływ rzek, gleby, roślinność i dziką przyrodę.

Należy zauważyć, że na terenie Europy i europejskiej części Rosji praktycznie nie zachowały się skały z epok geologicznych poprzedzających okres czwartorzędu - paleogenu (66-25 mln lat) i neogenu (25-1,8 mln lat), uległy całkowitej erozji i ponownemu osadzeniu w okresie czwartorzędu, czyli jak to się często nazywa, Plejstocen.

Lodowce powstały i przeniosły się ze Skandynawii, Półwyspu Kolskiego, Uralu Polarnego (Pai-Khoi) i wysp Oceanu Arktycznego. I prawie wszystkie złoża geologiczne, które widzimy na terenie Moskwy - morena, a dokładniej gliny morenowe, piaski różnego pochodzenia (wodnolodowcowe, jeziorne, rzeczne), ogromne głazy, a także gliny okrywowe - wszystko to jest dowodem potężnego wpływu lodowca.

Na terenie Moskwy można zidentyfikować ślady trzech zlodowaceń (choć jest ich znacznie więcej – różni badacze identyfikują od 5 do kilkudziesięciu okresów napływu i cofania się lodów):

• OK (około 1 miliona lat temu),
• Dniepr (około 300 tysięcy lat temu),
• Moskwa (około 150 tysięcy lat temu).

Waldaj lodowiec (zniknął zaledwie 10–12 tysięcy lat temu) „nie dotarł do Moskwy”, a osady tego okresu charakteryzują się osadami hydroglacjalnymi (fluwioglacjalnymi) - głównie piaskami Niziny Meshchera.

A nazwy samych lodowców odpowiadają nazwom miejsc, do których dotarły lodowce - Oka, Dniepr i Don, rzeka Moskwa, Valdai itp.

Ponieważ grubość lodowców sięgała prawie 3 km, można sobie wyobrazić, jaką kolosalną pracę wykonał! Niektóre wzgórza i wzgórza na terenie Moskwy i obwodu moskiewskiego to grube (do 100 metrów!) osady, które zostały „przyniesione” przez lodowiec.

Najbardziej znane to np Grzbiet morenowy Klinsko-Dmitrowskiej, pojedyncze wzgórza na terenie Moskwy ( Wzgórza Wróbelowe i Wyżyna Teplostanskaya). Ogromne głazy ważące do kilku ton (na przykład Kamień Dziewiczy w Kolomenskoje) są również efektem działania lodowca.

Lodowce wygładziły nierówności rzeźby: zniszczyły wzniesienia i grzbiety, a powstałymi fragmentami skał wypełniły zagłębienia - doliny rzek i dorzecza jezior, przenosząc ogromne masy odłamków kamiennych na odległość ponad 2 tys. km.

Jednak ogromne masy lodu (biorąc pod uwagę jego kolosalną grubość) wywierały tak duży nacisk na znajdujące się pod nim skały, że nawet najsilniejsze z nich nie mogły tego wytrzymać i zawaliły się.

Ich fragmenty wryły się w bryłę poruszającego się lodowca i niczym papier ścierny przez dziesiątki tysięcy lat rysowały skały zbudowane z granitów, gnejsów, piaskowców i innych skał, tworząc w nich zagłębienia. Do dziś zachowały się liczne rowki polodowcowe, „blizny” i wyświecenia polodowcowe na skałach granitowych, a także długie zagłębienia w skorupie ziemskiej, zajmowane później przez jeziora i bagna. Przykładem są niezliczone zagłębienia jezior Karelii i Półwyspu Kolskiego.

Ale lodowce nie zaorały wszystkich skał na swojej drodze. Zniszczenia dokonywano głównie na tych terenach, gdzie powstały, rozrosły się, osiągnęły miąższość ponad 3 km i skąd rozpoczęły się ich przemieszczanie. Głównym ośrodkiem zlodowacenia w Europie była Fennoskandia, która obejmowała góry skandynawskie, płaskowyże Półwyspu Kolskiego, a także płaskowyże i równiny Finlandii i Karelii.

Po drodze lód nasycał się fragmentami zniszczonych skał, które stopniowo gromadziły się zarówno wewnątrz lodowca, jak i pod nim. Kiedy lód się stopił, na powierzchni pozostały masy gruzu, piasku i gliny. Proces ten był szczególnie aktywny, gdy ustał ruch lodowca i rozpoczęło się topienie jego fragmentów.

Na krawędzi lodowców z reguły powstają strumienie wody, poruszające się po powierzchni lodu, w korpusie lodowca i pod warstwą lodu. Stopniowo połączyły się, tworząc całe rzeki, które przez tysiące lat utworzyły wąskie doliny i zmyły mnóstwo gruzu.

Jak już wspomniano, formy rzeźby lodowcowej są bardzo zróżnicowane. Dla równiny morenowe charakteryzuje się wieloma grzbietami i wałami, wyznaczającymi miejsca zatrzymania poruszającego się lodu, a główną formą płaskorzeźby jest wśród nich wały moren czołowych, zwykle są to niskie, łukowe grzbiety zbudowane z piasku i gliny zmieszanej z głazami i kamykami. Zagłębienia pomiędzy grzbietami często zajmują jeziora. Czasami wśród równin morenowych można je zobaczyć wyrzutki- bloki o rozmiarach setek metrów i wadze dziesiątek ton, gigantyczne kawałki łożyska lodowca, przenoszone przez nie na ogromne odległości.

Lodowce często blokowały przepływy rzek i w pobliżu takich „tam” powstawały ogromne jeziora, wypełniając zagłębienia w dolinach rzecznych i obniżenia, które często zmieniały kierunek przepływu rzek. I chociaż takie jeziora istniały stosunkowo krótko (od tysiąca do trzech tysięcy lat), na ich dnie udało się je zgromadzić gliny jeziorne, osady warstwowe, licząc warstwy których można wyraźnie rozróżnić okresy zimy i lata, a także to, ile lat gromadziły się te osady.

W epoce ostatniej Zlodowacenie Valdai powstał Jeziora peryglacjalne Górnej Wołgi(Mołogo-Szeksninskoje, Twerskoje, Wierchne-Molożskoje itp.). Początkowo ich wody płynęły na południowy zachód, ale wraz z cofaniem się lodowca mogły płynąć na północ. Ślady jeziora Mołogo-Szeksnińskiego pozostają w postaci tarasów i linii brzegowych na wysokości około 100 m.

Bardzo liczne ślady starożytnych lodowców znajdują się w górach Syberii, Uralu i na Dalekim Wschodzie. W wyniku starożytnego zlodowacenia 135–280 tysięcy lat temu ostre szczyty górskie - „żandarmi” - pojawiły się w Ałtaju, Sajanach, regionie Bajkału i Transbaikalii na Wyżynie Stanovoi. Panował tu tzw. „sieciowy typ zlodowacenia”, tj. Gdybyś mógł spojrzeć z lotu ptaka, mógłbyś zobaczyć, jak wolne od lodu płaskowyże i szczyty górskie wznoszą się na tle lodowców.

Należy zaznaczyć, że w okresie epok lodowcowych na części terytorium Syberii znajdowały się dość duże masywy lodowe, m.in. archipelag Severnaya Zemlya, w górach Byrranga (półwysep Taimyr), a także na płaskowyżu Putorana w północnej Syberii.

Rozległy zlodowacenie górsko-dolinowe było 270-310 tysięcy lat temu Pasmo Wierchojańskie, Płaskowyż Ochocko-Kołymski i Góry Czukockie. Te obszary są brane pod uwagę centra zlodowaceń na Syberii.

Śladami tych zlodowaceń są liczne zagłębienia szczytów górskich w kształcie misek - cyrki lub kary, ogromne grzbiety morenowe i równiny jeziorne w miejscu stopionego lodu.

W górach, a także na równinach, w pobliżu zapór lodowych powstały jeziora, okresowo jeziora się wylewały, a gigantyczne masy wody przez niskie zlewiska pędziły z niewiarygodną prędkością do sąsiednich dolin, zderzając się z nimi i tworząc ogromne kaniony i wąwozy. Na przykład w Ałtaju, w depresji Chuya-Kurai, „gigantyczne zmarszczki”, „kotły wiertnicze”, wąwozy i kaniony, ogromne głazy odstające, „suche wodospady” i inne ślady strumieni wody wydobywającej się ze starożytnych jezior są nadal „jedynie” zachowane. zaledwie” 12-14 tysięcy lat temu.

„Atakując” równiny północnej Eurazji od północy, pokrywy lodowe albo przenikały daleko na południe wzdłuż zagłębień reliefowych, albo zatrzymywały się na niektórych przeszkodach, na przykład wzgórzach.

Prawdopodobnie nie jest jeszcze możliwe dokładne określenie, które z zlodowaceń było „największe”, wiadomo jednak na przykład, że lodowiec Valdai miał znacznie mniejszą powierzchnię niż lodowiec Dniepru.

Różniły się także krajobrazy na granicach lodowców pokrywowych. Tak więc w erze zlodowacenia Oka (500–400 tysięcy lat temu) na południe od nich znajdował się pas pustyń arktycznych o szerokości około 700 km - od Karpat na zachodzie po pasmo Wierchojańska na wschodzie. Jeszcze dalej, 400-450 km na południe, ciągnęła się zimny leśny step, gdzie mogły rosnąć tylko tak bezpretensjonalne drzewa jak modrzewie, brzozy i sosny. Dopiero na szerokości geograficznej północnego regionu Morza Czarnego i wschodniego Kazachstanu zaczęły się stosunkowo ciepłe stepy i półpustynie.

W epoce zlodowacenia Dniepru lodowce były znacznie większe. Wzdłuż krawędzi pokrywy lodowej rozciągała się tundra-step (sucha tundra) o bardzo surowym klimacie. Średnia roczna temperatura zbliżała się do minus 6°C (dla porównania: w obwodzie moskiewskim średnia roczna temperatura wynosi obecnie około +2,5°C).

Otwarta przestrzeń tundry, gdzie zimą było mało śniegu i panowały silne mrozy, pękała, tworząc tzw. „wielokąty wiecznej zmarzliny”, które w planie przypominają kształtem klin. Nazywa się je „klinami lodowymi”, a na Syberii często osiągają wysokość dziesięciu metrów! Ślady tych „klinów lodowych” w starożytnych osadach lodowcowych „mówią” o surowym klimacie. W piaskach zauważalne są także ślady wiecznej zmarzliny, czyli efektów kriogenicznych, które często są naruszone, niczym „rozdarte” warstwy, często o dużej zawartości minerałów żelaza.

Osady fluwioglacjalne ze śladami oddziaływania kriogenicznego

Ostatnie „Wielkie Zlodowacenie” bada się od ponad 100 lat. Wiele dziesięcioleci ciężkiej pracy wybitnych badaczy polegało na gromadzeniu danych na temat jego rozmieszczenia na równinach i w górach, mapowaniu kompleksów moren czołowych i śladów jezior zaporowych polodowcowych, blizn polodowcowych, bębnów i obszarów „pagórkowatych moren”.

To prawda, że ​​​​są też badacze, którzy na ogół zaprzeczają istnieniu starożytnych zlodowaceń i uważają teorię o lodowcu za błędną. Ich zdaniem zlodowacenia w ogóle nie było, ale było „zimne morze, po którym pływały góry lodowe”, a wszystkie osady lodowcowe to tylko osady denne tego płytkiego morza!

Inni badacze, „uznając ogólną słuszność teorii zlodowaceń”, wątpią jednak w słuszność wniosku o ogromnej skali zlodowaceń w przeszłości, a szczególnie nieufnie odnoszą się do wniosków o pokrywach lodowych nakładających się na polarne szelfy kontynentalne; wierzą, że istniały „małe czapy lodowe archipelagów arktycznych”, „naga tundra” czy „zimne morza”, a w Ameryce Północnej, gdzie od dawna odtworzono największą „pokrywę lodową Laurentiana” na półkuli północnej, były tam jedynie „grupy lodowców połączyły się u podstawy kopuł”.

W przypadku północnej Eurazji badacze ci rozpoznają jedynie skandynawską pokrywę lodową i izolowane „czapy lodowe” Uralu Polarnego, Taimyr i Płaskowyżu Putorana, a w górach umiarkowanych szerokości geograficznych i Syberii - tylko lodowce dolinowe.

Przeciwnie, niektórzy naukowcy „rekonstruują” „gigantyczne pokrywy lodowe” na Syberii, które pod względem wielkości i struktury nie są gorsze od Antarktydy.

Jak już zauważyliśmy, na półkuli południowej pokrywa lodowa Antarktydy rozciągała się na cały kontynent, łącznie z jego podwodnymi obrzeżami, w szczególności obszarami mórz Rossa i Weddella.

Maksymalna wysokość pokrywy lodowej Antarktyki wynosiła 4 km, tj. był zbliżony do współczesnego (obecnie około 3,5 km), powierzchnia lodu wzrosła do prawie 17 milionów kilometrów kwadratowych, a całkowita objętość lodu osiągnęła 35-36 milionów kilometrów sześciennych.

Były jeszcze dwie duże pokrywy lodowe w Ameryce Południowej i Nowej Zelandii.

Pokrywa lodowa Patagonii znajdowała się w Andach Patagońskich, ich podnóża i na przyległym szelfie kontynentalnym. Dziś przypomina o tym malownicza topografia fiordów na chilijskim wybrzeżu i pozostałości pokryw lodowych Andów.

„Kompleks południowoalpejski” Nowej Zelandii– była mniejszą kopią Patagonii. Miał ten sam kształt i w ten sam sposób rozciągał się na szelf, a na wybrzeżu wykształcił system podobnych fiordów.

Na półkuli północnej, w okresach maksymalnego zlodowacenia, moglibyśmy to zobaczyć ogromna pokrywa lodowa Arktyki powstałe w wyniku połączenia pokrywa północnoamerykańska i euroazjatycka w jeden system lodowcowy, Ponadto ważną rolę odegrały pływające szelfy lodowe, zwłaszcza Arktyka Środkowa, która obejmowała całą głębinową część Oceanu Arktycznego.

Największe elementy pokrywy lodowej Arktyki były Tarcza Laurentyńska w Ameryce Północnej i Tarcza Kara w Arktyce Eurazji miały kształt gigantycznych, płasko wypukłych kopuł. Centrum pierwszego z nich znajdowało się nad południowo-zachodnią częścią Zatoki Hudsona, szczyt wznosił się na wysokość ponad 3 km, a jego wschodnia krawędź sięgała aż do zewnętrznej krawędzi szelfu kontynentalnego.

Pokrywa lodowa Kara zajmowała cały obszar współczesnych mórz Barentsa i Kara, jej centrum leżało nad Morzem Karskim, a południowa strefa marginalna obejmowała całą północ Niziny Rosyjskiej, zachodnią i środkową Syberię.

Z innych elementów pokrywy Arktyki specjalna uwaga zasługuje Pokrywa lodowa wschodniosyberyjska, które się rozprzestrzeniły na szelfach Morza Łaptiewskiego, Wschodniosyberyjskiego i Czukockiego i był większy niż pokrywa lodowa Grenlandii. Zostawił ślady w postaci dużych rozmiarów zwichnięcia lodowcowe Nowe Wyspy Syberyjskie i region Tiksi, również są z tym powiązane wspaniałe formy erozji lodowcowej Wyspy Wrangla i Półwyspu Czukotki.

Tak więc ostatnia pokrywa lodowa półkuli północnej składała się z kilkunastu dużych pokryw lodowych i wielu mniejszych, a także łączących je szelfów lodowych, pływających w głębokim oceanie.

Okresy, w których lodowce zniknęły lub zmniejszyły się o 80–90%, nazywa się interglacjały. Krajobrazy uwolnione od lodu w stosunkowo ciepłym klimacie uległy przemianie: tundra wycofała się na północne wybrzeże Eurazji, a tajga i lasy liściaste, stepy leśne i stepy zajęły pozycję zbliżoną do współczesnej.

Tak więc w ciągu ostatniego miliona lat natura północnej Eurazji i Ameryki Północnej wielokrotnie zmieniała swój wygląd.

Głazy, tłuczeń i piasek, zamrożone w dolnych warstwach poruszającego się lodowca, zachowując się jak gigantyczny „pilnik”, wygładzone, wypolerowane, porysowane granity i gnejsy, a pod lodem utworzyły się osobliwe warstwy iłów i piasków zwałowych, charakteryzowały się przez dużą gęstość związaną z wpływem obciążenia lodowcowego - morena główna lub denna.

Ponieważ wielkość lodowca jest określona balansować pomiędzy ilością spadającego na niego co roku śniegu, który zamienia się w firn, a następnie w lód, a tym, co w ciepłych porach roku nie ma czasu stopić się i odparować, a następnie wraz z ociepleniem klimatu krawędzie lodowców cofają się na nowe, „granice równowagi”. Końcowe części języków lodowcowych przestają się poruszać i stopniowo topią, a głazy, piasek i glina zawarte w lodzie zostają uwolnione, tworząc szyb dopasowujący się do konturów lodowca - morena czołowa; pozostała część materiału klastycznego (głównie cząstki piasku i gliny) jest porywana przez spływ wody roztopowej i osadzana wokół w postaci piaszczyste równiny fluwioglacjalne (Zandrov).

Podobne przepływy działają również głęboko w lodowcach, wypełniając pęknięcia i jaskinie śródlodowcowe materiałem fluwioglacjalnym. Po stopieniu się jęzorów lodowcowych z tak wypełnionymi pustkami na powierzchni ziemi, na szczycie roztopionej moreny dennej pozostają chaotyczne stosy wzniesień różne kształty i kompozycja: jajowata (patrząc z góry) bębny, wydłużone jak nasypy kolejowe (wzdłuż osi lodowca i prostopadle do moren czołowych) uncja i nieregularny kształt kama.

Wszystkie te formy krajobrazu lodowcowego są bardzo wyraźnie reprezentowane w Ameryce Północnej: granicę starożytnego zlodowacenia wyznacza tutaj grzbiet moreny czołowej o wysokości do pięćdziesięciu metrów, rozciągający się przez cały kontynent od wschodniego do zachodniego wybrzeża. Na północ od tej „Wielkiej Ściany Lodowatej” osady polodowcowe reprezentowane są głównie przez morenę, a na południe od niej są reprezentowane przez „płaszcz” piasków i kamyków fluwioglacjalnych.

Tak jak dla terytorium europejskiej części Rosji zidentyfikowano cztery epoki lodowcowe, tak dla Europy Środkowej zidentyfikowano cztery epoki lodowcowe, nazwane na cześć odpowiednich rzek alpejskich - Günz, Mindel, Riess i Würm, a w Ameryce Północnej - Zlodowacenia Nebraski, Kansas, Illinois i Wisconsin.

Klimat peryglacjał Tereny (okolice lodowca) były zimne i suche, co w pełni potwierdzają dane paleontologiczne. W tych krajobrazach pojawia się bardzo specyficzna fauna w połączeniu kriofilny (lubiący zimno) i kserofilny (lubiący suchość) rośliny – tundra-step.

