Jégkorszak. Az eljegesedés határai mint tájhatárok

A Föld klímája időszakonként komoly változásokon megy keresztül, amelyek a váltakozó nagymértékű hideghullámokkal járnak együtt, amihez a kontinenseken stabil jégtakarók képződnek, és felmelegednek. A kelet-európai síkság területén az utolsó jégkorszakot, amely körülbelül 11-10 ezer évvel ezelőtt ért véget, Valdai-jegesedésnek nevezik.

Az időszakos hideg időszakok rendszertana és terminológiája

Bolygónk klímája történetében az általános lehűlés leghosszabb szakaszait krioeráknak, vagy akár több százmillió évig tartó jégkorszakoknak nevezzük. Jelenleg a kainozoikus krioéra körülbelül 65 millió éve zajlik a Földön, és úgy tűnik, nagyon sokáig fog folytatódni (a korábbi hasonló szakaszok alapján).

Eonok során a tudósok jégkorszakokat azonosítottak, amelyek a relatív felmelegedés fázisaival tarkítottak. Az időszakok több millió és tízmillió évig is eltarthatnak. A modern jégkorszak a negyedidőszak (a név a geológiai korszaknak megfelelően adható), vagy ahogy néha mondják, a pleisztocén (kisebb geokronológiai felosztás szerint - korszak). Körülbelül 3 millió évvel ezelőtt kezdődött, és úgy tűnik, még mindig messze van a befejezéstől.

A jégkorszakok viszont rövidebb - több tízezer éves - jégkorszakokból, vagy eljegesedésekből állnak (néha használják a „glaciális” kifejezést). A köztük lévő meleg szakaszokat interglaciálisnak vagy interglaciálisnak nevezik. Pontosan egy ilyen interglaciális korszakban élünk, amely felváltotta a Valdai-jegesedést az orosz síkságon. Az eljegesedéseket, bár kétségtelenül közös vonásaik vannak, regionális sajátosságok jellemzik, ezért egy adott területről nevezték el őket.

A korszakokon belül vannak szakaszok (stadiálok) és interstadiálok, amelyek során az éghajlat rövid távú ingadozásokat – pesszimumot (hideghullás) és optimumokat – tapasztal. A jelen időt a szubatlanti interstadiális éghajlati optimuma jellemzi.

A Valdai-jegesedés kora és fázisai

Az időrendi keret és a szakaszokra osztás feltételei szerint ez a gleccser némileg eltér a Würm (Alpok), Visztula (Közép-Európa), Wisconsin (Észak-Amerika) és más megfelelő fedőjegesedésektől. A kelet-európai síkságon a Mikulin interglaciálist felváltó korszak kezdete mintegy 80 ezer évvel ezelőttre tehető. Megjegyzendő, hogy az egyértelmű időhatárok felállítása komoly nehézséget jelent - általában összemosódnak -, ezért a szakaszok kronológiai keretei jelentősen ingadozik.

A legtöbb kutató a Valdai-jegesedés két szakaszát különbözteti meg: a Kalininszkaja legnagyobb jéggel körülbelül 70 ezer évvel ezelőtt és az Ostashkovskaya (körülbelül 20 ezer évvel ezelőtt). A Bryansk Interstadial választja el őket - ez a felmelegedés körülbelül 45-35-32-24 ezer évvel ezelőttig tartott. Egyes tudósok azonban a korszak részletesebb felosztását javasolják - legfeljebb hét szakaszra. Ami a gleccser visszahúzódását illeti, az 12,5-10 ezer évvel ezelőtt történt.

A gleccserföldrajz és az éghajlati viszonyok

Az utolsó eljegesedés középpontja Európában Fennoskandia volt (beleértve Skandinávia, a Botteni-öböl, Finnország és Karélia területeit a Kola-félszigettel együtt). Innen a gleccser időszakosan dél felé terjeszkedett, beleértve az Orosz-síkságot is. Kiterjedtebb volt, mint az előző moszkvai eljegesedés. A Valdai jégtakaró határa északkeleti irányban húzódott, és maximálisan nem érte el Szmolenszket, Moszkvát és Kosztromát. Ezután az Arhangelszk régió területén a határ élesen északra fordult a Fehér- és a Barents-tenger felé.