Obecnie podobne strefy naturalne, zbliżone do peryglacjalnych, zachowały się w postaci tzw reliktowe stepy– wyspy wśród krajobrazów tajgi i leśno-tundry, np. tzw niestety Jakucja, południowe stoki gór północno-wschodniej Syberii i Alaski, a także zimne i suche wyżyny Azji Środkowej.

Tundra-step była pod tym względem inna warstwę zielną tworzyły głównie nie mchy (jak w tundrze), ale trawy i to właśnie tutaj nabrało to kształtu wersja kriofilna roślinność zielna o bardzo dużej biomasie pasących się zwierząt kopytnych i drapieżników – tzw. „fauny mamutowej”.

Zawierał dziwną mieszaninę Różne rodzaje zwierzęta jako cecha charakterystyczna tundra – renifery, karibu, wół piżmowy, lemingi, Dla stepy - saiga, koń, wielbłąd, żubr, susły, I mamuty i nosorożce włochate, tygrys szablozębny - Smilodon i hiena olbrzymia.

Należy zauważyć, że wiele zmian klimatycznych powtórzyło się niejako „w miniaturze” w pamięci ludzkości. Są to tak zwane „małe epoki lodowcowe” i „interglacjały”.

Na przykład podczas tak zwanej „małej epoki lodowcowej” od 1450 do 1850 roku lodowce posunęły się wszędzie, a ich rozmiary przekroczyły współczesne (pokrywa śnieżna pojawiła się na przykład w górach Etiopii, gdzie obecnie jej nie ma).

Oraz w okresie poprzedzającym małą epokę lodowcową Optimum Atlantyku Natomiast lodowce (900-1300) skurczyły się, a klimat był zauważalnie łagodniejszy niż obecny. Przypomnijmy, że to właśnie w tych czasach Wikingowie nazywali Grenlandię „Zieloną Krainą”, a nawet ją zasiedlali, a także dotarli swoimi łodziami do wybrzeży Ameryki Północnej i wyspy Nowa Fundlandia. A nowogrodzcy kupcy Ushkuin podróżowali „Północnym Szlakiem Morskim” do Zatoki Ob, zakładając tam miasto Mangazeya.

A ostatnie ustąpienie lodowców, które rozpoczęło się ponad 10 tysięcy lat temu, jest dobrze pamiętane przez ludzi, stąd legendy o Wielkim Powodzi, gdy ogromne ilości wód roztopowych spłynęły na południe, częste były deszcze i powodzie.

W odległej przeszłości wzrost lodowców następował w epokach o niższych temperaturach powietrza i zwiększonej wilgotności; te same warunki panowały w ostatnich stuleciach poprzedniej ery oraz w połowie ostatniego tysiąclecia.

A około 2,5 tysiąca lat temu rozpoczęło się znaczne ochłodzenie klimatu, wyspy arktyczne pokryły się lodowcami, w krajach basenu Morza Śródziemnego i Morza Czarnego na przełomie ery klimat był zimniejszy i bardziej wilgotny niż obecnie.

W Alpach w I tysiącleciu p.n.e. mi. lodowce przesunęły się na niższe poziomy, zablokowały lodem przełęcze górskie i zniszczyły niektóre wysoko położone wioski. To właśnie w tej epoce lodowce na Kaukazie gwałtownie się nasiliły i urosły.

Jednak pod koniec pierwszego tysiąclecia ocieplenie klimatu rozpoczęło się ponownie, a lodowce górskie w Alpach, na Kaukazie, w Skandynawii i na Islandii cofnęły się.

Klimat zaczął się ponownie poważnie zmieniać dopiero w XIV wieku, na Grenlandii zaczęły gwałtownie rosnąć lodowce, letnie rozmrażanie gleby stawało się coraz krótkotrwałe, a pod koniec stulecia mocno zadomowiła się tu wieczna zmarzlina.

Od końca XV wieku w wielu krajach górzystych i regionach polarnych zaczęły rosnąć lodowce, a po stosunkowo ciepłym XVI wieku rozpoczęły się trudne stulecia, które nazwano „małą epoką lodowcową”. Na południu Europy często powtarzały się surowe i długie zimy, w 1621 i 1669 r. zamarzła cieśnina Bosfor, a w 1709 r. u wybrzeży zamarzło Morze Adriatyckie. Jednak „mała epoka lodowcowa” zakończyła się w drugiej połowie XIX wieku i rozpoczęła się stosunkowo ciepła era, która trwa do dziś.

Należy zauważyć, że ocieplenie XX wieku jest szczególnie wyraźne na polarnych szerokościach geograficznych półkuli północnej, a wahania w systemach lodowcowych charakteryzują się odsetkiem postępujących, stacjonarnych i cofających się lodowców.

Na przykład dla Alp istnieją dane obejmujące całe minione stulecie. O ile udział postępujących lodowców alpejskich w latach 40.-50. XX w. był bliski zeru, to w połowie lat 60. XX w. około 30%, a pod koniec lat 70. XX w. 65-70 % badanych lodowców postępowało tutaj.

Ich podobny stan wskazuje, że antropogeniczny (technogeniczny) wzrost zawartości dwutlenku węgla, metanu oraz innych gazów i aerozoli w atmosferze w XX wieku nie wpłynął w żaden sposób na normalny przebieg globalnych procesów atmosferycznych i lodowcowych. Jednak pod koniec ubiegłego, XX wieku lodowce zaczęły cofać się wszędzie w górach, a lody Grenlandii zaczęły topnieć, co wiąże się z ociepleniem klimatu, a które szczególnie nasiliło się w latach 90. XX wieku.

Wiadomo, że obecnie zwiększona, spowodowana przez człowieka emisja dwutlenku węgla, metanu, freonu i różnych aerozoli do atmosfery, wydaje się sprzyjać ograniczeniu promieniowania słonecznego. W związku z tym pojawiły się „głosy”, najpierw dziennikarzy, potem polityków, a następnie naukowców o rozpoczęciu „nowej epoki lodowcowej”. Ekolodzy „podnieśli alarm”, obawiając się „nadchodzącego antropogenicznego ocieplenia” w związku ze stałym wzrostem poziomu dwutlenku węgla i innych zanieczyszczeń w atmosferze.

Tak, powszechnie wiadomo, że wzrost CO 2 prowadzi do wzrostu ilości zatrzymywanego ciepła, a co za tym idzie, podnosi temperaturę powietrza na powierzchni Ziemi, tworząc notoryczny „efekt cieplarniany”.

To samo działanie mają inne gazy pochodzenia technogennego: freony, tlenki azotu i tlenki siarki, metan, amoniak. Niemniej jednak nie cały dwutlenek węgla pozostaje w atmosferze: 50–60% przemysłowych emisji CO 2 trafia do oceanu, gdzie jest szybko wchłaniany przez zwierzęta (przede wszystkim koralowce) i oczywiście jest również wchłaniany przez rośliny–Pamiętajmy o procesie fotosyntezy: rośliny pochłaniają dwutlenek węgla i wydzielają tlen! Te. im więcej dwutlenku węgla, tym lepiej, tym wyższy procent tlenu w atmosferze! Swoją drogą, miało to już miejsce w historii Ziemi, w okresie karbońskim... Dlatego nawet wielokrotny wzrost stężenia CO 2 w atmosferze nie może prowadzić do tego samego wielokrotnego wzrostu temperatury, ponieważ istnieje pewien naturalny mechanizm regulacyjny, który gwałtownie spowalnia efekt cieplarniany przy wysokich stężeniach CO2.

Zatem wszystkie liczne „hipotezy naukowe” na temat „efektu cieplarnianego”, „podnoszącego się poziomu mórz”, „zmian Prądu Zatokowego” i naturalnie „nadchodzącej Apokalipsy” są w większości narzucane nam „od góry” przez niekompetentnych polityków naukowcy, niepiśmienni dziennikarze lub po prostu oszuści naukowi. Im bardziej zastraszasz ludność, tym łatwiej jest sprzedawać towary i zarządzać...

Ale tak naprawdę ma miejsce zwykły naturalny proces - jeden etap, jedna epoka klimatyczna ustępuje drugiej i nie ma w tym nic dziwnego... Ale to, że zdarzają się klęski żywiołowe, a podobno jest ich więcej - tornada, powodzie itp. - to kolejne 100-200 lat temu rozległe obszary Ziemi były po prostu niezamieszkane! A teraz jest ponad 7 miliardów ludzi i często żyją tam, gdzie możliwe są powodzie i tornada - wzdłuż brzegów rzek i oceanów, na pustyniach Ameryki! Co więcej, pamiętajmy, że klęski żywiołowe istniały od zawsze, a nawet niszczyły całe cywilizacje!

A co do opinii naukowców, do których chętnie odwołują się zarówno politycy, jak i dziennikarze… Już w 1983 roku amerykańscy socjolodzy Randall Collins i Sal Restivo w swoim słynnym artykule „Piraci i politycy w matematyce” pisali otwarcie: „... Nie ma niezmiennego zestawu norm, które kierują zachowaniem naukowców. Niezmienna pozostaje aktywność naukowców (i pokrewnych im intelektualistów innego typu), mająca na celu zdobywanie bogactwa i sławy, a także zdobywanie umiejętności kontrolowania przepływu idei i narzucania innym własnych idei... Ideały nauki nie determinują z góry zachowań naukowych, lecz wynikają z walki o indywidualny sukces w różnych warunkach rywalizacji…”

I jeszcze trochę o nauce... Różne duże firmy często udzielają grantów na tzw. „badania naukowe” w niektórych obszarach, pojawia się jednak pytanie – jak kompetentna jest osoba prowadząca badania w tym obszarze? Dlaczego został wybrany spośród setek naukowców?

A jeśli jakiś naukowiec, „pewna organizacja” zleci na przykład „pewne badania nad bezpieczeństwem energetyki jądrowej”, to jest rzeczą oczywistą, że ten naukowiec będzie zmuszony „wysłuchać” klienta, ponieważ ma „dobrze określone interesy” i zrozumiałe jest, że najprawdopodobniej „dostosuje” „swoje wnioski” do klienta, skoro główne pytanie jest już nie jest kwestią badań naukowych–i co chce otrzymać klient, jaki jest rezultat?. A jeśli wynik klienta nie będzie pasować, to ten naukowiec nie zaproszę Cię już, a nie w żadnym „poważnym projekcie”, tj. „pieniężny”, nie będzie już w nim uczestniczył, bo zaproszą innego naukowca, bardziej „ustępliwego”... Wiele oczywiście zależy od jego pozycji obywatelskiej, profesjonalizmu i reputacji naukowca... Ale nie zapominajmy, jak tyle „dostają” w Rosji naukowcy… Tak, na świecie, w Europie i USA naukowiec żyje głównie z grantów… A każdy naukowiec też „chce jeść”.

Ponadto dane i opinie jednego naukowca, choć głównego specjalisty w swojej dziedzinie, nie są faktem! Jeśli jednak badania zostaną potwierdzone przez jakieś grupy naukowe, instytuty, laboratoria itp. o tylko wtedy badania będą warte poważnej uwagi.

Chyba że te „grupy”, „instytuty” lub „laboratoria” zostały sfinansowane przez klienta tych badań lub projektu…

AA Kazdym,
Kandydat nauk geologicznych i mineralogicznych, członek MOIP

PODOBAŁ CI SIĘ MATERIAŁ? ZAPISZ SIĘ DO NASZEGO NEWSLETTERA:

Wyślemy Ci e-mailem podsumowanie większości z nich ciekawe materiały nasza strona.

Pytanie, gdzie w obrębie grzbietu Uralu wyznaczyć granicę maksymalnego zlodowacenia i jaka była rola Uralu jako niezależnego ośrodka zlodowacenia w czasach czwartorzędu, pozostaje otwarte do dziś, pomimo oczywistego znaczenia, jakie ma on dla rozwiązania problemu synchronizacji zlodowaceń północy Wschodnia część Niziny Rosyjskiej i Niziny Zachodniosyberyjskiej.

Zazwyczaj badawcze mapy geologiczne europejskiej i azjatyckiej części Unii pokazują granicę maksymalnego zlodowacenia lub granicę maksymalnego rozmieszczenia głazów narzutowych.

W zachodniej części ZSRR, w rejonie języków lodowcowych Dniepru i Donu, granica ta została już dawno ustalona i nie uległa znaczącym zmianom.

Kwestia maksymalnej granicy rozprzestrzeniania się zlodowacenia na wschód od rzeki Kamy zajmuje zupełnie inne stanowisko, tj. na Uralu i przyległych częściach Niziny Europejskiej i Niziny Zachodniosyberyjskiej.

Wystarczy spojrzeć na załączoną mapę (ryc. 1), która przedstawia granice według różnych autorów, aby przekonać się, że nie ma w tej kwestii spójności.

Przykładowo maksymalny limit rozmieszczenia głazów narzutowych na mapie osadów czwartorzędowych europejskiej części ZSRR i krajów sąsiednich (w skali 1:2 500 000, 1932, pod red. S.A. Jakowlewa) przedstawiono na Uralu na południe od Kamień Konzhakowski, te. na południe od 60° N oraz na mapie geologicznej europejskiej części ZSRR (w skali 1: 2 500 000, 1933, pod red. A.M. Żyrmuńskiego) pokazano granicę maksymalnego rozmieszczenia lodowców, a na Uralu biegnie na północ od góry Chistop, tj. na 61°40"N

Tak więc na dwóch mapach opublikowanych przez tę samą instytucję niemal jednocześnie, na Uralu różnica w narysowaniu tej samej granicy, tylko inaczej nazwanej, sięga dwóch stopni.

Inny przykład niekonsekwencji w kwestii granicy maksymalnego zlodowacenia na Uralu widać w dwóch pracach G.F. Mirchinki, które ukazały się jednocześnie – w 1937 r.

W pierwszym przypadku – na mapie osadów czwartorzędowych zamieszczonej w Wielkim Sowieckim Atlasie Świata G.F. Mirchink pokazuje granicę rozmieszczenia głazów okresu ryzykownego i rysuje ją na północ od góry Chistop, tj. na 61°35"N

W innej pracy pt. „Okres czwartorzędu i jego fauna” autorzy [Gromow i Mircink, 1937 ] wytyczyć granicę maksymalnego zlodowacenia, które w tekście określa się jako Ryzykowne, jedynie nieco na północ od szerokości geograficznej Swierdłowska.

Zatem granica rozmieszczenia zlodowacenia Ris jest pokazana tutaj, na Uralu, 4 ½ stopnia na południe od granicy rozmieszczenia głazów Ris!

Z przeglądu materiału faktycznego leżącego u podstaw tych konstrukcji łatwo zauważyć, że ze względu na brak danych dla samego Uralu istniała szeroka interpolacja pomiędzy skrajnymi punkty południowe występowanie osadów polodowcowych w przyległych częściach nizin. I dlatego granica zlodowacenia w górach została wytyczona w dużej mierze arbitralnie, w zakresie od 57° szerokości geograficznej północnej. do 62° N

Oczywiste jest również, że istniało kilka sposobów wytyczenia tej granicy. Pierwsza metoda polegała na wyznaczeniu granicy w kierunku równoleżnikowym, bez uwzględnienia Uralu jako dużej jednostki orograficznej. Choć jest całkowicie jasne, że czynniki orograficzne zawsze miały i mają ogromne znaczenie dla rozmieszczenia lodowców i pól firnowych.

Inni autorzy woleli wyznaczyć granicę maksymalnego zlodowacenia starożytnego w obrębie grzbietu, opierając się na tych punktach, w których istnieją niepodważalne ślady zlodowacenia starożytnego. W tym przypadku granica, wbrew powszechnie znanym zasadom pionowej strefy klimatycznej (a obecnie wyraźnie wyrażonej w obrębie Uralu), znacznie odchyliła się w kierunku północnym (aż do 62° N).

Taka granica, choć wytyczona zgodnie z danymi faktycznymi, mimowolnie zrodziła wyobrażenia o istnieniu szczególnych warunków fizycznych i geograficznych, jakie istniały wzdłuż krawędzi lodowca w czasie maksymalnego zlodowacenia. Co więcej, warunki te w sposób oczywisty wpłynęły na tak osobliwe rozmieszczenie pokrywy lodowej na Uralu i na przyległych nizinach.

Tymczasem o sprawie tutaj zadecydował wyłącznie brak faktów, a granica odchyliła się na północ, nie biorąc pod uwagę orografii grzbietu.

Jeszcze inni badacze wyznaczali granicę także w punktach, w których istnieją niepodważalne ślady zlodowacenia. Popełnili jednak istotny błąd, wyznaczając granicę na podstawie szeregu faktów dotyczących wyłącznie świeżych i bardzo młodych form polodowcowych (samochody, kotły), które powstały na Północnym Uralu w okresie poWürmskim. (Dowodem na to drugie jest szereg obserwacji niedawnych alpejskich form zlodowacenia na subpolarnym Uralu, Taimyrze itp.)

Nie jest zatem jasne, w jaki sposób można pogodzić starożytną granicę maksymalnego zlodowacenia z świeżymi formami bardzo młodego zlodowacenia.

Ostatecznie dopiero na samym początku zaproponowano inne rozwiązanie problemu Ostatnio. Polega ona na wytyczeniu granicy zlodowacenia w obrębie gór, na południe od odpowiedniej granicy w przyległych częściach nizin, biorąc pod uwagę znaczną wysokość grzbietu Uralu, na którym w momencie nadejścia klimatu klimatycznego minimum, w pierwszej kolejności w naturalny sposób powinny rozwinąć się lokalne ośrodki zlodowacenia. Granica ta została jednak wyznaczona czysto hipotetycznie, ponieważ nie było rzeczywistych danych na temat śladów zlodowacenia w grzbiecie na południe od szerokości geograficznej kamienia Konzhakowskiego (patrz poniżej).

Stąd zainteresowanie badaniami osadów czwartorzędowych i geomorfologii odcinka Uralu leżącego bezpośrednio na południe od miejsc, w których odkryto bezwarunkowe oznaki zlodowacenia (na południe od 61°40" N). Jednocześnie istnieją już stare prace, w których szczegółowo opisano rzeźbę Uralu w dorzeczach Łozwy, Soswy i Wiszery [Fiodorow, 1887; 1889; 1890; Fiodorow i Nikitin, 1901; Duparc i Pearce, 1905 a; 1905b; Duparc i in., 1909], pokazały, że mamy tu do czynienia ze swoistą rzeźbą terenu, charakteryzującą się niemal całkowitym brakiem form polodowcowych i bardzo szerokim rozwojem tarasów górskich, nad czym pracowali jedynie nieliczni badacze [Aleszkow, 1935; Aleszków, 1935] uważają, że można dostrzec ślady dawnej działalności lodowcowej.

Zatem kwestia wytyczenia granicy zlodowacenia w obrębie gór jest tu ściśle związana z rozwiązaniem problemu tarasów górskich.

W swoich wnioskach autorzy opierają się na materiale faktograficznym uzyskanym w wyniku prac w basenach pp. Vishera, Lozva i Sosva (w 1939 r.) oraz w ciągu kilku poprzednich lat na subpolarnym Uralu, w regionie Kama-Peczora i na Nizinie Zachodniosyberyjskiej (S.G. Boch, 1929-1938; I.I. Krasnov, 1934-1938).

W szczególności w 1939 roku autorzy odwiedzili następujące punkty w obrębie grzbietu Uralu i przyległych części nizin pomiędzy 61°40"N a 58°30"N. bezpośrednio na południe od granicy rozmieszczenia głazów polodowcowych wskazanej przez E.S. Fiodorow [1890 ]: szczyty i masywy Chistop (1925 m n.p.m.); Oika-Chakur; miasteczko Kamień Modlitwy (Yalping-ner, 1296 m n.p.m.); miasto Isherim (1331 m); Kamień Mrówki (szczyt Khus-Oika, 1240 m); Martai (1131 m); Kamień olchowy; Tulymsky Kamen (północny kraniec); Poo-Thump; Piąte Uderzenie; Khoza-Tump; Kamień Paskowy (szczyty 1341 m i 1252 m); Kwarkusz; Kamień Deneżkina (1496 m); Żurawlew Kamen (788 m); Kamień Kazański (1036 m); Kumby (929 m); Kamień Konzhakowski (1670 m); Kosvinsky Kamen (1495 m); Suhogorski Kamen (1167 m); Kaczkanar (886 m); Bassegiego (987 m). Mijano także doliny: r. Wiszera (od miasta Krasnowiszersk do ujścia rzeki Bolszaja Mojwa) i jej lewe dopływy - Bolszaja Mojwa, Wełsa i Ulsa z dopływem Kutim; R. Lozva (od wsi Ivdel do ujścia rzeki Uszmy), górny bieg pp. Vizhaya, Toshemki, Vapsos, r. Kołokolna, Wagrana (od wsi Pietropawłowsk do górnego biegu i rzeki Kosy).

Jednocześnie częściowo powtórzono niektóre trasy L. Duparca i E.S. Fiodorowa w celu weryfikacji i powiązania obserwacji.

* * *

Zanim przejdziemy do opisu materiału i wniosków, warto zatrzymać się na przeglądzie literatury, która zawiera dane faktyczne dotyczące problematyki zlodowacenia Uralu.

Jak wiadomo, dowodem zlodowacenia w regionie górskim mogą być, oprócz osadów polodowcowych (moren), które nie wszędzie są zachowane, również formy terenu polodowcowego. Po pierwsze – trogi i kary. Znaczące mogą być również obserwacje polerowania lodowcowego i blizn. Jednak dzięki energii procesów wietrzenia mrozowego na północnym Uralu nie zachowały się one prawie nigdzie.

Rozpoczynając nasz przegląd od skrajnie północnych części grzbietu, położonych powyżej 65°30" N, jesteśmy przekonani, że osady lodowcowe i formy terenu są tu wyrażone niezwykle wyraźnie (patrz opisy: E. Hoffman [Hofmanna, 1856]; O.O. Powrót [ 1911 ]; B.N. Gorodkowa [1926a; 1926b; 1929]; sztuczna inteligencja Aleszkowa [ 1935 ]; G.L. padlinożercy [ 1936 ]; sztuczna inteligencja Zavaritsky [1932 ]).

Na obszarze tzw. subpolarnego Uralu, pomiędzy 65°30" a 64°0" N, nie mniej przekonujące ślady zlodowacenia zaobserwował B.N. Gorodkow [1929 ], AI Aleszkow [1931; 1935; 1937 ], T.A. Dobrolyubova i E.S. Soszkina [1935 ], VS. Goworukhin [1934 ], S.G. Bochem [ 1935 ] i N.A. Sirin [ 1939 ].

Na całym omawianym obszarze moreny występują przeważnie w formach rzeźby ujemnej, wyścielając dna rynien i tworząc krajobrazy pagórkowato-morenowe oraz łańcuchy moren czołowych w nieckach i ujściach rynien. Na zboczach pasm górskich i na płaskich powierzchniach górskich spotyka się zwykle jedynie pojedyncze głazy narzutowe.

Na południe od 64°N. i do 60° N, tj. w tej części Uralu, zwanej obecnie Uralem Północnym, ślady zlodowacenia zanikają w miarę przemieszczania się z północy na południe.

Wreszcie na południe od szerokości geograficznej Konzhakovsky Kamień nie ma informacji o osadach lodowcowych i formach terenu polodowcowego.

Przejście z obszaru rozległego rozwoju osadów polodowcowych do obszaru, w którym ich nie ma, najwyraźniej nie jest tak stopniowe i niewątpliwie wiąże się z przejściem granicy reglacjalności na tym obszarze (Würm – w terminologii większości badacze). Zatem V.A. Varsonofyeva wyróżnia trzy regiony na Uralu: jeden ze świeżymi śladami zlodowacenia, położony na północ od 62°40”, drugi ze śladami starożytnego zlodowacenia (Rissky), dobrze widoczny aż do 61°40” N i trzeci, leżący na południe od 61°40”, gdzie „jedynymi pomnikami” zlodowacenia są nieliczne głazy najsilniejszych i najbardziej stabilnych skał, które przetrwały zniszczenie. Te ostatnie stanowią (według V.L. Varsonofyevej) problematyczne ślady zlodowacenia Mindel [1933; 1939 ].

Już E.S. Fiodorow [1889 ] zauważył, że „w południowych częściach północy złoża głazów są bardzo nietypowe. Uralu, gdzie charakter tych osadów jest taki sam jak współczesne osady rzeczne rzek takich jak Nyays. Poza tym w regionie górskim ciąg ten jest tak zerodowany, że trudno znaleźć niewielkie zachowane obszary jego dawnego rozmieszczenia” (s. 215). Takie zachowane obszary zaznaczono wzdłuż rzeki. Elma, a także wzdłuż wschodniego podnóża Wysokiej Parmy. Prace E.S. Fiodorow [1890; Fiodorow i Nikitin, 1901 ], V.A. Warsonofeva [1932; 1933; 1939 ] w dorzeczach Nyaysa, Unya i Ilych wykazały, że w rejonie górzystym morena występuje sporadycznie, a w zlewniach o płaskich wierzchołkach spotykano jedynie pojedyncze głazy narzutowe. Formy płaskorzeźby polodowcowej są tu również mocno zatarte, z wyjątkiem młodych karów, co tłumaczy się przede wszystkim energicznym przekształceniem rzeźby w wyniku denudacji podpowierzchniowej w czasach polodowcowych. Bezpośrednio na teren, na którym autorzy prowadzili obserwacje w 1939 r., E.S. Fiodorow [1890 ] wskazuje (s. 16), że „wiele konkretnych faktów wskazuje na obecność w dawnych czasach mniejszych lodowców schodzących z gór środkowego grzbietu Uralu, które nie osiągnęły jednak znaczącego rozwoju”, zaś geneza s. Gromadnik i Toszemki oraz obszar położony na północ od nich. U źródła rzeki Ivdel takie ślady, zdaniem E.S. Fiodorow, nie.

Ślady te składają się z „niewarstwowych i cienkich osadów piaszczysto-gliniastych, obfitujących w głazy, a miejscami jedynie duże skupiska głazów” [Fiodorow, 1890] W związku z tymi osadami na grzbiecie Uralu obserwuje się obecność małych jezior lub po prostu basenów, a także osobliwe skaliste obrzeża początków niektórych dolin (szczególnie reliefowa jest dolina rzeki M. Nyulas). „Te granice można interpretować jako pozostałości po cyrkach, polach firnowych i lodowcach, które się tu znajdowały”.

Jeszcze bardziej szczegółowe są wskazówki L. Duparca, który w swoich pracach [Duparc i Pearce, 1905 a; 1905b; Duparc i in., 1909] opisuje szereg form polodowcowych na obszarze pasma górskiego Konzhakovsky Kamen, położonego 15 km na północ od kopalni platyny Kytlym, tj. na 59°30 szerokości geograficznej”. Opisując wschodnie zbocza Tylay (południowo-zachodni szczyt położony 5 km od szczytu Kamienia Konzhakowskiego), Duparc opisuje źródła rzek pochodzących z Tylay. Jego zdaniem mogą one reprezentować mniejsze karasy .

Na zachodnim zboczu Tylaya, u źródła rzeki. Garevoy, L. Duparc opisuje cyrk erozji. Oczywiście tym samym nacięciem erozyjnym, a nie rzeźbą, jest głęboki wąwóz na szczycie rzeki. Stanowisko. Wspomina wąwozy w kształcie podkowy o bardzo stromych zboczach, bardzo przypominających doły.

Na szczycie Sieriebryańskiego Kamienia, położonego 10 km na wschód od szczytu Konżakowskiego Kamienia, w górnym biegu rzeki opisano duży skalisty kot. W. Katyszerska. Doliny B. Konzakovskaya i rzeka mają ten sam górny bieg w kształcie cyrku. Południe. Autor szczegółowo opisuje formę tych cyrków.

Charakterystyczne jest, że wszystkie rzeki na wschodnim zboczu zlewni - B. Katysherskaya, B. i M. Konzhakovskaya, Poludnevka i Job - mają podobne doliny. Rzeki wcinają się w starożytne aluwium, które zaczyna się u samego podnóża skalistych zboczy i osiąga miąższość do 12-20 m. Można przypuszczać, że nie jest to starożytne aluwium, ale osady lodowcowe.

Na licznych odcinkach na terenie wsi. Pavdy, L. Duparc nie znalazł niczego podobnego do osadów lodowcowych, ale cechy płaskorzeźby u źródeł rzek doprowadziły go do wniosku, że najbardziej wzniesione grzbiety, takie jak Tylay, Konzhakovsky Kamen i Serebryansky Kamen, niosą małe, izolowane lodowce podczas epoki lodowcowej, której działalność wyjaśnia osobliwą rzeźbę źródeł Konzhakovki i Poludnevki.

Drobne ślady działalności lodowców odkryli także autorzy w wielu nowych miejscach latem 1939 r. Na przykład na północno-wschodnim zboczu Kamienia Modlitewnego (Yalping-Ner), bezpośrednio pod głównym szczytem góry, przy ul. na wysokości ok. 1000 m n.p.m. znajduje się silnie nachylone obniżenie w kształcie cyrku z lekko wklęsłym dnem i zniszczonymi ścianami, otwarte w kierunku doliny rzeki. Wiżaja. Podobne formy można znaleźć pomiędzy północnymi i południowymi szczytami góry Oika-Chakur, położonej 10 km na północ od Kamienia Modlitwy. Tutaj na wysokości 800 m napotkano nowoczesne pole śnieżne.

Na zachodnim zboczu Kamienia Passkiego, u źródła Kutimskiej Lampy, na wysokości około 900 m znajduje się zagłębienie w kształcie cyrku z płaskim dnem, które można uznać za starożytne zbiorniki dużego pola śnieżnego, na którym teraz stopiony. U podnóża tego zagłębienia gromadzi się materiał głazowo-żwirowy, który tworzy szerokie ścieżki schodzące do doliny rzeki. Lampy.

Na Kamieniu Deneżkina znajdują się także drobne ślady działalności pól śnieżnych, które pojawiły się tu niedawno w postaci poszerzonych nisz z płaskim dnem, znajdujących się u źródła rzeki. Shegultan i lewe dopływy rzeki. Sosva, powyżej strefy leśnej, na wysokości około 800-900 m. Obecnie dna tych nisz, zbudowane z grubych warstw pokruszonego osadu kamiennego, są poprzecinane głębokimi dziurami erozyjnymi.

Na Kamieniu Konzakowskiego zbadano niektóre szczyty rzeczne w kształcie cyrku opisane przez L. Duparca, a autorzy są skłonni uważać te formy za analogi wgłębień w kształcie cyrku na kamieniach Deneżkina i Poyasowa. Jednak najprawdopodobniej te zagłębienia, które nie są typowymi cyrkami, stanowią również zbiorniki na starożytne pola śnieżne, które obecnie się roztopiły.

Pomimo dokładnych poszukiwań autorom nie udało się go znaleźć w górach północnego Uralu na południe od 62° N. niewątpliwe osady polodowcowe. To prawda, że ​​\u200b\u200bw kilku miejscach napotkano glinę zwałową, podobną w wygląd z normalną moreną denną. Tak na przykład w dolinie rzeki. Velsa, na północ od góry: Martai, skała przypominająca morenę, odkryta w wyrobiskach kopalni Zauralye. W iłach tych odnaleziono głazy i otoczaki jedynie lokalnego pochodzenia, które sądząc po warunkach występowania, można było sądzić, że stanowiły one dolny koniec szlaku deluwialnego. Brak w dolinie rzeki Brak utworów morenowych oraz powszechny rozwój pociągów deluwialnych schodzących ze zboczy gór zmusza do przypisywania znalezionej gliny deluwiowi.

Podobne gruboziarniste gliny koluwialne z kamykami i czasami głazami znaleziono także na terenie kopalni Sosva na zboczach Denezhkin Kamen. Zatem obserwacja E.S. Potwierdziły się stwierdzenia Fiodorowa o braku „typowych osadów lodowcowych” na południe od 61°40” na Uralu. W żadnym wypadku nie udało nam się wykryć moren ani nawet głazów narzutowych, tak charakterystycznych dla rejonu subpolarnego Uralu.

Jako ilustrację tego, czym są te warstwy głazów, przedstawiamy fragment wychodni położonej u górnego biegu Gromadnika Bolszajskiego na wschód od południowego krańca Olchowego Kamienia. Najwyraźniej wychodnia odnotowana przez E.S. Fiodorow [1890 ] pod nr 486.

Tutaj rzeka przepływa pomiędzy dwoma wydłużonymi w kierunku południkowym pasmami górskimi – Olchą Kamienną i Pu-Tumpem. Równina zalewowa rzeki wcina się w starsze osady, które wypełniają dno doliny. Wysokość krawędzi wychodni znajduje się 5 m powyżej najniższego poziomu rzeki. W kierunku Olchowej Kamienia teren jest podmokły i stopniowo się wznosi. W wychodni obserwuje się liczne duże (do 1 m średnicy) bloki kwarcytu, zalegające wśród drobnego kruszywa z ciemnoszarych łupków z rzadkimi otoczakami gabrodiorytu. Materiał gruboziarnisty jest niezaokrąglony i spojony żółtobrązową gliną piaszczysto-gliniastą. Miejscami wyraźnie widoczne jest nawarstwienie, choć różni się ono od uwarstwienia typowego aluwium. Skała ta różni się od moreny powstałej np. w dolinach subpolarnego Uralu: 1) obecnością nawarstwień oraz 2) brakiem obróbki lodowcowej (polerowanie, blizny) na dużych blokach kwarcytu (na których jest zwykle dobrze zachowane). Ponadto należy zauważyć, że skład gruzu tutaj jest wyłącznie lokalny. To prawda, że ​​\u200b\u200bze względu na jednolitość ras cecha ta nie będzie w tym przypadku decydująca.

Aby zrozumieć intensywność procesów koluwialnych, ciekawe wyniki uzyskano z obserwacji w źródłach pp. M. Gromadnik, Modlitwa, Lampa Vizhay i Ulsinskaya. We wszystkich tych przypadkach mamy do czynienia z bardzo szerokimi dolinami w kształcie wanny, przechodzącymi w łagodne przełęcze działowe (M. Moyva, Ulsinskaya Lampa, Vizhay) lub zamknięte mniej lub bardziej wysokimi masywami (Molebnaya). Trzeba przyznać, że w górnym biegu takich dolin wpływ współczesnej erozji jest bardzo niewielki. Nie ulega wątpliwości, że doliny takie bardzo przypominają niektóre doliny obszaru lodowcowego subpolarnego Uralu, a mianowicie te, które są pogrzebane wśród niskich pasm górskich, gdzie nie było warunków niezbędnych do powstania kotłów (np. Rzeka Pon-yu - prawy dopływ Kozimy, Bezimienne rzeki mające swój początek u zachodniego podnóża góry Kosh-ver, źródła Hartes itp.). Dna dolin wyłożone są dużymi fragmentami skał, które wyłaniają się na zboczach dolin i wzdłuż ich dna. Fragmenty są zakrzywione ostro i leżą wśród drobnego rumowiska i osadów piaszczysto-gliniastych, wśród których czasami obserwuje się gleby strukturalne. W osadach tych nie widać śladów ich przenoszenia przez płynącą wodę, a jedynie w samym korycie rzeki występuje warstwowy aluwium z dużą liczbą już zauważalnie zaokrąglonych głazów.

Śledząc dolinę w kierunku poprzecznym, uderzające jest stopniowe przejście tych osadów w koluwium zboczy. U źródeł M. Groblina i Ulsińskiej Lampy szczególnie widoczne są długie ciągi nieudarnionych placów, rozciągające się w kierunku od podnóża stromych zboczy doliny do jej najniższej osiowej części. Wskazuje to na powszechny rozwój procesów deluwialnych w dolinach.

Interesujące dane ilustrujące rolę procesów deluwialnych uzyskano w wyniku identyfikacji petrograficznej głazów u źródła rzeki. Służba modlitewna. Tutaj wschodnia strona doliny zbudowana jest ze zlepieńców kwarcowo-kwarcytowych, a zachodnia z kwarcytów i łupków kwarcytowych.

Z analizy wynika, że ​​rozmieszczenie rumowiska po stronie zachodniej i wschodniej jest ściśle wyznaczone przez koryto rzeki. Sala modlitewna i tylko tutaj miesza się w wyniku ponownego osadzania się przez płynącą wodę.

Ponieważ ślady piargów wydłużają się w kierunku zbocza podłoża doliny, tj. są one przeważnie zlokalizowane prostopadle do normalnej stoku (oraz do osi dolin), a w samych dolinach nie spotykamy śladów akumulacji lodowcowej w postaci krajobrazów pagórkowato-morenowych, moren czołowych czy ozów, wówczas należy założyć, że jeśli mamy tu do czynienia z osadami polodowcowymi, to te ostatnie zostały tak zmodyfikowane w wyniku późniejszej denudacji i przemieszczone z pierwotnych miejsc w wyniku procesów koluwialnych, że obecnie prawie nie da się ich oddzielić od koluwiów.

Warto także podkreślić, że powyżej poziomu współczesnej równiny zalewowej i pierwszej terasy nad równiną zalewową nie odnajdujemy żadnych zaokrąglonych otoczaków i „rzek rzecznych”. Zwykle wyżej na zboczu spotykane są jedynie osady koluwialne, reprezentowane przez niezaokrąglone (ale czasami obrzeżone) fragmenty lokalnych skał zalegających w żółtawo-gliniasto-piaszczystych glinach lub czerwonawych glinach (południowa część regionu). W dalszej części termin „deluvium” jest szeroko rozumiany jako oznaczający wszelkie luźne produkty wietrzenia, przemieszczane w dół pod wpływem grawitacji, bez bezpośredniego wpływu Płynąca woda, lodowy wiatr.

Przyjęte przez wielu autorów założenia o erozji osadów morenowych przez wody rzeczne na całej szerokości dolin Wiszery i Uralu Łozwińskiego budzą wątpliwości. Musimy jednak dojść do wniosku, że nawet w dolinach procesy deluwialne były bardzo powszechne.