Az eljegesedés középpontjában a skandináv jégtakaró vastagsága elérte a 3 km-t, ami a Kelet-Európai-síkság 1-2 km vastagságú gleccseréhez hasonlítható. Érdekes módon míg a jégtakaró lényegesen kevésbé volt fejlett, addig a Valdai-jegesedést zord éghajlati viszonyok jellemezték. Az utolsó gleccsermaximum - Ostashkovo - idején az éves átlaghőmérséklet alig haladta meg a nagyon erős moszkvai eljegesedés korszakának hőmérsékletét (-6 °C), és 6-7 °C-kal volt alacsonyabb a mainál.

Az eljegesedés következményei

A Valdai-jegesedés mindenütt jelen lévő nyomai az Orosz-síkságon jelzik a tájra gyakorolt ​​erős hatást. A gleccser eltörölte a moszkvai eljegesedés számos egyenetlenségét, és visszavonulása során keletkezett, amikor hatalmas mennyiségű homok, törmelék és egyéb zárványok olvadtak ki a jégtömegből, akár 100 méter vastag lerakódásokból.

A jégtakaró nem folytonos tömegként, hanem differenciált áramlásokban haladt előre, melynek oldalai mentén töredékanyag - marginális morénák - halmok képződtek. Ezek különösen a jelenlegi Valdai-felvidék egyes gerincei. Általában az egész síkságot dombos-morénás felszín jellemzi, például nagyszámú drumlin - alacsony, hosszúkás dombok.

Az eljegesedés nagyon egyértelmű nyomai a gleccser által szántott üregekben keletkezett tavak (Ladoga, Onega, Ilmen, Chudskoye és mások). A térség folyóhálózata is a jégtakaró hatására nyerte el modern megjelenését.

A Valdai-jegesedés nemcsak a tájat, hanem az Orosz-síkság növény- és állatvilágának összetételét is megváltoztatta, befolyásolta az ókori ember letelepedési területét - egyszóval fontos és sokrétű következményei voltak erre a régióra.

Körülbelül kétmilliárd év választ el minket attól az időtől, amikor az élet először megjelent a Földön. Ha írunk egy könyvet a földi élet történetéről, és száz évenként egy oldalt szánunk, akkor egy ilyen könyv lapozgatása egy egész emberi életet igényelne. Ez a könyv körülbelül 20 millió oldalt tartalmazna, és körülbelül két kilométer vastag lenne!

A Föld történetével kapcsolatos információinkat a világ számos, különböző szakterületén dolgozó tudós munkája révén szereztük. A növény- és állatmaradványok sokéves kutatásának eredményeként egy nagyon fontos következtetés született: az élet, amely egykor a Földön keletkezett, sok tízmillió éven keresztül folyamatosan fejlődött. Ez a fejlődés a legegyszerűbb organizmusoktól a bonyolultabbak felé haladt, az alacsonyabbaktól a magasabbak felé.

A nagyon egyszerűen szerveződő szervezetekből a folyamatosan változó külső fizikai-földrajzi környezet hatására egyre bonyolultabb lények keletkeztek. Az életfejlődés hosszú és összetett folyamata ismerős növény- és állatfajok megjelenéséhez vezetett, beleértve az embert is.

Az ember megjelenésével megkezdődött a Föld történetének legfiatalabb időszaka, amely a mai napig tart. Kvaternernek vagy antropocénnek nevezik.

Nemcsak bolygónk korához, hanem még a rajta lévő élet kialakulásának kezdetéhez képest is a negyedidőszak egy teljesen jelentéktelen időszak - mindössze 1 millió év. Ebben a viszonylag rövid idő alatt azonban olyan csodálatos jelenségek zajlottak le, mint a Balti-tenger kialakulása, Nagy-Britannia szigeteinek elszakadása Európától és Észak-Amerika elszakadása Ázsiától. Ugyanebben az időszakban az Aral-, a Kaszpi-, a Fekete- és a Földközi-tenger közötti összeköttetés az Uzba-, Manych- és Dardanellák-szoroson keresztül többször is megszakadt és helyreállt. Hatalmas szárazföldi területek jelentős süllyedése és felemelkedése, valamint a tengerek ezzel járó előretörése és visszahúzódása következett be, amelyek vagy elöntöttek, vagy hatalmas területeket szabadítottak fel. E jelenségek hatóköre különösen nagy volt Ázsia északi és keleti részén, ahol még a negyedidőszak közepén is sok sarki sziget egy volt a szárazfölddel, az Ohotszki, Laptevi és mások tengerei pedig hasonló belső medencék voltak. a modern Kaszpi-tenger. A negyedidőszakban végül létrejöttek a Kaukázus, Altáj, Alpok és mások magas hegyláncai.