Z powyższego jasno wynika, że ​​na północnym Uralu, na południe od 62° N, ślady działalności lodowcowej występują jedynie w kilku miejscach, w postaci rozproszonych, słabo wyrazistych, szczątkowych form – głównie słabo rozwiniętych kotłów i składowisk płatów śniegu .

W miarę przesuwania się na południe śladów tych jest coraz mniej. Ostatnim południowym punktem, w którym nadal występują drobne oznaki form lodowcowych, jest masyw Konzhakovsky Kamen.

Wszystkie świeże formy lodowcowe, szeroko rozpowszechnione na subpolarnym Uralu, występują, jak wskazano powyżej, tylko na niektórych najwyższych szczytach północnego Uralu. Dlatego autorzy uważają, że podczas ostatniej epoki lodowcowej (Würm) na Uralu Vishera istniały jedynie niewielkie lodowce, które nie sięgały poza zbocza najwyższych szczytów górskich.

Zatem ograniczone rozmieszczenie form lodowcowych w górach i brak młodych osadów lodowcowych w dolinach wskazują, że Północny Ural w przestrzeni pomiędzy 62° a 59°30" N podczas ostatniej epoki zlodowacenia nie podlegał ciągłemu zlodowaceniu. i dlatego nie mógł być znaczącym ośrodkiem zlodowacenia.

Dlatego formacje koluwialne są niezwykle rozpowszechnione na północnym Uralu.

Przejdźmy teraz do rozważenia śladów zlodowacenia w peryferyjnych częściach północnego Uralu, otaczających regiony wysokogórskie.

Jak wiadomo, na zachodnim zboczu Uralu, w rejonie Solikamska, po raz pierwszy osady polodowcowe założył P. Krotow [1883; 1885 ].

P. Krotow natrafił na pojedyncze głazy lodowcowe na wschód od rzeki. Kama, w basenach s. Głuche lwy Vl, Yazva, Yaiva i jej dopływy - Ivaki, Chanva i Ulvich.

Ponadto Krotow opisuje „polerowanie skał lodowcowych” na rzece. Yayve znajduje się 1,5 wiorsty nad ujściem rzeki. Kadia.

Wszystkie te punkty są nadal najbardziej wysuniętymi na wschód punktami, w których znaleziono ślady działalności lodowcowej. Autor ten zwraca uwagę, że „...Przecież Czerdyńsk i zapewne cały rejon Solikamska trzeba włączyć w obszar rozmieszczenia śladów zjawisk lodowcowych”. Nie zaprzeczając, że ślady działalności lodowcowej w strefie podgórskiej odnajduje się jedynie sporadycznie, Krotow polemizując z Nikitinem pisze: „Samą wyjątkowość takich faktów tłumaczy się warunkami, w jakich Ural był i jest w stosunku do niszczycieli ze skał.”

P. Krotow jako jeden z pierwszych zwrócił uwagę na znaczenie Uralu Wiszerskiego jako niezależnego ośrodka zlodowacenia i wbrew opinii S.N. dopuścił możliwość ruchu lodu. Nikitin, od Uralu na zachód i południowy zachód. Ponadto Krotow słusznie zauważył dużą rolę procesów wietrzenia mrozowego w tworzeniu rzeźby Uralu i niszczeniu śladów starożytnego zlodowacenia.

Na wielu najnowszych mapach geologicznych granicę rozmieszczenia osadów polodowcowych wyznaczają dane P. Krotowa opublikowane w 1885 r.

Wnioski P. Krotowa o istnieniu niezależnego ośrodka zlodowacenia Uralu ostro kwestionował S.N. Nikitin [1885 ], który miał bardzo stronnicze podejście do rozwiązania tej kwestii. I tak na przykład S.N. Nikitin napisał [1885 , s. 35]: „...Nasza współczesna wiedza o zachodnim zboczu Uralu... dostarczyła wiarygodnego wsparcia dla zdecydowanego twierdzenia, że ​​przynajmniej na Uralu przed działem wodnym Peczory nie było lodowców podczas epoki lodowcowej Wiek."

Poglądy Nikitina na długo wpływały na badaczy Uralu. Wielu kolejnych autorów, pod dużym wpływem poglądów Nikitina, wyznaczyło granicę rozmieszczenia głazów narzutowych na Uralu na północ od 62°.

Widoki S.N. Nikitina w pewnym stopniu potwierdzają wyniki prac M.M. Tolstichina [1936 ], który w 1935 r. specjalnie badał geomorfologię regionu Kizelovsky. MM. Tołstichina nie natrafiła na obszarze swoich badań żadnych śladów działalności lodowcowej, mimo że znajduje się on zaledwie 20-30 km na południe od miejsc, w których P. Krotow opisuje pojedyncze znaleziska głazów lodowcowych. MM. Tołstichina uważa, że ​​główną powierzchnię badanego obszaru stanowi przedczwartorzędowy penelan.

Zatem dorzecza Koswy i górnych rzek Wilwy, zdaniem M.M. Tolstikhina, znajdują się już w strefie pozalodowcowej.

Jednak dane P. Krotova potwierdzają najnowsze badania.

Wyniki prac ekspedycji Kama-Pechora z 1938 r. wykazały, że morena starożytnego zlodowacenia była rozłożona na dużych obszarach prawego brzegu rzeki. Kama, na południe od Solikamska. Na lewym brzegu rzeki. Kama, pomiędzy miastem Solikamsk a doliną rzeki. Morena dzika Vilva występuje sporadycznie, głównie w postaci nagromadzeń głazów pozostałych po erozji moreny. Jeszcze dalej na wschód, tj. w pasie pagórkowatym i grzbietowym nie zachowały się żadne ślady osadów lodowcowych. Uszczypnięcie osadów lodowcowych z zachodu na wschód w miarę zbliżania się do Uralu odnotowuje V.M. Jankowski przez około 150 km, tj. w pasie od górnego biegu rzeki. Kołwy do Solikamska. Grubość moreny wzrasta wraz z odległością od Uralu na zachód i północny zachód. Tymczasem morena ta zawiera znaczną ilość głazów ze skał niewątpliwie pochodzenia uralskiego. Oczywiście, wysunięcie moreny na wschód jest zjawiskiem późniejszego rzędu, wynikającym z działania przez długi czas intensywnych procesów denudacyjnych, które niewątpliwie nasilały się w górach.

Na wschodnim zboczu Uralu nie ustalono jeszcze ostatecznie południowej granicy rozmieszczenia osadów lodowcowych.

W 1887 roku E.S. Fiodorow w notatce o odkryciu złóż kredy i głazów na Uralu w północnej Syberii opisał „ślady małych lodowców schodzących z grzbietu Uralu”. Autor opisał jeziora tarnowskie w górnym biegu rzeki. Lozva (w szczególności wycieczka po jeziorze Lundhusea) i pagórkowate grzbiety w dorzeczach północnej Sosvy, Manya, Ioutynya, Lepsia, Nyaisya i Leplya, które składają się z niewarstwowej gliny piaszczystej lub piasku gliniastego z ogromną liczbą głazów. Autor wskazał, że „skały tych głazów to prawdziwy Ural”.

Na podstawie danych E.S. Fiodorow [1887 ], granica ciągłego zlodowacenia na Uralu została wyznaczona na północ od 61°40" szerokości geograficznej N. E.S. Fedorov i V.V. Nikitin zaprzeczyli możliwości ciągłego zlodowacenia obszaru rejonu górskiego Bogosłowskiego [Fiodorow i Nikitin, 1901 , s. 112-114)], ale tu pozwolono, tj. do szerokości Denezhkina Kamen, istnienie lodowców o znaczeniu lokalnym (typ alpejski).

Dane z E.S. Fiodorowa potwierdzają późniejsze obserwacje E.P. Moldavantev, który opisał także ślady lokalnych lodowców na południe od 61°40" N. Na przykład E.P. Moldavantev pisze [1927 , s. 737)]: „W kanałach s. Purma i Ushma, na zachód od Chistop i Khoi-Ekva, wśród strumieni rzecznych składających się ze skał zielonkawych, czasami można spotkać leżące na wschodzie małe głazy gruboziarnistych skał gabro, co wskazuje na możliwe rozprzestrzenianie się lodowców w kierunek od wymienionych masywów na zachód, tj. przeciw współczesnemu biegowi rzek.”

Należy zaznaczyć, że znaleziska głazów ograniczonych jedynie do koryta rzeki nie zasługują na całkowite zaufanie, tym bardziej, że na zboczach gór Chistop i Khoi-Ekva w 1939 roku nie znaleźliśmy żadnych śladów form polodowcowych, które należałoby zachować z ostatnia epoka lodowcowa. Jednak fakt, że to wskazanie nie jest odosobnione, każe zwrócić na niego uwagę.

Na południe od opisywanych rzek, w rejonie wsi Burmantova, E.P. Mołdawianie [1927 , s. 147)] odkryto głazy skał głębokich – gabrodiorytów i diorytów kwarcu, a także głazy skał metamorficznych: gnejsów albitowo-mikowych, mikowych średnioziarnistych piaskowców i kwarcytów. EP Mołdawancew dochodzi do następującego wniosku: „Jeśli weźmiemy pod uwagę, z jednej strony, wyraźną różnicę petrograficzną pomiędzy wymienionymi głazami pochodzącymi z podłoża skalnego tego obszaru, ich wielkością i wyglądem, a z drugiej strony powszechny rozwój podobnych podstawowych skały plutoniczne i metamorficzne na zachód od Burmantowa (w odległości około 25-30 km), wówczas całkiem możliwe staje się założenie istnienia w przeszłości na tej szerokości geograficznej lokalnych lodowców typu alpejskiego, nacierających tu z zachodu, tj. z grzbietu Uralu.” Autor uważa, że ​​dolina rzeki Lozva swoje pochodzenie częściowo zawdzięcza erozyjnej działalności jednego z lokalnych, prawdopodobnie polisyntetycznych lodowców. Osady tego lodowca (moreny boczne), zdaniem E.P. Mołdawancew, zniszczony przez późniejszą erozję.

Jednym z skrajnych południowych punktów, w których wskazane są złoża polodowcowe, jest rejon wsi Elovki, w pobliżu zakładów Nadezhdinsky na północnym Uralu, gdzie podczas eksploracji złóż rodzimej miedzi E.P. Moldavaitsev i L.I. Demczuk [1931 , s. 133] wskazują na rozwój brunatnych lepkich iłów o miąższości do 6-7 m, zawierających w górnych poziomach rzadkie wtrącenia zaokrąglonych otoczaków, a w dolnych dużą ilość materiału gruboziarnistego.

Na podstawie wszystkich zebranych materiałów i próbek ze zbiorów ustalono lodowaty charakter osadów na obszarze wsi Elovki – S.A. Jakowlew, A.L. Reingarda i I.V. Daniłowski.

Z opisu jasno wynika, że ​​te brązowe lepkie gliny są podobne do tych, które rozwijają się wszędzie na terenie miasta Sierowa (dawniej Nadieżdinska) i okolic. Latem 1939 roku w mieście Sierów ułożono sieć wodociągową, a w rowach o głębokości do 5-6 m, które przecinały całe miasto, autorzy mieli okazję zbadać charakter pokrywy czwartorzędowej pokrywającej opoka- jak gliny paleogenu. Miąższość czekoladowobrązowych i brunatnych zwartych iłów o miąższości 4-5 m, w dolnych partiach zwykle zawiera gruzy i otoczaki, stopniowo przechodząc w górę w typową liliową glinę okrywową, która miejscami ma charakterystyczną lessową strukturę kolumnową i porowatość.

Autorzy mieli okazję porównać osady powierzchniowe na terenie miasta Sierowa z typowymi iłami okrywowymi z obszarów wsi. Iwdelja, wieś Pawda, miasto Solikamsk, miasto Czerdyn, miasto N. Tagil i inne i doszedłem do wniosku, że gliny brunatne, szeroko rozwinięte na obszarze miasta Serowa, również należą do typu glin okrywowych, a nie osadów lodowcowych.

Wnioski autorów dotyczące braku osadów polodowcowych na obszarze miasta Sierowa są zgodne z danymi S.V. Epsztei, który w 1933 roku badał osady czwartorzędowe na wschodnim zboczu północnego Uralu [1934 ] S.V. Epstein zbadał doliny rzeki. Lozva od ujścia do wsi Pershino, dział wodny między Lozvą i Sosvą oraz dorzecze. Wycieczki. Nigdzie nie spotkał osadów polodowcowych i opisuje jedynie utwory aluwialne i eluwialno-deluwialne.

Do chwili obecnej nie ma wiarygodnych przesłanek na obecność osadów lodowcowych na równinie w dorzeczach Soswy, Łozwy i Tawdy.

Z powyższego przeglądu materiału dotyczącego problematyki śladów pradawnego zlodowacenia na Uralu jesteśmy przekonani, że w obrębie rzeczywistego grzbietu Uralu zachowało się mniej tych śladów niż w sąsiednich częściach nizin. Jak wspomniano powyżej, przyczyną tego zjawiska jest intensywny rozwój procesów deluwialnych, które zniszczyły w górach ślady pradawnego zlodowacenia.

Sugeruje to, że powstawanie dominujących form rzeźby w górach wynika z tych samych procesów.

Dlatego przed ostatecznymi wnioskami na temat granic maksymalnego zlodowacenia należy zastanowić się nad genezą teras górskich i określić stopień intensywności procesów mrozowo-solulacyjnych i deluwialnych w górach.

O pochodzeniu tarasów górskich

Przechodząc bezpośrednio do tarasów górskich, należy podkreślić, że główny nacisk kładziemy na materiał charakteryzujący genetyczną stronę tego zjawiska, w tym szereg ważne szczegóły w strukturze tarasów górskich, na co L. Duparc w ogóle nie zwracał uwagi, a którego znaczenie podkreślano w wielu współczesnych pracach [Obruchev, 1937].

Zauważyliśmy już niemal powszechny rozwój tarasów górskich, który determinuje cały charakter krajobrazu Uralu Wiszerskiego, czego nie można powiedzieć o bardziej północnych częściach Uralu.

Tak dominujący rozwój tych form w bardziej południowych częściach Uralu wskazuje już, że nie mają one bezpośredniego związku z działalnością lodowców, jak sugeruje A.N. Aleszkow [Aleszkow, 1935a; Aleszków, 1935], a nawet firnowe pola śnieżne, gdyż w tym przypadku należy spodziewać się wręcz odwrotnego rozmieszczenia tarasów górskich w obrębie grzbietu. Mianowicie ich maksymalny rozwój na północy, gdzie aktywność lodowcowa niewątpliwie objawiała się intensywniej i przez dłuższy okres czasu.

Jeżeli terasy górskie są efektem wietrzenia polodowcowego, to tym bardziej należy zwrócić na nie uwagę, gdyż w tym przypadku rzeźba w stosunkowo krótkim czasie uległa bardzo istotnej przemianie, zatracając wszelkie oznaki, że dawne zlodowacenie mogło odcisnęli na nim piętno.

Ze względu na duże kontrowersje wokół tego problemu oraz różnorodność punktów widzenia na temat pochodzenia tarasów górskich, ale przede wszystkim ze względu na bardzo ograniczoną liczbę faktów leżących u podstaw wszystkich bez wyjątku proponowanych hipotez, zidentyfikowaliśmy następujące główne problemy, rozwiązanie co z pewnością wymagało zebrania dodatkowego materiału faktograficznego: a) połączenie tarasów wyżynnych z podłożem skalnym; b) wpływ ekspozycji zboczy i rola śniegu w powstawaniu tarasów górskich; c) budowę terasów i miąższość płaszcza luźnych osadów klastycznych w różnych obszarach tarasów wyżynnych; d) znaczenie zjawisk wiecznej zmarzliny i soliflukcji dla powstawania tarasów górskich.

Gromadzenie materiału faktograficznego prowadzono przez wiele lat, mieliśmy okazję zbadać dużą liczbę głębokich wyrobisk górniczych (dołów i rowów) zlokalizowanych w różnych obszarach teras górskich, a także wydobyć grunty strukturalne.

a) W kwestii połączenia tarasów górskich z podłożem skalnym, ich występowaniem i charakterem poszczególnych pęknięć które się w nich rozwijają, zebrany materiał podaje następujące instrukcje.

Tarasy wyżynne na Uralu powstają na różnorodnych skałach (kwarcytach, chlorytach kwarcowych i innych mikowych łupkach metamorficznych, łupkach hornfelsowych, łupkach zielonych, gabrodiabazach, gabroch, skałach ultramaficznych, granitach, granitowo-gnejsach, granodiorytach i dioryty), co wynika nie tylko z naszych obserwacji, ale także z obserwacji innych autorów.

Należy odrzucić powszechne przekonanie, że tarasy wyżynne są selektywne dla niektórych gatunków. Widoczny preferencyjny rozwój tych form w rejonie wychodni kwarcytu (na przykład na Uralu Vishera) tłumaczy się faktem, że to właśnie te trudne do zwietrzenia skały tworzą najwyższe współczesne masywy, w których panują warunki klimatyczne sprzyjają tworzeniu się tarasów górskich (patrz niżej).

W związku ze słabym rozwojem tarasów górskich na Denezhkin Kameniu i Konzhakovskim Kamen, najwyższych wyspach gór wschodniego zbocza tej części Uralu, należy podkreślić, że są one znacznie bardziej rozcięte erozją niż na przykład Pas Kamen położony na zachodzie. Będziemy mieli okazję podkreślić znaczenie erozji jako czynnika negatywnie wpływającego na możliwość powstawania niżej położonych tarasów górskich.

Wpływ czynników tektonicznych i cech strukturalnych podłoża skalnego na rozwój tarasów górskich, po pracy S.V. Obrucheva [1937 ], nie można byłoby tego poruszyć, gdyby nie pojawiająca się niedawno notatka N.V. Dorofejewa [1939 ], gdzie czynnikom tym przypisuje się decydujące znaczenie w powstawaniu tarasów górskich. Chyba nie trzeba udowadniać, że w tym przypadku, biorąc pod uwagę złożoną tektonikę Uralu, należy spodziewać się rozwoju tarasów górskich jedynie w ściśle określonych strefach, podczas gdy na tym samym Uralu Wiszerskim obserwujemy powszechny rozwój tarasów, zaczynając od Kamienia Paskowego na wschodzie, a kończąc na Kamieniu Tułymskim na zachodzie. Co szczególnie uderza, to fakt, że zjawisko to jest całkowicie powiązane z czynnikami klimatycznymi i jest przez nie przede wszystkim determinowane. Czynnik ten został całkowicie zignorowany przez N.V. Dorofeeva i dlatego nie jest jasne, dlaczego tarasy nie rozwijają się w niższych strefach reliefu.