Egyszóval ez idő alatt a kontinensek, hegyek és síkságok, tengerek, folyók és tavak a számunkra megszokott formákat öltötték.

A negyedidőszak elején az állatvilág még nagyon különbözött a maitól.

Például az elefántok és az orrszarvúk széles körben elterjedtek a Szovjetunió területén, és Nyugat-Európában még mindig olyan meleg volt, hogy gyakran találtak vízilovakat. A struccok Európában és Ázsiában is éltek, ma már csak meleg országokban éltek - Afrikában, Dél-Amerikában és Ausztráliában. Kelet-Európa és Ázsia területén akkor élt egy furcsa, mára már kihalt állat, az Elasmotherium, amely lényegesen nagyobb volt, mint a mai orrszarvú. Az Elasmotheriumnak nagy szarva volt, de nem az orron, mint egy orrszarvúnál, hanem a homlokon. Több mint egy méter vastag nyakának erőteljes izmai voltak, amelyek irányították hatalmas fejének mozgását. Ennek az állatnak kedvenc élőhelyei a vízi rétek, a holtágak és az ártéri tavak voltak, ahol az Elasmotherium elegendő zamatos növényi táplálékot talált magának.

Abban az időben sok más, mára kihalt állat élt a Földön. Így Afrikában még mindig megtalálták a ló őseit - a csípőt, három lábujjal, amelyek patával voltak felszerelve. Még a primitív ember is vadászott ott hipparokra. Voltak abban az időben kardfogú macskák, rövid farokkal és hatalmas, tőr alakú agyarakkal; mastodonok éltek - az elefántok és sok más állat ősei.

A Föld éghajlata melegebb volt, mint ma. Ez mind a faunát, mind a növényzetet érintette. Még Kelet-Európában is elterjedt a gyertyán, a bükk és a mogyoró.

A majmok akkoriban nagyon változatosak voltak, különösen Dél-Ázsiában és Afrikában. Például Dél-Kínában és Jáva szigetén nagyon nagy, körülbelül 500 kg súlyú megantrópok és gigantopithecusok éltek. Velük együtt ott találták azoknak a majmoknak a maradványait is, amelyek az ember ősei voltak.

Évezredek teltek el. Az éghajlat egyre hűvösebb lett. És körülbelül 200 ezer évvel ezelőtt a gleccserek csillogni kezdtek Európa, Ázsia és Amerika hegyeiben, és elkezdtek csúszni a síkságra. A modern Norvégia helyén jégsapka jelent meg, amely fokozatosan oldalra terjeszkedett. Az előrenyomuló jég egyre több területet borított be, délre taszítva az ott élő állatokat és növényeket. A jégsivatag Európa, Ázsia és Észak-Amerika hatalmas területein keletkezett. A jégtakaró vastagsága helyenként elérte a 2 km-t is. Elérkezett a Föld nagy eljegesedésének korszaka. A hatalmas gleccser vagy kissé összezsugorodott, majd ismét dél felé mozdult. Elég sokáig tartózkodott azon a szélességi fokon, ahol jelenleg Jaroszlavl, Kostroma és Kalinin városok találhatók.

A Föld nagy eljegesedésének térképe (kattintson a nagyításhoz)

Nyugaton ez a gleccser borította a Brit-szigeteket, egyesülve a helyi hegyi gleccserekkel. Legnagyobb fejlődésének időszakában London, Berlin és Kijev szélességi körétől délre ereszkedett le.

A kelet-európai síkságon dél felé haladva a gleccser a Közép-Oroszország-felföld formájában akadályba ütközött, amely ezt a jégtakarót két óriási nyelvre osztotta: a Dnyeperre és a Donra. Az első a Dnyeper völgye mentén haladt, és kitöltötte az ukrán mélyedést, de mozgásában a Dnyipropetrovszk szélességi fokán lévő Azov-Podolszk magaslat megállította, a második - Donskoj - elfoglalta a Tambov-Voronyezsi alföld hatalmas területét, de nem tudta megmászta a Közép-Oroszország-felvidék délkeleti nyúlványait, és az északi szélesség 50°-nál megállt. w.