Rozwój tarasów wyżynnych w rejonie zniszczonego skrzydła antykliny w strefie silnej kompresji (Góra Karpińska), na fałdach wywróconych na wschód (Góra Łapcha), w rejonie stromo opadających na wschód kwarcytów i położonych na ich głowach (Poyasovy Kamen) i warstwach łagodnie opadających na wschód (Yarota), w rejonie rozwoju znaczących masywów granitowych (masyw Neroi) i wychodni gabro, w warunkach różnego występowania skał i różnej tektoniki szczelin, po raz kolejny potwierdza, że ​​czynniki te nie mają decydującego znaczenia przy kształtowaniu się tarasów.

Rozkład wysokości w położeniu poszczególnych tarasów w zależności od pęknięć poziomych wskazanych przez N.V. Dorofiejew [1939 ], zostaje obalona przez szereg faktów. Na przykład różny rozkład wysokości obszarów tarasów górskich obserwowany wszędzie na Uralu Wiszerskim na dwóch zboczach skierowanych ku sobie, które mają dokładnie tę samą strukturę (zachodnie zbocze Kamienia Passkiego u źródła Ulsińskiej Lampy). Tam, na dwóch zasadniczo podobnych ostrogach zachodniego stoku, mających tę samą budowę geologiczną i oddzielonych jedynie wąską doliną erozyjną, na północnej ostrodze obserwujemy 28 teras, a na południowej tylko 17 dobrze uformowanych teras. Wreszcie, na stosunkowo niewielkim tarasowym wzniesieniu zbudowanym z gabrodiabazu (na powierzchni Kvarkush), na zboczach skierowanych na południe i północ obserwuje się różną liczbę stopni. Ponadto, jak pokazują pomiary na Poyasovoy Kamen, w kwarcytach separacja pozioma kształtuje się zwykle w przedziale od 6 do 12 m, natomiast różnica poziomów pomiędzy platformami tarasów górskich wynosi od 3-5 do 60 m. Jak pokażemy poniżej , ze względu na energicznie trwające procesy mrozowe, powierzchnia tarasów musi opadać, dlatego poziome pęknięcia na odcinkach mogą odgrywać jedynie rolę początkowe etapy rozwój tarasów górskich.

Instrukcja od N.V. Dorofejewa [1939 ], że krawędź tarasu koniecznie pokrywa się z wychodnią twardszych skał, również nie znajduje potwierdzenia i można je łatwo obalić na przykładzie tego samego kamienia z Pasa, gdzie po uderzeniu skał można obserwować tarasy w całkowicie jednorodnym kwarcyty na zboczach przy każdej ekspozycji. To samo potwierdzają obserwacje na północnych ostrogach Kamienia Tułymskiego, na Kamieniu Mrówki, na zlewni Peczora Synya i jej prawym dopływie potoku Marina oraz w innych miejscach. Powyższy przykład tarasowania wzgórza złożonego z gabro jest również orientacyjny. Wreszcie liczne obserwacje potwierdzają, że ta sama powierzchnia tarasu przecina kontakty różnych skał (diabazy i kwarcyty na górze Man-Chuba-Nyol, maidelsteiny i łupki mikowe na zlewni Peczora Synya i Sedyu, granity i zielone łupki na grzbiecie Tender, kwarcyty i łupki mikowo-kwarcytowe na wysokości 963 m itp.). Krótko mówiąc, półki tarasowe niekoniecznie pokrywają się z kontaktami różnych skał i pod tym względem nie odzwierciedlają ich rozmieszczenia i tektoniki, jak wynika z Dorofeeva. Przykłady odwrotne wskazują tylko, że podczas wietrzenia opór skał odgrywa kluczową rolę, dlatego obserwujemy, że poszczególne wychodnie twardszych skał tworzą wzniesienia (garby) wystające ponad ogólną powierzchnię.

Nie można jednak zapominać, że wzgórza te również są tarasowe, choć ich skład jest jednorodny.

B) Ekspozycja na zboczu Nie wydaje się, aby miało to wpływ na rozwój tarasów wyżynnych, co widać na podstawie poniższych danych. Okoliczność ta jest szczególnie uderzająca, gdy badamy miasta. Isherim i Kamień Modlitwy (Yalping-ner). Szczyty Isherim i wszystkie trzy jego ostrogi, rozciągnięte w różnych kierunkach, są tutaj tarasowe. Z kolei północno-wschodnie ostrogi Isherim są połączone przełęczą z Kamieniem Modlitwy, a góry otaczają górny bieg rzeki. Nabożeństwo modlitewne płynące w kierunku północnym. Cały grzbiet przełęczy tworzy gładki łuk wydłużony w głąb kierunek wschodni i góry zorientowane w kierunku północ-południe na lewym brzegu rzeki. Sala modlitewna i masyw Yalping-ner są tarasowe. Tym samym widzimy tu, na stosunkowo niewielkiej przestrzeni, doskonale uformowane tarasy na zboczach o bardzo różnej ekspozycji. Należy także podkreślić, że w przypadku tarasowych szczytów górskich (najwyższych poziomów tarasów górskich) ekspozycja nie może mieć żadnego znaczenia.

Jednak kwestia ekspozycji zboczy jest bardzo duża bardzo ważne do rozprowadzania śniegu, którego rolę w tworzeniu tarasów szczególnie podkreślił S.V. Obruchev [1937 ].

Śnieżne ściany u podnóża półki i na zboczach tarasów górskich, jak pokazują liczne obserwacje w górach Uralu Subpolarnego i Vishera, powstają na zboczach ekspozycji północnej, północno-wschodniej i wschodniej oraz, wyjątkowo, na stokach południowych, południowo-zachodnich i zachodnich. Zatem, jak zauważył A.N. Aleszkow [1935a], decydującą rolę w ich rozmieszczeniu odgrywają warunki zacienienia i przeważające wiatry (kwartał zachodni). Co więcej, szczegółowe obserwacje wykazały, że jedynie te pola śnieżne, które utrzymują się przez większą część lub całe lato, wywierają znaczący wpływ na swojego gospodarza (zbocze), powodując gwałtowne zniszczenie półki tarasu górskiego i utworzenie się obszarów niwelacyjnych soliflukcji u podstawy zbocza. . Ich pozytywna rola w powstawaniu tarasów górskich polega na tym, że mając duży zapas wilgoci, oddając ją podczas topnienia, stopniowo aktywują procesy soliflukcji na dolnej powierzchni tarasu górskiego.

Należy jednak zaprzeczyć ich znaczeniu i roli, jaką im się przypisuje w kształtowaniu się tarasów górskich S.V. Obruchev [1937 ] Potwierdza to konstrukcja tarasów (patrz niżej) i ogromna liczba faktów, gdy na dwóch zboczach tarasowych o przeciwnej ekspozycji, w jednym przypadku obserwujemy letnie zalegające u podnóża półek tarasowych zawały śniegu, a w drugim nie ma żadnych. Tymczasem tarasy na obu zboczach wcale nie różnią się od siebie pod względem morfologicznym i innymi cechami, jak zauważyliśmy powyżej. To samo jest wyraźnie widoczne na zaokrąglonych tarasowych wzgórzach (na przykład na Kvarkush). Nie można zatem w żaden sposób uznać roli śniegu za decydującą, gdyż w przeciwnym razie zaobserwowalibyśmy zauważalną asymetrię w zagospodarowaniu tarasów w zależności od nachylenia stoku.

c) Przejdźmy do opis budowy tarasów górskich.

Jak wykazały liczne wykopaliska, nie ma zasadniczych różnic w budowie tarasów górskich o różnej wielkości i znajdujących się w obszarze rozwoju różnych skał. Dotyczy to najwyższych poziomów tarasów (ściętych szczytów) oraz tarasów zboczy wyżynnych zlokalizowanych na różnych poziomach.

Konstrukcja tarasów okazała się na tyle standardowa, że ​​nie może budzić wątpliwości wspólna przyczyna ich powstania i niezależność od podłoża skalnego. Warto w tym miejscu zaznaczyć, że niektórzy autorzy, np. JAKIŚ. Aleszkow [ 1935a], kierując się cechami morfologicznymi, uwzględniają w pojęciu tarasów górskich rozległe płaskowyże górskie i doliny górskie rozciągające się na kilkadziesiąt kilometrów. Te bardzo duże formy terenu w niektórych przypadkach niewątpliwie mają inne pochodzenie niż opisywane przez nas tarasy górskie. Formy tarasów mroźno-soliflucyjnych nakładają się tutaj na starsze formy płaskorzeźby.

Używając terminologii S.V. Obrucheva [1937 , s. 29], wyróżnimy: urwisko (lub skarpę) tarasu, krawędź oraz powierzchnię tarasu, dzieląc go na część czołową (przylegającą do krawędzi), środkową i tylną.

Nachylenie tarasuma kąt nachylenia od 25 do 75° (średnio 35-45°) i z reguły w tym obszarze występuje trwały spadek (patrz ryc. 4, 5). Jednak po bliższym przyjrzeniu się można zauważyć, że często w dolnej jednej trzeciej zbocze ma bardziej stromy spadek (aż do pionu). Z drugiej strony, możemy znaleźć bardziej płaskie odcinki stoku, szczególnie w strefie krawędziowej. Z reguły, a nie wyjątkowo, wzdłuż zbocza, głównie w jego dolnej jednej trzeciej, wśród grubego piargi, obserwuje się wychodnie podłoża skalnego. Ani jeden dół nie odkrył grubej pokrywy klastycznej wzdłuż zbocza, jak można by się spodziewać po S.V. Obruchev [1937 ] Wręcz przeciwnie, potwierdziła się słuszność obserwacji A.I. Aleszkowa, który napisał, że „półki obszarów wyżynnych są reprezentowane przez wychodnie podłoża skalnego” [1935a, s. 277].

Powierzchnię tarasów wyżynnych okazała się pokryta płaszczem osadów klastycznych, których miąższość średnio waha się od 1,5 do 2,5 m. Nigdy nie przekraczała 3,5-4 m, ale często podłoże zalega już na głębokości zaledwie 0,5 m. m. Powierzchnia tarasu ma zawsze niewielkie nachylenie (2-5°). Grubość otuliny jest zwykle mniejsza w najbardziej wzniesionych partiach powierzchni. Jednak strefa podwyższona nie zawsze ogranicza się do tylnej części powierzchni tarasu (do podnóża zbocza tarasu nad nim). Może być zlokalizowany w strefie brzegowej, w centrum i w innych miejscach (zwykle część wyniesiona z cienką pokrywą znajduje się w miejscu, gdzie do niedawna istniały występy - wychodnie). Przepływ gleby jest zorientowany w kierunku tych słabych zboczy i czasami przebiega równolegle do podnóża zbocza, tarasu lub od krawędzi do wewnątrz. Wynika z tego jasno, że nie zawsze można spodziewać się strefowości w konstrukcji tarasów w kierunku od podstawy występu do krawędzi.

Charakterystyczne jest, że u podnóża półki nie obserwujemy nagromadzenia koluwium (ryc. 2, 5), a dopiero gdy powierzchnia tarasu pod spodem jest silnie zadarniona, podnóże półki jest otoczone nagromadzeniem materiał fragmentaryczny, tworzący swego rodzaju granicę.

d) Jak znaki zewnętrzne, o czym niewątpliwie mówi struktura fragmentarycznego płaszcza procesy soliflukcji spływające po powierzchni tarasu i jego zboczach. Wyrażają się one przede wszystkim w orientacji zróżnicowanego materiału ziemnego grubego i drobnego zgodnie z nachyleniem powierzchni (ryc. 4). Kamienne pasy utworzone z gruboziarnistego materiału o ostrych kątach przeplatają się z ziemnymi paskami wydłużonymi w kierunku słabych spadków powierzchni tarasu. Jednak bardzo często pasy ziemne dzieli się na osobne komórki gruntów strukturalnych. Silnie wyrównane tarasy górskie charakteryzują się mniej lub bardziej równomiernym rozmieszczeniem (ryc. 3) strukturalnych komórek gleby na całym obszarze. Rodzaj gruntu strukturalnego pozostaje mniej więcej stały w różnych częściach powierzchni tarasów wyżynnych. Oprócz nachylenia zależy to od ilościowego stosunku drobnej ziemi do materiału klastycznego. W przypadku tego ostatniego rolę odgrywa wielkość fragmentów i ich kształt.

Jednak pewna wyjątkowość typów gruntów strukturalnych zależy również od charakteru podłoża skalnego, ze względu na wietrzenie, z którego powstają. Jest to bardzo zauważalne w przypadkach, gdy powierzchnia tarasu pokrywa wychodnie różnych skał. Następnie można zaobserwować, że różne typy komórek strukturalnych są zaznaczone linią styku. Nasze obserwacje nie potwierdzają obecności trwałych grzbietów brzeżnych w czołowej części tarasów (z wyjątkiem pojedynczych przypadków). Wyładowanie materiału następuje w postaci strumieni materiał kamienny przez obniżone obszary krawędzi. Najwyraźniej w strefie brzeżnej nie zachodzi pełzanie ani kruszenie, gdyż sam proces soliflukcji jest związany z wyporem gruntu i zachodzi tylko w momentach, w których ta wyporność występuje. Dlatego gleba płynie w kierunku najmniejszego oporu. Krańcowa (bardzo cienka, zwężająca się w klin) część ściany śnieżnej, nawet jeśli ta ostatnia jest rozwinięta, nie może w żaden sposób pełnić roli przystanku. Soliflukcja po prostu wybierze inny kierunek (o najmniejszym oporze). Jest to szczególnie prawdziwe, ponieważ większość lokalizacji ma trzy otwarte zbocza o różnej ekspozycji. A jeśli powstanie tama śnieżna, stanie się to tylko na jednym z nich. Dodatkowo na wysokich półkach lico w ogóle nie dochodzi do krawędzi lub ma znikomą grubość i bardzo szybko się topi (jednocześnie z uwolnieniem powierzchni tarasu). Brak wałów tłumaczy się także faktem, że sam występ i krawędź tarasu cofają się równomiernie i energicznie. Ta sama okoliczność wyjaśnia dominujące występowanie gruboziarnistego materiału wzdłuż krawędzi i zboczy tarasów górskich. W pasach kamienia skierowanych ku krawędzi czasami obserwuje się podłużne wgłębienia osiowe. Zjawisko to występuje z dwóch powodów, często działających łącznie. Jedną z nich jest to, że na skutek przeciwnego kierunku ścinania mrozu z dwóch sąsiednich pasów gleby w materiale gruboziarnistym powstają głębokie bruzdy, podobne do tych, które obserwuje się niemal wszędzie pomiędzy pojedynczymi wyniesionymi komórkami gruntów strukturalnych. Innym powodem jest to, że te gruboziarniste pasy są drogami odprowadzającymi wodę i tutaj z jednej strony następuje usuwanie drobnej ziemi, a z drugiej następuje energetyczne niszczenie gruzu (od dołu) przy wahaniach temperatury wokół punktu zamarzania wody. W rezultacie podkładka osiada wzdłuż linii przepływu drenażu. Na koniec należy podkreślić, że grunty strukturalne są zjawiskami wtórnymi i raczej maskują kierunek ruchu gruntów na danym obszarze. O tym, że to drugie faktycznie ma miejsce najczęściej górne części pokrywa (w warstwie czynnej wiecznej zmarzliny), wskazuje na wypieranie kryształów kryształów górskich z zapadających się gniazd korzeniowych znajdujących się na powierzchni tarasów. Kryształy pojawiają się w formie strumieni rozmieszczonych w kierunku lekkiego nachylenia powierzchni tarasów. Jak widać z oględzin licznych dołów i rowów, strukturę gleby w rejonie tarasu charakteryzują następujące cechy. Najniższy horyzont reprezentuje nierówną powierzchnię podłoża skalnego, pokrytą grubym eluwem związanym wieczną zmarzliną. Wyżej znajduje się nagromadzenie drobnego kruszonego kamienia i czasami warstwy drobnej ziemi (żółtawa glina z drobnym gruzem), w których znajdują się większe fragmenty. Górny horyzont to nagromadzenie rumowiska, wśród którego obserwuje się sortowanie mrozowe w postaci komórek gruntów strukturalnych (jego głębokość nie przekracza 70 cm od powierzchni). Miejscami widać, jak masy ilaste przeciskają się ku górze pomiędzy większymi fragmentami w wyniku powiększenia objętości – wilgotna drobna ziemia podczas zamarzania. Ślady spływu zauważalne są w aktywnej warstwie wiecznej zmarzliny na głębokości do 1,5 m (ale zwykle nie większej niż 1 m) i wyrażają się w ułożeniu drobnego materiału żwirowego równolegle do powierzchni tarasu, a także obecność zagnieceń w miejscu wychodni podłoża skalnego [Bocha, 1938b; 1939] Oczywiste jest również, że długoterminowa wieczna zmarzlina sezonowa (rozmrażanie dopiero do połowy sierpnia, tylko przez 1 miesiąc), wiosną i w pierwszej połowie lata pełni tę samą rolę co wieczna zmarzlina, tworząc wodoodporną powierzchnię niezbędną do nasiąkania wodą górnej części poziomy glebowe i rozwój w nich soliflukcji (Vishera Ural).

Na podstawie powyższego nie sposób nie dojść do wniosku, że uzyskany materiał faktograficzny przeczy istniejącym hipotezom, nawet tym podkreślającym rolę wietrzenia mrozowo-śnieżnego oraz soliflukcji. Daje nam to prawo do zaproponowania nieco innego wyjaśnienia powstawania i rozwoju tarasów górskich, które jest bardziej zgodne z zaobserwowanymi faktami. Można przyjąć, że do powstania tarasów wystarczą, aby na zboczu znajdowały się wychodnie podłoża skalnego. Następnie, w warunkach silnego niszczenia mrozu, w wyniku zróżnicowanego wietrzenia lub cech tektonicznych, w tym pojedynczych spękań (w skałach jednorodnych), pojawia się półka - niewielka pozioma platforma i ograniczające ją strome zbocze.

Na miejscu zaczyna gromadzić się trochę gruzu. W klimacie subarktycznym i arktycznym materiał klastyczny zostanie cementowany przez wieczną zmarzlinę. Tym samym już na samym początku dla każdego stanowiska powstaje mniej więcej stały poziom denudacji, wynikający z ochrony stanowiska przez wieczną zmarzlinę. Warunki pogodowe dla obszaru płasko-poziomego i zbocza od tego momentu stają się gwałtownie różne. W tym przypadku nagie zbocze gwałtownie się zapadnie i cofnie, podczas gdy platformy będą się powoli opadać. Na prędkość cofania się krawędzi, oprócz czynników klimatycznych, z pewnością pewną rolę odgrywa ekspozycja, skład i właściwości podłoża skalnego. Czynniki te mają jednak znaczenie drugorzędne i nigdy nie decydują o sprawie. Znaczenie mniej więcej stałego poziomu terenu polega jednak nie tylko na tym, ale także na tym, że tutaj, w wyniku ostrego załamania profilu, wilgoć zawsze gromadzi się, spływając po zboczu i pojawiając się w postaci wyniku rozmrożenia wiecznej zmarzliny. Zatem, ponieważ temperatury wahają się w pobliżu punktu zamarzania wody, najskuteczniejsze wietrzenie mrozowe wystąpi u podnóża zbocza. Stąd przerwa w profilu zbocza, o której była mowa powyżej. Ponieważ jednak siła grawitacji zmusza płynną glebę strefy czynnej wiecznej zmarzliny do płaszczyzny poziomej, zarówno podstawa półki, jak i platforma leżą niemal ściśle w płaszczyźnie poziomej (rola tej linii stopy jest porównywalna z rolą przypisaną do bergschrundu w tworzeniu dołów). Stąd miejsce uzyskuje się w wyniku cofania się zbocza, a chęć zajęcia podmokłej części gleby możliwie niższej pozycji prowadzi do wyrównania soliflukcji powstałej powierzchni. Ogólnie rzecz biorąc, wszelkie występy ponad powierzchnią tarasu zostaną zniszczone (przycięte) w ten sam sposób przez wietrzenie mrozowe.

Rola transportu soliflukcji jest bardzo istotna, gdyż to dzięki jego obecności nie obserwujemy nagromadzeń koluwium u podnóża zbocza. Ostatnia okoliczność ma ogromne znaczenie przy kształtowaniu tarasu. Musimy jednak pamiętać, że dzięki cofaniu się półki i krawędzi zawsze mamy nieco przesadzone wyobrażenie o szybkości i znaczeniu zrzucania materiału przez soliflukcję.

W wyniku stopniowego rozdrabniania fragmentów i usuwania drobnej ziemi, obszary tarasów zajmujących niskie stanowiska są stosunkowo wzbogacone w drobną ziemię.

Należy jednak pamiętać, że nie cały materiał klastyczny powstały w wyniku zniszczenia skarpy trafia na powierzchnię tarasu pod spodem, gdyż rozbiórka odbywa się nie tylko w kierunku tarasu dolnego. Na przykład na grzbietach tarasowych dwie strony terenu są zwykle ograniczone przez zbocze erozyjne, w kierunku którego składowane są również koluwium.

W kształtowaniu się tarasów najważniejszą rolę, naszym zdaniem, odgrywa dostateczna wilgotność oraz naprzemienne zamarzanie i rozmrażanie oraz występowanie przynajmniej długotrwałej sezonowej zmarzliny. W tym względzie warto podkreślić, że zgodnie z zebranymi informacjami powierzchnie tarasów górskich zimą są prawie całkowicie pozbawione śniegu, przez co gleba zamarza tu szczególnie głęboko. Jednocześnie zbocze ulega zniszczeniu zarówno pod pokrywą śnieżną, jak i w częściach na nią narażonych.

Przechodząc do uogólnień, należy zauważyć, że w przeciwieństwie do S.V. Obrucheva uważamy, że dolne tarasy „pożerają” górne, a nie odwrotnie (ryc. 6, 7). Większość zniwelowanych powierzchni wzdłuż stropów uzyskano w wyniku opisanego powyżej podcięcia występów o powierzchnię tarasów. Wszystkie etapy tego procesu można zaobserwować na Kamieniu Pasa z niezwykłą wyrazistością. Nie ma więc potrzeby akceptowania żadnych specjalnych warunków dla wyższych poziomów tarasów górskich, jak ma to zrobić S.V. Obruchev.

Pojawienie się platform tarasowych w sposób wskazany przez G.L. Padałka [1928 ], faktycznie odbywa się w tych szczególnie sprzyjających warunkach. Nie mają one jednak nic wspólnego z rozwojem tarasów mrozowo-soliflucyjnych, chociaż te ostatnie mogą rozwijać się z obszarów reliefowych G.L. Padliny. Takie prymitywne występy, częściowo zamieniające się w obszary zasolenia mrozu, są wyraźnie widoczne na południowej grani Kentner.

Rozwój tarasów wzdłuż grzbietów i na stosunkowo łagodnych zboczach (całkowite nachylenie rzędu nie więcej niż 45°) tłumaczy się tym, że tutaj powstawanie tarasów nie jest utrudniane przez procesy erozyjne, gdyż powstawanie tarasów wciąż wymaga czasu , a niszczycielskie działanie erozji to zbyt szybka rozbiórka, która przerywa proces już na samym jego początku. Na stromych zboczach procesy soliflukcji przebiegają zresztą nie mniej intensywnie, choć przybierają nieco inne formy (napływy soliflukcji, rzeki kamienne).

Nie mniej istotne jest pytanie, co decyduje o niższym stopniu zagospodarowania tarasów. Z powyższych rozważań wynika, że ​​granica ta ma charakter ogólnoklimatyczny i wiąże się z granicą rozmieszczenia wiecznej zmarzliny (wiecznej zmarzliny i wieloletniej sezonowości). Kolejnym ważnym czynnikiem, zdaniem autorów, jest granica roślinności leśnej. Jej obecność lub atak na uformowane tarasy (na Uralu Wiszerskim) znacząco zmienia reżim procesów soliflukcji.

Ostatecznie dryf soliflukcji zwalnia i powoduje gromadzenie się koluwium u podnóża zbocza. Dzięki temu rola linii stopy zostaje zredukowana do zera, a odnowa skarpy (cofanie się krawędzi) jest coraz mniej intensywna.

Wpływ erozji zauważyliśmy już powyżej. Podkreślimy tylko, że to właśnie w erozji często trzeba szukać przyczyny słabo rozwiniętej terasy wyżynne, pomimo odpowiednich warunków klimatycznych, jak wynika z porównań rzeźby Denezhkina Kamen i Poyasovoy Kamen.

Pozostaje nam potwierdzić nasze przypuszczenia na temat pochodzenia tarasów górskich, śledząc ich rozmieszczenie na Uralu. W przypadku przemieszczania się z południa na północ planowane jest stopniowe zmniejszanie się tych form, ale jednocześnie zmniejszanie się wzniesień bezwzględnych, do których spadają (Iremel > 1100 m, Vishera Ural > 700 m, Ural Subpolarny > 500 m, Nowaja Ziemia > 150 m).

Naturalnie, tarasy mrozowo-soluflucyjne najwyraźniej rozwijają się na najbardziej wzniesionych pasmach górskich z ostrą rzeźbą terenu i występują właśnie w tym okresie (po odejściu lodu), kiedy erozja nie zdążyła jeszcze rozczłonkować rzeźby i stać się dominującym czynnikiem obnażenie. Ten sam wpływ wywiera abrazja (Nowaja Ziemia) i powstawanie kar (Ural polarny i subpolarny). Jednak nawet na wygładzone powierzchnie starożytnych penelanów w ich częściach niechronionych grubą pokrywą morenową miały wpływ procesy mrozowo-soluflukcyjne. Na Uralu, od Iremel po Pai-Khoi, formy „mroźnej penepleny” nakładają się na starsze formy terenu. Formy lodowcowe ulegają na naszych oczach przemianom pod wpływem tych procesów. W ten sposób ostre grzbiety - pomosty pomiędzy świeżymi, ale już umierającymi karasami (masywami Salnera i Ieroiki) zamieniają się w schody górskich tarasów.

Nawet na Nowej Ziemi powierzchnie górskie, które właśnie wyszły spod pokrywy lodowej, są już uchwycone przez tarasy mroźno-soliflucyjne [Miloradowicz, 1936, s. 55]. Być może wysokie tarasy Grönli mają to samo pochodzenie [Groenlie, 1921].

Zauważone przez A.I. Aleszkow [1935a] fakty znalezienia głazów narzutowych na powierzchni tarasów górskich, jak wykazały nasze badania, wcale nie przeczą wyciągniętym wnioskom, gdyż we wszystkich przypadkach mamy tu do czynienia ze zjawiskiem przekształcenia zjawiska mrozu w soliflukcję poprzez rzeźbę lodowcową rozbiórki obszar, na którym faktycznie nie ma pokrywy morenowej na szczytach i zboczach gór, był nieobecny i nie mógł zapobiec zniszczeniu podłoża skalnego.

Wokół obszarów górskich, gdzie z największą siłą zachodziły procesy denudacji podpowietrznej, występuje strefa peryferyjna, w której dominującym typem osadów jest rodzaj gliny okrywowej, w której nie sposób nie dostrzec skutków tych samych procesów [Gerenczuk, 1939], ale miało miejsce w nieco innym środowisku fizycznym i geograficznym. Ten typ wietrzenia jest charakterystyczny dla obszarów peryglacjalnych i świadczy o tym, że tereny te od dawna nie były narażone na zlodowacenie. Na zlewni Kama-Peczora i na Nizinie Zachodniosyberyjskiej rozwija się tylko jedna starożytna morena (Ris). Druga morena (Würm) pojawia się na północ od 64° N. Warto jednak zauważyć, że na Uralu Vishera znajdują się jedynie świeże ślady ostatniej fazy ostatniego zlodowacenia, porównywalne z momentem maksymalnego rozwoju współczesnych lodowców w rejonie Sabli, Manaraga, Narodnaya góry i u źródeł Grube-yu. Formy te nie zostały jeszcze w wystarczającym stopniu zmienione przez denudację podpowietrzną, która dosłownie przerobiła resztę płaskorzeźby (patrz zdjęcia w artykule Duparca [Duparc i in., 1909] i rys. 4). Interesujące jest porównanie tego zjawiska z ruchami tektonicznymi północnego Uralu w czasach czwartorzędu. Instrukcja od N.A. Sirina [1939 ] na interglacjalnym wypiętrzeniu Uralu o amplitudzie 600-700 m wydaje się mało uzasadnione, ponieważ transgresja borealna w tundrze Bolszezemelskiej i na północy Niziny Zachodniosyberyjskiej następuje w okresie międzylodowcowym. Obserwacje dla Uralu Vishera pokazują, że tutaj podniesienie o około 100-200 m miało miejsce prawdopodobnie pod koniec okresu Würma (lub po okresie Würma). W rezultacie mamy wcięcie współczesnych dolin w doliny starożytne przekształcone procesami koluwialnymi. Zatem wypiętrzenie w czasie ostatniej depresji klimatycznej stworzyło korzystne warunki dla rozwoju embrionalnych form lodowcowych.

wnioski

1) Powszechny rozwój tarasów górskich na północnym Uralu powoduje, że zwracamy uwagę na ich pochodzenie i rozmieszczenie w całym grzbiecie.

2) Tarasy wyżynne powstają w warunkach wiecznej zmarzliny lub długotrwałej sezonowej zmarzliny, przy wystarczającej wilgotności, w klimacie arktycznym i subarktycznym.

3) Powstawanie tarasów górskich nie jest zależne od składu, warunków występowania i budowy skał koronowych.Nie decyduje również ekspozycja zbocza i położenie przodków śnieżnych w powstawaniu tarasów.

4) Tworzenie się tarasów górskich następuje w wyniku współdziałania procesów mrozowo-solulacyjnych. Wietrzenie mrozowe powoduje stosunkowo szybkie, zrozumiałe cofanie się skarpy, a soliflukcja powoduje wolniejsze opadanie powierzchni tarasu pod wpływem spłaszczania się luźnych produktów wietrzenia i ich usuwania z podnóża tarasu, gdzie następuje najbardziej intensywne wietrzenie. występuje podłoże skalne.

5) Procesy tarasowania mrozowo-soliflucyjnego powodują przekształcenie rzeźby w kierunku rozwoju profilu schodkowego i ogólne obniżenie poziomu pasm górskich leżących powyżej dolnej granicy wiecznej zmarzliny, ostatecznie zmierzając do rozwoju „mroźnej penepleny ”.

6) Procesy formowania tarasów utrudniają: erozja, ścieranie i karoza. Dlatego tarasy rozwijają się głównie na obszarach peryglacjalnych, gdzie erozja i inne czynniki denudacyjne nie stały się jeszcze decydujące.

7) Na Uralu następuje postępujące zmniejszanie się tarasów górskich z południa na północ, co tłumaczy się wcześniejszym wyzwoleniem południowej części północnego Uralu z pokrywy lodowej i dłuższym czasem trwania procesów mrozowo-soliflucyjnych na południu regiony.

Formy tarasów mroźno-solujących nakładają się na starsze formy terenu, w szczególności polodowcowe.

8) W południowej części północnego Uralu nie zachowały się żadne ślady starożytnego zlodowacenia, co tłumaczy się rozwojem intensywnych procesów mroźno-soliflukcyjnych, koluwialnych i erozji. Tymczasem na tej samej szerokości geograficznej, w strefie grzbietów podgórskich przylegających do gór i na równinach, zachowały się ślady działalności starożytnego lodowca Uralu.

W strefie podgórskiej zachodnich i wschodnich grzbietów, na zlewniach oraz na równinach, tj. na zlewniach, sporadycznie spotyka się głazy ze zerodowanych starożytnych osadów lodowcowych. na obszarach o słabszym rozwoju procesów denudacyjnych zachowała się ciągła pokrywa morenowa dawnego zlodowacenia.

9) Autorzy wyznaczają skrajne południowe punkty rozwoju osadów polodowcowych na równinach oraz wyznaczają strefy intensywnej rozbiórki w górach. Te obszary górskie, pomimo obecnego braku śladów pradawnego zlodowacenia, mogłyby pełnić rolę starożytnych ośrodków zlodowacenia.

Biorąc pod uwagę orograficzne znaczenie Uralu Północnego jako samodzielnego ośrodka zlodowacenia, autorzy stawiają kwestię wyjaśnienia granicy maksymalnego zlodowacenia na Uralu.

10) Granicę maksymalnego zlodowacenia na Uralu różni autorzy wyznaczali w przedziale od 57 do 62° N. bez uwzględnienia znaczenia orograficznego Uralu lub na podstawie nieistotnych śladów ostatniej epoki lodowcowej itp., co wskazuje na niekonsekwencję w tej kwestii. Powyższe rozważania na temat genezy terasów wyżynnych, a także ustalenia stref o różnym nasileniu rozbiórki deluwialnej, pozwalają na wytyczenie kolejnej granicy zlodowacenia maksymalnego (patrz załączona mapa ryc. 8).

S. BOČ I I. KRASNOW

NA GRANICY MAKSYMALNEGO Zlodowacenia Czwartorzędowego Uralu W ZWIĄZKU Z OBSERWACJAMI TARASÓW GÓRSKICH

Streszczenie

1. Szeroki rozwój tarasów górskich na Uralu Północnym zwraca uwagę na ich pochodzenie i występowanie w granicach całego pasma.

2. Tarasy górskie powstają w warunkach gruntów wiecznie zamarzniętych lub stale sezonowo zamarzniętych w przypadku wystarczającej wilgotności klimatu arktycznego lub subarktycznego.

3. Powstawanie tarasów górskich nie zależy od składu, podłoża i struktury skał wiejskich. Odsłonięcie stoku i lokalizacja zasp śnieżnych nie są głównymi czynnikami ich powstawania.

4. Pojawiają się na skutek jednoczesnego działania procesów mrozu i soliflukcji. Mróz, wietrzenie powoduje stosunkowo szybkie cofanie się zbocza, natomiast soliflukcja powoduje bardziej umiarkowane obniżenie powierzchni tarasu w wyniku wyrównania rozdrobnionych produktów wietrzenia i ich usunięcia z podnóża terasy, gdzie następuje najintensywniejsze wietrzenie skał wiejskich występuje.

5. Procesy formowania się terasy mrozowo-soliflucyjnej powodują zmianę rzeźby w kierunku rozwinięcia profilu uskokowego i ogólne obniżenie poziomu masywów górskich, leżących powyżej dolnej granicy gruntów trwale zamarzniętych, istniejąca tendencja do pracy w końcu „mroźna peneplena”.

Autorzy proponują nazywanie tarasów górskich tarasami mrozowo-soluflukcyjnymi, co podkreśla ich odmienność od tarasów dryfowych soliflukcyjnych.

6. Procesy powstawania tarasów utrudniają erozja, ścieranie i powstawanie karsów. Dlatego rozwijają się głównie w rejonach peryglacjalnych, na terenach, gdzie erozja i inne czynniki denudacyjne nie nabrały jeszcze dominującego znaczenia.

7. Na Uralu liczba i wielkość tarasów górskich stopniowo zmniejsza się w kierunku z południa na północ, co można wytłumaczyć wcześniejszym zanikiem pokrywy lodowcowej w południowej części Uralu Północnego oraz bardziej ciągłą aktywnością procesów mroźno-solujących w regiony południowe.

Formy formacji tarasów mroźno-solulacyjnych nakładają się na starsze, a zwłaszcza na formy lodowcowe płaskorzeźby.

8. Na południu, w części północnego Uralu, nie zachowały się żadne ślady dawnego zlodowacenia, co tłumaczy się tutaj intensywnym rozwojem procesów mrozowo-solulflukcyjnych, deluwialnych i erozji. Tymczasem na tej samej szerokości geograficznej w strefie podgórskiej i na równinach zachowały się ślady działalności starożytnego lodowca Uralu.

W strefie podgórskiej na zachodnich i wschodnich stokach czasami występują głazy pochodzące ze zdenudowanych osadów pradawnego lodowca, a na równinach zachowała się ciągła pokrywa morenowa dawnego zlodowacenia, tj. w rejonach słabszego rozwoju denudacji.

9. Autorzy wyznaczają skrajne południowe punkty występowania osadów polodowcowych na równinach oraz wskazują strefy intensywnej denudacji w górach. Te regiony górskie, mimo że obecnie nie wykazują żadnych śladów starożytnego zlodowacenia, mogą odgrywać rolę starożytnych ośrodków zlodowacenia.

Biorąc pod uwagę orograficzne znaczenie Uralu Północnego jako samodzielnego ośrodka zlodowacenia, autorzy postawili pytanie o dokładniejszą granicę maksymalnego zlodowacenia na Uralu.

10. Granica maksymalnego zlodowacenia na Uralu została wyznaczona przez różnych autorów w przedziale pomiędzy 57 a 62° szerokości geograficznej północnej bez uwzględnienia znaczenia orograficznego Uralu lub na podstawie nieistotnych śladów ostatni zlodowacenie, co oznacza niespójne podejście do tej kwestii. Powyższe dane dotyczące genezy terasów górskich, a także ustalenia stref o różnym natężeniu denudacji deluwialnej, pozwalają na wykreślenie na mapie następującej granicy maksymalnego zlodowacenia (ryc. 8).

LITERATURA

1. Aleszkow A.N. Masywy dunitowo-perydotytowe Uralu Polarnego. Mata. Kom. przekierowanie badania Akademia Nauk ZSRR. Nr 18. 1929.

2. Aleszkow A.N. Przez północny Ural. Wiadomości Rosyjskiego Towarzystwa Geograficznego. 1931, tom LXIII, nie. 4, s. 1-26.

3. Aleszkow A.N. Szkic geologiczny dzielnica górska Neroyki. sob. „Ural subpolarny”, wyd. SOPS JAK ZSRR. 1937, s. 3-55.

4. Aleszkow A.N. O tarasach górskich Uralu. sob. „Uralsk. regiony okołobiegunowe.” Tr. Lodowiec. eksped., tom. IV. L.: 1935, s. 271-292.

5. Aleszkow A.N. Góra Sabre i jej lodowce. sob. „Uralsk. regiony okołobiegunowe.” Tr. Lodowiec. eksped., tom. IV. L.: 1935, s. 56-74.

6. Aleschków A.N. Uber Hochterrassen na Uralu. Zeichtrift für Geomorphologie, Bd. IX,Waga. 4. 1935.

7. Backlund O.O. Ogólny przegląd działalności ESP. br. Kuzniecow na Ural Polarny latem 1909 r. Zachód. Chochlik. JAKIŚ. seria VIII. Tom XXV III. L. 1, Petersburg, 1911.

8. Boch S.G. Szkic geomorfologiczny rejonu Narodnaja. sob. „Urlsk. Regiony subpolarne”. Tr. Lodowiec. eksped., tom. I V. L.: 1935. s. 116-149.

9. Boch S.G. O obecności wiecznej zmarzliny na północnym Uralu. Natura. Nr 5. 1938.

10. Boch S.G. Na tarasach soliflukcyjnych subpolarnego Uralu (Streszczenie raportu odczytanego na posiedzeniu Komisji Geomorfologicznej Państwowej Wyspy Geograficznej w dniu 19 lutego 1938 r.). Izw. Państwo geograf. Wyspy nr 3, 1938.

11. Boch S.G. O niektórych typach osadów deluwialnych subpolarnego Uralu. Biuletyn Moskwa naturalne wyspy, Geologia, nr 6, 1939.

12. Varsonofyeva V.A. Obserwacje geomorfologiczne na północnym Uralu. Izw. Państwo geograf. Wyspy, tom. 2-3. tom LXI V, 1932.

13. Varsonofyeva V.A. O śladach zlodowacenia na północnym Uralu. Tr. Kom. według badań czwartorzędowy okres, t. III, 1933, s. 81-105.

14. Varsonofyeva V.A. Czwartorzędowe osady dorzecza Górnej Peczory w związku z ogólne pytania Geologia czwartorzędowa regionu Peczora. Naukowiec zastrzelić. Kawiarnia geol. Moskwa państwo pe. Instytut, 1939, s. 45-115.

15. Vvedensky L.V. O śladach zlodowacenia alpejskiego na północy. Ural na przykładzie lodowca Hoffmanna. Dla przemysłu sowy Wschód, 1934.

16. Gorodkow B.N. Ural polarny w górnym biegu rzeki. Sobi. Tr. Nerw. Muzeum Akademii Nauk ZSRR, tom. XIX. 1926.

17. Gorodkow B.N. Ural polarny w górnym biegu rzek Sobi i Voykara. Izw. Akademia Nauk ZSRR. 1926.

18. Gorodkow B.N. Ural polarny w górnym biegu rzek Voykara, Synya i Lyapina. Kom. przekierowanie badania Akademia Nauk ZSRR, 1929.

19. Govorukhin V.S. Wprowadzenie do badań tundry. Tom. 1, M., 1934.

20. Gerenchuk K.I. Soliflukcja jako czynnik powstawania iłów okrywowych na morenie. Naukowiec zastrzelić. Moskwa państwo nie-ta. Geografia, tom. 25, 1939.

21. Gromov V.I. i Mircink G.F. Okres czwartorzędu i jego fauna. Świat zwierząt ZSRR, zoolog. Instytut Akademii Nauk ZSRR, 1937.

22. Grönlie O.T. Wkład do geologii czwartorzędowej Nowej Ziemi. reprezentant. Naukowiec. Rozdzielczość Norwegia. N. Z. Do potęgi. 1921, nr 21. Oslo, 1921.

23. Dobrolyubova T.A., Soshkina E.D. Ogólna mapa geologiczna europejskiej części ZSRR (Ural Północny), arkusz. 123. Tr. Leningr. geol.-hydro-geogr. zaufanie, tom. 8, 1935.

24. Dorofeev N.V. W zagadnieniu genezy tarasów górskich. Problemy Arktyki, nr 6, 1939, s. 89-91.

25. Duparc L., Pearce F. Sur la present de hautes terrasses dans l’oural du Nord. Geografia. Byk. de la Societe de Geographie, Paryż, 1905.

26. Duparc L., Pearce F. Sur 1”existence de hautes terrasses dans l’ Oural du Nord. Paryż, 1905.

27. Duparc L., Pearce F., Tikanowitch M. Le bassin de la haute Wichera. Genewa. 1909, s. 1909 111.

28. Hoffmanna Ernsta. Der Nördliche Ural und das Küstengebirge Pai-Choi, Band I-II. 1856 Św. Petersburgu.

29. Zavaritsky A.N. Masyw perydotytowy Rai-iz na Uralu Polarnym. Wszystko Eksploracja geologiczna Wyd., 1932, s. 1-281.

30. Claire VO O kamieniach Uralu. Zastrzelić. Uralsk kocha społeczność. naturalny w Jekaterynburgu, t. XXXI, zeszyt. 1. 1911. s. 9.

31. Krotow P.I. Badania geologiczne na zachodnim zboczu Uralu Czerdyńskiego, przeprowadzone na zlecenie Komisji Geologicznej latem 1883 r. Wyd. Geol. kom., dział przedruk, 1883.

32. Krotow P.I.Ślady epoki lodowcowej w północno-wschodniej części europejskiej Rosji i na Uralu. Tr. wyspy naturalne w Kazaniu. Uniw., t. XIV, zeszyt. 4, Kazań, 1885.

33. Lamakins V.V. i N.V. Wyżyna Sajano-Dżida (według badań z 1928 r.). Geografia, t. 32, nr. 1-2, M., 1930, s. 21-54.

34. Miloradovich B.V. Szkic geologiczny północno-wschodniego wybrzeża Wyspy Północnej Nowej Ziemi. Tr. Arktyczny Instytut, t. XXXVIII. L., 1936.

35. Mołdawancew E.P. Złoża platyny w regionie Burmantowo na północnym Uralu. Izw. Geol. com., 1927, t. 46, nr 2.

36. Mołdawancew E.P., Demczuk A.I. Rys geologiczny obszaru wsi. Elovka i jej złoża rodzimej miedzi w pobliżu zakładu Nadieżdinskiego na północnym Uralu. Izw. Wszystko Eksploracja geologiczna Wyd., t. 50, wydanie. 90, 1931.

37. Mołdawancew E.P.. Szkic geologiczny regionu Chistop i Khoi-Ekva na północnym Uralu. Izw. Geol. com., 1927, t. 46, nr 7.

38. Nikitin S.N. Granice rozmieszczenia śladów polodowcowych w Centralna Rosja i na Uralu. Izw. Geol. com., t. IV, 1885, s. 185-222.

39. Obruchev S.V. Tarasy soliflukcyjne (górskie) i ich geneza na przykładzie prac na Czukotce. Problemy Arktyki, nr 3-4. L.: 1937.

40. Padalka G.L. O wysokich tarasach na północnym Uralu. Aktualności. Geol. com., t. III, nr 4, 1928.

41. Padalka G.L. Masyw perydotytowy płatnika na Uralu Polarnym. Tr. Instytut Arktyczny. T. 47. L.: 1936.

42. Sirin N.A. Niektóre dane na temat budowy geologicznej regionu Lapińskiego na subpolarnym Uralu. Problemy Arktyki, nr 3, 1939, s. 70-75.

43. Tolstikhina M.M. Materiały dotyczące geomorfologii regionu Kizelovsky na zachodnim zboczu Uralu. Izw. Państwo geograf. about-va, t. 68, wydanie. 3, 1936, s. 279-313.

44. Tyulina L.N. O zjawiskach związanych z wieczną zmarzliną gleby i wietrzeniem mrozowym na górze Iremel (Ural Południowy). Izw. geograf. Wyspy, t. 63, nr. 2-3, L., 1931, s. 124-144.

45. Fiodorow E.S. Badania geologiczne na Uralu Północnym w latach 1884-1886, St. Petersburg, 1890, Róg, dziennik, tomy I i II.

46. Fiodorow E.S. Badania geologiczne na Uralu Północnym w latach 1887-1889. (Sprawozdanie z działalności grupy geologicznej Ekspedycji Północnej). Petersburg, 1889, Róg. zhur., t. II.

47. Fiodorow E.S. Notatka o występowaniu złóż kredy i głazów na Uralu w północnej Syberii. Izw. Geol. com., t. 7, 1887, s. 239-250.

48. Fiodorow E.S., Nikitin V.V.. Teologiczny Okręg Górniczy. Monografia. wyd. Stasiulewicz, 1901.

49. Epstein S.V. Trasa obserwacji geologicznych i geomorfologicznych na wschodnim zboczu północnego Uralu. Izw. Państwo geograf. Wyspy, tom. 2, t. 46, 1934.

50. Edelshtein Ya.S. Instrukcje badań geomorfologicznych i mapowania Uralu. wyd. Glavsevmorputi, L., 1936.

Klimat naszej planety zmieniał się wielokrotnie. Do chwili obecnej w historii Ziemi znane były trzy główne okresy zlodowacenia (około 600 000 i 300 000 lat temu), a dziś żyjemy w ostatnim z nich. Epoka lodowcowa to okres naprzemiennych zimnych i ciepłych okresów, mierzony w dziesiątkach tysięcy lat, podczas którego lodowce albo pokrywają rozległe obszary, albo gwałtownie się kurczą. Obecnie znajdujemy się w okresie międzylodowcowym, ale zlodowacenie może jeszcze powrócić. Trudno powiedzieć, co było przyczyną zlodowacenia, istnieje wiele hipotez.

1. Hipotezy dotyczące przyczyn zlodowacenia

Być może epoki zlodowacenia są związane ze specyfiką sytuacji Układ Słoneczny na orbicie galaktycznej. Istnieje wersja, która kojarzy się z epokami budownictwa górskiego. Teraz alpejska era budownictwa górskiego trwa, trzysta milionów lat temu była era hercyńska budownictwa górskiego, a sześćset milionów lat temu (koniec proterozoiku - początek kambru) była era Bajkału. Epoki budownictwa górskiego można ponownie powiązać z pozycją Układu Słonecznego w przestrzeni galaktycznej.

W epoce wzrostu gór ziemia jest wysoka. Im wyższy ląd, tym chłodniejszy klimat. Kiedy ląd jest wysoki, woda oceaniczna gromadzi się w głębokich zagłębieniach, a niewielka powierzchnia wody prowadzi do ochłodzenia Ziemi. Woda jest doskonałym akumulatorem ciepła, a im mniejsza powierzchnia wody, tym jest zimniejsza. Impulsem do wystąpienia zlodowaceń mogły być zmiany w położeniu ciepłych i zimnych prądów morskich. Wszystkie powyższe hipotezy wymagają dalszych badań.

2. Zlodowacenia na terytorium Rosji

Ostatnia era zlodowacenia przypada na współczesny okres czwartorzędu, którego czas trwania szacuje się na siedemset tysięcy do miliona lat. W tym okresie na półkuli północnej Ziemi wystąpiło kilka epok pokryw lodowych, oddzielonych epokami międzylodowcowymi. Jednak na Grenlandii ciągłe zlodowacenie rozpoczęło się około 10 milionów lat temu, a na Antarktydzie najwyraźniej nawet wcześniej - 25–30 milionów lat temu. Grenlandia i Antarktyda zajmują położenie okołobiegunowe, a panujące tam zimne warunki klimatyczne są całkiem zrozumiałe.

Trudniej jest wyjaśnić zlodowacenia znacznej części Ameryki Północnej (w przybliżeniu do szerokości geograficznej Nowego Jorku), Europy i Azji do szerokości geograficznych Moskwy i Woroneża (w różnych epokach), a także zachodniej Syberii do centrum Nizina Zachodniosyberyjska. Badacze debatują nad ich liczbą, licząc co najmniej cztery zlodowacenia. Lód urósł, a ośrodkami zlodowacenia w Europie były Półwysep Skandynawski i Półwysep Kolski, Karelia, Nowa Ziemia, Ural Polarny, Góry Byrranga w Taimyr i Płaskowyż Putorana. Grubość lodu była porównywalna z grubością Antarktydy (na Antarktydzie - do 3-4 km, w naszym kraju - do 2-3 km).

Lodowiec jest z konieczności poruszającą się masą. Dlaczego się poruszał? Być może z powodu bardzo wysokiego ciśnienia na styku z gruntem lód topił się w temperaturach bliskich zeru. Twardy lodowiec, pokryty pęknięciami, rozprzestrzeniał się pod wpływem własnego ciężaru, przesuwając się po roztopionym smarze na południe. Lodowce pokrywające mogą wznieść się na wyższe wysokości. Ostatni lodowiec Wałdaj pokrywał Wyżynę Wałdajską, wcześniejszy lodowiec moskiewski pokrywał grzbiet Klinsko-Dmitrowa na północy obwodu moskiewskiego. Jeszcze wcześniej lodowiec Dniepru - jak nazywa się lodowce w europejskiej Rosji - pokrywał północ Wyżyny Środkowo-Rosyjskiej i wielkimi językami szedł na południe wzdłuż nizin Dniepru i Oka-Donu.

Aby powstał lodowiec, potrzebne jest nie tylko zimno, ale także wilgoć. W Eurazji na zachodzie jest więcej wilgoci, a wiatry przynoszą opady znad Oceanu Atlantyckiego. Dlatego południowo-zachodnia granica wszystkich zlodowaceń znajdowała się znacznie dalej na południe niż północno-wschodnia.

3. Przyczyny wypiętrzenia izostatycznego

Kiedy lodowiec zaczął się topić, rozpadł się na oddzielne masy martwego lodu, zamarzł na powierzchnię, a roztopiona woda płynęła ze wszystkich stron. Ostatni lodowiec Valdai stopił się około 10 000 lat temu. Lód przestał wywierać nacisk na leżącą poniżej powierzchnię, a grunt zaczął się podnosić. Ponadto na obszarach Półwyspu Skandynawskiego po obu stronach Zatoki Botnickiej na Bałtyku (Szwecja i Finlandia) niezwykle szybki wzrost Sushi. Jest to tak zwane wypiętrzenie izostatyczne. Tempo wzrostu sięga 1 metra na 100 lat, czyli jest bardzo szybkie. Na Antarktydzie, pod wpływem naporu współczesnych lodowców, głębokość szelfu oceanicznego – płycizn kontynentalnych – wynosi około 500 metrów, podczas gdy na Ziemi średnio głębokość szelfu wynosi około 200 metrów.

4. Poziom oceanu

W okresach zlodowacenia, kiedy duże masy wody były uwięzione w lodzie, poziom Oceanu Światowego gwałtownie spadł. Dziś badacze podają następujące szacunki: gdyby stopiły się lodowce Antarktydy i Grenlandii, poziom morza podniósłby się o 70–75 metrów. Starożytne zlodowacenia kontynentalne Ziemi nie miały wcale mniejszej objętości lodu, dlatego z całkowitą pewnością możemy mówić o powtarzającym się spadku poziomu Oceanu Światowego w okresie czwartorzędu o 75–80 metrów, ale najprawdopodobniej było tego znacznie więcej – 100–120 metrów, niektórzy przypuszcza się, że nawet 200 metrów. Rozproszenie danych jest naturalne, ponieważ Ziemia „oddycha”: niektóre jej części wznoszą się, inne opadają, a na te wahania nakładają się zmiany poziomu powierzchni oceanu.

Do czego doprowadziła zmiana poziomu morza? Po pierwsze, tam, gdzie obecnie znajduje się morze, płynęły rzeki. Na obecnie zalanym kontynentalnym brzegu Oceanu Arktycznego można prześledzić kontynuację Peczory, Północnej Dźwiny, Ob i Jeniseju. Piaski rzeczne mogą zawierać ziarna złota, kasyteryt (surowiec do wydobycia cyny) itp. Piaszczyste osady starożytnych rzek, które płynęły na szelfie wyschniętym podczas zlodowaceń na obszarze indonezyjskich wysp Sunda, wytworzyły bogate osady kasyterytu . Obecnie rudę cyny wydobywa się z dna morskiego w podwodnych dolinach rzek.

Oceany świata nie zamarzły podczas zlodowaceń. Woda to najbardziej niesamowita rzecz na Ziemi. Im wyższe stężenie soli w wodzie morskiej, tym niższa (-1; -1,7 stopnia) jej temperatura zamarzania, tym dłużej trwa tworzenie się lodu. Woda morska zamarza w temperaturze maksymalnej gęstości, która jest nawet niższa niż temperatura zamarzania (-3; -3,5 stopnia). Jeśli woda morska ochładza się do temperatury zamarzania, zamiast zamarzać, dzięki zwiększonej gęstości opada w dół, wypierając w górę cieplejsze i lżejsze wody. Kiedy ostygną do ujemnych temperatur, stają się gęstsze i ponownie „nurkują” w dół. Mieszanie to zapobiega tworzeniu się lodu i trwa do momentu, aż cały słup wody osiągnie temperaturę maksymalnej gęstości.

5. Okresy międzylodowcowe

Epoki zlodowaceń ustąpiły miejsca okresom międzylodowcowym. Klimat w tym czasie może być albo zimniejszy, albo cieplejszy niż obecnie. Na przykład w okresie między zlodowaceniami Moskwy i Wałdaju klimat był cieplejszy. Na szerokości geograficznej Moskwy rosły lasy kasztanowe szerokolistne. Cała Syberia była porośnięta lasami aż do wybrzeży mórz północnych, gdzie obecnie znajduje się tundra. Ostatni interglacjał trwa około dziesięciu tysięcy lat. Najwyraźniej przekroczyliśmy już jego maksimum klimatyczne. 5–6 tysięcy lat temu średnia roczna temperatura była o 1–2, a może nawet 3 stopnie wyższa. W tej ciepłej erze lodowce w górach, na Grenlandii i Antarktydzie skurczyły się, a poziom mórz odpowiednio się podniósł.

We współczesnej, chłodniejszej epoce poziom wody w oceanie ponownie się obniżył ze względu na ochronę wody w rosnących lodowcach. W tym samym czasie na powierzchni pojawiły się wyspy koralowe, a wiele z nich zasiedlili ludzie. Gdyby poziom mórz pozostał wysoki, pozostałyby pod wodą. W ten sam sposób na powierzchni pojawiło się wiele innych wysp: Wyspy Fryzyjskie w pobliżu Holandii i Niemiec, liczne wyspy u wybrzeży Meksyku i Teksasu w Zatoce Meksykańskiej, Mierzeja Arabacka na Morzu Azowskim i inne. Oznacza to, że stosunek wody skoncentrowanej w lodowcach do wody wolnej radykalnie zmienia zarówno stosunek lądu i morza, jak i sytuację klimatyczną Ziemi. Co nas czeka? Najprawdopodobniej ludzkość będzie musiała doświadczyć kolejnego zlodowacenia.

Globalne zmiany w środowisku naturalnym. wyd. N. S. Kasimova. M.: Świat naukowy, 2000

Ogólna charakterystyka zmian krajobrazu i klimatu północnej Eurazji w okresie kenozoiku // Zmiany klimatu i krajobrazu na przestrzeni ostatnich 65 milionów lat (kenozoik: od paleocenu do holocenu). wyd. A. A. Velichko. M.: GEOS. 1999.

Koronovsky N.V., Khain V.E., Yasamanov N.A. Geologia historyczna. M.: Akademia, 2006.

Klimat Ziemi okresowo ulega poważnym zmianom związanym z naprzemiennymi uderzeniami zimna na dużą skalę, którym towarzyszy tworzenie się stabilnych pokryw lodowych na kontynentach i ocieplenie. Ostatnia epoka lodowcowa, która zakończyła się około 11-10 tysięcy lat temu, dla obszaru Niziny Wschodnioeuropejskiej nazywa się zlodowaceniem Valdai.

Systematyka i terminologia okresowych przeziębień

Najdłuższe okresy ogólnego ochłodzenia w historii klimatu naszej planety nazywane są krioerami, czyli epokami lodowcowymi trwającymi nawet setki milionów lat. Obecnie krioera kenozoiczna trwa na Ziemi od około 65 milionów lat i najwyraźniej będzie trwać bardzo długo (sądząc po poprzednich podobnych etapach).

Na przestrzeni eonów naukowcy identyfikowali epoki lodowcowe przeplatane fazami względnego ocieplenia. Okresy mogą trwać miliony i dziesiątki milionów lat. Współczesna epoka lodowcowa to czwartorzęd (nazwa nadana jest zgodnie z okresem geologicznym) lub, jak się czasem mówi, plejstocen (według mniejszego podziału geochronologicznego - epoka). Zaczęło się około 3 miliony lat temu i najwyraźniej wciąż jest dalekie od zakończenia.

Z kolei epoki lodowcowe składają się z krótkotrwałych – trwających kilkadziesiąt tysięcy lat – epok lodowcowych, czyli zlodowaceń (czasami używa się określenia „lodowcowy”). Ciepłe odstępy między nimi nazywane są interglacjałami lub interglacjałami. Żyjemy teraz dokładnie w epoce międzylodowcowej, która zastąpiła zlodowacenie Valdai na Równinie Rosyjskiej. Zlodowacenia w obecności niewątpliwych wspólne cechy charakteryzują się cechami regionalnymi, dlatego ich nazwa pochodzi od konkretnego obszaru.

W obrębie epok wyróżnia się etapy (stadiały) i międzystadiały, podczas których klimat doświadcza krótkotrwałych wahań – pesymów (zimnych trzasków) i optimów. Obecny czas charakteryzuje się optymalnym klimatem subatlantyckiego międzystadiału.

Wiek zlodowacenia Valdai i jego fazy

Zgodnie z ramami chronologicznymi i warunkami podziału na etapy lodowiec ten różni się nieco od Würm (Alpy), Wisły (Europa Środkowa), Wisconsin ( Ameryka północna) i inne odpowiednie zlodowacenia pokrywowe. Na Nizinie Wschodnioeuropejskiej początek epoki, która zastąpiła interglacjał mikuliński, datuje się na około 80 tysięcy lat temu. Należy zaznaczyć, że poważnym utrudnieniem jest ustalenie wyraźnych granic czasowych – z reguły są one rozmyte – dlatego ramy chronologiczne poszczególnych etapów ulegają znacznym wahaniom.

Większość badaczy wyróżnia dwa etapy zlodowacenia Valdai: Kalininskaya z maksymalnym lodem około 70 tysięcy lat temu i Ostaszkowska (około 20 tysięcy lat temu). Oddziela je międzystadial briański – ocieplenie, które trwało od około 45-35 do 32-24 tysięcy lat temu. Niektórzy naukowcy proponują jednak bardziej szczegółowy podział epoki – aż do siedmiu etapów. Jeśli chodzi o cofanie się lodowca, miało to miejsce w okresie od 12,5 do 10 tysięcy lat temu.

Geografia lodowców i warunki klimatyczne

Centrum ostatniego zlodowacenia w Europie stanowiła Fennoskandia (w tym tereny Skandynawii, Zatoki Botnickiej, Finlandii i Karelii z Półwyspem Kolskim). Stąd lodowiec okresowo rozszerzał się na południe, w tym na Równinę Rosyjską. Miał mniej rozległy zasięg niż poprzednie zlodowacenie moskiewskie. Granica pokrywy lodowej Wałdaj przebiegała w kierunku północno-wschodnim i w maksymalnym punkcie nie sięgała Smoleńska, Moskwy ani Kostromy. Następnie na terenie obwodu archangielskiego granica skręciła ostro na północ do Morza Białego i Morza Barentsa.

W centrum zlodowacenia grubość pokrywy lodowej Skandynawii osiągnęła 3 km, co jest porównywalne z lodowcem Niziny Wschodnioeuropejskiej, który miał grubość 1-2 km. Co ciekawe, choć pokrywa lodowa była znacznie słabiej rozwinięta, zlodowacenie Valdai charakteryzowało się surowymi warunkami klimatycznymi. Średnie roczne temperatury podczas ostatniego maksimum zlodowacenia – Ostaszkowo – były tylko nieznacznie wyższe od temperatur epoki bardzo potężnego zlodowacenia moskiewskiego (-6°C) i były o 6-7°C niższe niż obecnie.

Konsekwencje zlodowacenia

Wszechobecne ślady zlodowacenia Wałdajskiego na Równinie Rosyjskiej wskazują na jego silny wpływ na krajobraz. Lodowiec zatarł wiele nierówności pozostawionych przez zlodowacenie moskiewskie i powstał podczas jego cofania się, kiedy z masy lodowej stopiła się ogromna ilość piasku, gruzu i innych wtrąceń, tworząc osady o grubości do 100 metrów.

Pokrywa lodowa nie przemieszczała się w postaci ciągłej masy, lecz w zróżnicowanych przepływach, wzdłuż których utworzyły się stosy fragmentarycznego materiału – moreny brzeżne. Są to w szczególności niektóre grzbiety w obrębie obecnej Wyżyny Wałdajskiej. Ogólnie rzecz biorąc, cała równina charakteryzuje się pagórkowatą powierzchnią morenową, na przykład dużą liczbą bębnów - niskimi, wydłużonymi wzgórzami.

Bardzo wyraźnymi śladami zlodowacenia są jeziora utworzone w zagłębieniach zaoranych przez lodowiec (Ładoga, Onega, Ilmen, Chudskoje i inne). Sieć rzeczna regionu również zyskała swój nowoczesny wygląd pod wpływem pokrywy lodowej.

Zlodowacenie Valdai zmieniło nie tylko krajobraz, ale także skład flory i fauny Równiny Rosyjskiej, wpłynęło na obszar osadnictwa starożytnego człowieka - jednym słowem miało ważne i wielostronne konsekwencje dla tego regionu.

Śledząc prace K.K. Markowa, obecność śladów trzech starożytnych zlodowaceń na Równinie Rosyjskiej można uznać za udowodnioną - Lichwińskiego, Dniepru ze sceną moskiewską i Wałdaja. № Granice dwóch ostatnich zlodowaceń odgrywają ważną rolę jako granice krajobrazowe. Jeśli chodzi o najstarsze zlodowacenie lichwińskie, to jego ślady zachowały się tak słabo, że trudno nawet dokładnie wskazać jego południową granicę, położoną znacznie na południe od granicy zlodowacenia wałdajskiego.

Na południowej granicy Dniepru – maksimum na rosyjskiej Rabbi – zlodowacenie jest znacznie lepiej prześledzone. Przecinając Równinę Rosyjską z południowego zachodu na północny wschód, od północnego krańca Wyżyny Bołyńsko-Podolskiej do górnego biegu Kamy, południowa granica zlodowacenia Dniepru tworzy dwa języki na nizinie Dniepru i Oka-Donu, przenikające na południe do 48 ° N. w. Ale ta granica pozostaje w zasadzie jedynie granicą geologiczną (zanik cienkiej warstwy moreny z odcinków), co prawie nie znajduje odzwierciedlenia w rzeźbie i innych elementach krajobrazu. Dlatego południowa granica zlodowacenia dniepru nie jest traktowana jako granica geomorfologiczna, nie tylko w tak ogólnych raportach, jak „Podział geomorfologiczny ZSRR” (1947), ale także w węższych, regionalnych opracowaniach. Jeszcze mniej powodów, aby uważać granicę zlodowacenia Dniepru za ważną granicę krajobrazową. Ze względu na brak zauważalnych różnic krajobrazowych na południowej granicy lodowca Dniepru, na przykład podczas kształtowania stref krajobrazowych Centrum Czarnoziemu nie uznaliśmy tego za granicę wystarczającą do identyfikacji regionów krajobrazowych, a zwłaszcza województw. Wybrany obszar prawego brzegu lodowcowego Donu wyodrębnia się nie w związku z granicą zlodowacenia, ale głównie na podstawie silniejszego rozwarstwienia erozyjnego spowodowanego bliskością tego obszaru do niskiej podstawy erozji – rzeki Don.

Południowa granica moskiewskiego etapu zlodowacenia dnieprzańskiego wygląda ostrzej na ziemi. W centrum Równiny Rosyjskiej przechodzi przez Roslavl, Maloyaroslavets, północno-zachodnie obrzeża Moskwy, Ples nad Wołgą, Galich na zlewni rzek Kostroma i Unzha.Na północ i południe od niego formy reliefowe zauważalnie się zmieniają : ostatnie ślady pagórkowatych zlewni charakterystycznych dla lodowców. Na północy jeziora zanikają, wzmaga się rozwój erozji zlewni.

Wskazane różnice geomorfologiczne na granicy moskiewskiego etapu zlodowacenia dniepru znajdują odzwierciedlenie zwłaszcza w granicach regionów geomorfologicznych regionu moskiewskiego, zidentyfikowanych przez zespół autorów z Moskiewskiego Uniwersytetu Państwowego [Dik N. E., Lebedev V. G., Sołowjow A. I., Spiridonov A. I., 1949, s. 25. 24, 27]. Jednocześnie granica moskiewskiego etapu zlodowacenia dniepru w centrum Niziny Rosyjskiej stanowi znaną granicę w stosunku do innych elementów krajobrazu: na południe od niej zaczynają się pokrywać i gliny lessowe w podłożu dominują lasy piaszczyste, pojawiają się „opole” z ciemno zabarwionymi glebami leśno-stepowymi, stopień zabagnienia działów wodnych, wzrasta rola dębu w składzie lasów itp. [Vasilieva I.V., 1949, s. P. 134-137].

Jednakże dwie okoliczności uniemożliwiają uznanie granicy moskiewskiego etapu zlodowacenia dnieprzańskiego za ważną granicę krajobrazową. Po pierwsze, granica ta nie jest na tyle ostra, aby można ją było porównywać z granicami orograficznymi; w każdym razie nawet w centrum Niziny Rosyjskiej kontrasty w krajobrazie między Meszcherą a Wyżyną Środkoworosyjską są nieporównywalnie ostrzejsze i większe niż kontrasty w krajobrazie Wyżyny Środkoworosyjskiej na północ i południe od granicy Rosji Moskiewski etap zlodowacenia Dniepru. Po drugie, różnice krajobrazowe obserwowane w pobliżu południowej granicy moskiewskiego etapu zlodowacenia dniepru w obwodzie moskiewskim i na południowy zachód od niego wynikają w dużej mierze z faktu, że obszar ten znajduje się w niewielkiej odległości od północnej granicy lasu -strefa stepowa – główna granica krajobrazowa Równiny Rosyjskiej, charakteryzująca się głębokimi zmianami we wszystkich elementach krajobrazu oraz,

co zrozumiałe, >niezwiązane z granicą moskiewskiego etapu zlodowacenia dnieprzańskiego. Na północ od Wołgi, z dala od głównej granicy krajobrazowej, znaczenie granicy moskiewskiego etapu zlodowacenia dniepru jako granicy krajobrazowej jeszcze bardziej maleje.

Nie zaprzeczając znaczeniu granicy moskiewskiego etapu zlodowacenia dnieprzańskiego jako granicy krajobrazowej, nie możemy jej przeceniać. Granica ta stanowi granicę krajobrazową, ale granicę krajobrazową o znaczeniu wewnątrzwojewódzkim, wyznaczającą nie województwa krajobrazowe, ale regiony krajobrazowe (być może grupy regionów); w tym drugim przypadku nabiera znaczenia granicy wyznaczającej subpro-vshchii (paski).

Najnowszą, najwyraźniej wyrażoną w rzeźbie terenu, jest granica ostatniego zlodowacenia Wałdajskiego, przebiegająca na południe od Mińska, dalej wzdłuż Wyżyny Wałdajskiej na północny wschód do środkowego biegu północnych rzek Dźwiny i Mizenu. Granica ta oddziela krajobrazy jeziorno-morenowe, które zachowały się stosunkowo niedawno, od krajobrazów morenowych, które uległy znacznemu przetworzeniu. Na południe od granicy lodowca Valdai liczba wododziałowych jezior morenowych gwałtownie maleje, „sieć rzeczna staje się bardziej rozwinięta i dojrzała. Znaczenie granicy ostatniego zlodowacenia jako ważnej granicy geomorfologicznej jest pozytywnie uznawane przez wszystkich badaczy i znajduje uzasadnione wyjaśnienie w różnym wieku krajobrazów geomorfologicznych na północ i południe od granicznego lodowca Valdai. Czy jednak można dostrzec, że ta granica jest również ważną granicą krajobrazową? Budowa geologiczna (skład podłoża skalnego i częściowo czwartorzędowego osady) nie ulega zauważalnym zmianom przy przekraczaniu tej granicy.Warunki klimatyczne i makroformy rzeźby pozostają bez znaczących zmian.Gwałtownych zmian nie zachodzą także w glebach z roślinnością: z reguły nie chodzi tu o rodzaje i odmiany gleb, a nie o rośliny. skojarzenia, które się zmieniają, ale ich przestrzenne połączenia i zgrupowania. W obszarze świeżej rzeźby morenowej szata roślinna i gleby okazują się zgodnie z rzeźbą mniej jednorodną, ​​bardziej urozmaiconą niż na południe od linii. Krótko mówiąc, południowa granica Valdai

zlodowacenia moskiewskiego, choć w terenie wyraża się ostrzej niż granica moskiewskiego etapu zlodowacenia dniepru, ma znaczenie dla celów zagospodarowania przestrzennego krajobrazu jedynie jako granica wewnątrzwojewódzka – subwojewódzka i regionalna.

Granice geomorfologiczne

Granice zlodowaceń czwartorzędowych stanowią tylko jedną grupę rozległych granic krajobrazu geomorfologicznego. Granice regionów geomorfologicznych pełnią jednocześnie funkcję granic krajobrazowych, gdyż nawet niewielkie zmiany rzeźby pociągają za sobą odpowiednie zmiany w roślinności, glebach i mikroklimacie. Często różnice krajobrazowe wyrażają się nie w pojawieniu się nowych odmian gleby i grup roślin za granicą, ale w pojawieniu się innych kombinacji tych samych odmian gleby i grup roślin.

Na dużych rzekach przejście szerokiego pasa równin tarasowych w zbocze podłoża skalnego stanowi ważną granicę krajobrazu geomorfologicznego. Przy wyjątkowej szerokości teras, jak na przykład wzdłuż leśno-stepowego lewego brzegu Dniepru, przejście każdego tarasu nadziemnego na drugi stanowi granicę krajobrazową.

W warunkach płaskich różnice krajobrazowe często wynikają ze stopnia rozwarstwienia erozyjnego, związanego z własnością terytorium lub z nią Do różnych dorzeczach lub w różnych odległościach od tej samej podstawy erozji. Na przykład na północy niziny Oka-Don niewątpliwie różne obszary krajobrazowe składają się z jednej strony z miękkiej pofałdowanej równiny morenowej Sapozhkovskaya, blisko Oki (a zatem bardziej rozciętej), z wyspami dębowymi lasy na bielicowych czarnoziemach i szarych glebach leśno-stepowych i położone na zlewni rzek Pary, Mostya i Woroneż Oka-Don | z drugiej równina zlewni z płatami zachodnich lasów na czarnej glebie.

Wyraźnie wyrażone granice geomorfologiczne (dokładniej geologiczno-geomorfologiczne) tworzą granice młodych – czwartorzędowych – transgresji. Oni są pro-

Wędrują na północy, wzdłuż brzegów Morza Białego, Morza Barentsa i Bałtyku, gdzie płaskie przybrzeżne równiny, niedawno uwolnione od morza, graniczą z pagórkowatymi krajobrazami polodowcowymi. Na południowym wschodzie, dla celów zagospodarowania przestrzennego, należy pamiętać o północnych i północno-zachodnich granicach transgresji kaspijskich, w szczególności o X"Valynokaya, która biegnie na północ do strefy stepowej włącznie.

Granice geomorfologiczne i geologiczne najczęściej wyznaczają granice obszarów krajobrazowych. Jest to zrozumiałe, gdyż sam region krajobrazowy to nic innego jak „geomorfologicznie izolowana część prowincji krajobrazowej, posiadająca charakterystyczne dla siebie kombinacje odmian gleb i grup roślin” [Milkov F.N., ShbO, s. 17]. Błędem byłoby jednak sądzić, że obszary geomorfologiczne muszą pokrywać się z obszarami krajobrazowymi i że wystarczy przeprowadzić geomorfologiczny podział terytorium, aby w ten sposób z góry określić podział na strefy krajobrazowe. Dokładną zbieżność regionów geomorfologicznych z fizyczno-geograficznymi u niektórych autorów, na przykład A.R. Meshkowa (1948), wyjaśniamy poprzez niewystarczającą analizę granic krajobrazu. Rzecz w tym, że w wyznaczaniu granic obszarów krajobrazowych biorą udział nie tylko granice geomorfologiczne. Oprócz granic geologicznych i geomorfologicznych, które już rozważaliśmy, ważne są także inne, których nie mamy tutaj możliwości poruszyć. Ponadto w przyrodzie liczba granic geomorfologicznych nie ogranicza się do tych granic, które ograniczają regiony geomorfologiczne. Dlatego często zdarza się, że granica istotna dla celów podziału na strefy geomorfologiczne traci na znaczeniu podczas podziału na strefy krajobrazowe, a granica mająca duży wpływ na gleby, roślinność, a nawet klimat, przy identyfikacji regionów geomorfologicznych ma drugorzędne znaczenie.

Jako przykład rozbieżności między strefą krajobrazową (fizjograficzną) a strefą geomorfologiczną przywołam własne doświadczenia związane z podziałem dwóch heterogenicznych terytoriów Równiny Rosyjskiej - regionu Czkałowki i centrum Czarnoziemu:

terytorium obwodu czukalowskiego zamiast 13 regionów geomorfologicznych połączonych w 3 prowincje geomorfologiczne [Khomentovsky A. S., 1951], przydzielono 19 obszarów krajobrazowych, połączonych w 4 prowincje krajobrazowe [Milkov F. N., 1951]. Podczas podziału na strefy Centrum Czarnoziemu jego terytorium jest podzielone na prowincje krajobrazowe, składające się z 13 okręgów, podczas gdy geomorfologicznie tylko 6 okręgów jest przydzielonych do tego samego terytorium.