Északkeleten ez a hatalmas gleccser borította a Timan-gerincet, és egyesült egy másik hatalmas gleccserrel, amely a Novaja Zemlja és a Sarki Urál felől halad előre.

Spanyolországban, Olaszországban, Franciaországban és más helyeken a hegyekből származó gleccserek messzire becsúsztak az alföldre. Az Alpokban például a hegyekből leszállva a gleccserek egybefüggő fedelet alkottak. Ázsia területe is jelentős eljegesedésen ment keresztül. Az Urál és a Novaja Zemlja keleti lejtőiről, az Altajból és a Szajánból gleccserek kezdtek lecsúszni az alföldre. A Jenyiszej jobb partjának magasságából és talán Tajmirból lassan közeledtek feléjük a gleccserek. Összeolvadva ezek az óriási gleccserek a Nyugat-Szibériai-síkság egész északi és középső részét lefedték.

Ha hibát talál, jelöljön ki egy szövegrészt, és kattintson rá Ctrl+Enter.

Az a kérdés, hogy hol húzzuk meg a maximális eljegesedés határát az Urál-hátságon belül, és mi volt az Urálnak mint önálló eljegesedési központnak a szerepe a negyedidőszakban, a mai napig nyitva áll, annak ellenére, hogy nyilvánvalóan fontos szerepet játszik az Urál-hátság problémájának megoldásában. az északi eljegesedés szinkronizálása Az Orosz-síkság keleti része és a nyugat-szibériai alföld.

Az Unió európai és ázsiai részének felmérési geológiai térképei jellemzően a maximális eljegesedés határát vagy az ingadozó sziklák maximális elterjedésének határát mutatják.

A Szovjetunió nyugati részén, a Dnyeper és a Don gleccsernyelvek területén ez a határ már régóta kialakult, és nem esett át jelentős változásokon.

Egészen más helyzetben van az eljegesedés terjedésének maximális határának kérdése a Káma folyótól keletre, i.e. az Urálban és az európai síkság és a nyugat-szibériai alföld szomszédos részein.

Elég megnézni a mellékelt térképet (1. ábra), amely a különböző szerzők szerinti határokat mutatja, hogy meggyőződjünk arról, hogy ebben a kérdésben nincs összhang.

Például a Szovjetunió európai részének és a szomszédos országok negyedidőszaki lelőhelyeinek térképén (1: 2 500 000, 1932, S. A. Yakovlev által szerkesztett) az ingadozó sziklák maximális elterjedési határa az Urálban látható, a Szovjetuniótól délre. Konzsakovszkij kő, azok. az é. sz. 60°-tól délre, és a Szovjetunió európai részének geológiai térképén (1:2 500 000 léptékben, 1933, szerkesztette: A. M. Zhirmunsky) a gleccserek maximális eloszlásának határa látható, az Urálban pedig a Chistop-hegytől északra fut, i.e. 61°40" é

Így az azonos intézmény által szinte egyidejűleg kiadott két térképen az Urálban a különbség ugyanazon, csak másként elnevezett határ meghúzásában eléri a két fokot.

Az uráli eljegesedés maximális határának kérdésében mutatkozó következetlenség másik példája G. F. két munkájában látható.

Mirchinka, amelyek egyidejűleg jelentek meg - 1937-ben.

Az első esetben - a Nagy Szovjet Világatlaszban elhelyezett negyedidőszaki lelőhelyek térképén G.F. Mirchink megmutatja a Riszkij-kori sziklák elterjedésének határát, és a Chistop-hegytől északra húzza, i.e. 61°35" éEgy másik műben - „A negyedidőszak és állatvilága” a szerzők [ Gromov és Mirchink, 1937

] rajzolja meg a maximális eljegesedés határát, amelyet a szöveg Riszkijként ír le, csak kissé északra Szverdlovszk szélességétől.

Így a Ris eljegesedés elterjedési határa itt látható az Urálban 4 ½ fokkal délre a Ris sziklák elterjedési határától!

Az építkezések alapjául szolgáló tényanyag áttekintéséből könnyen belátható, hogy magára az Urálra vonatkozó adatok hiánya miatt széles interpoláció volt a legdélibb pontok között, ahol az alföld szomszédos részein glaciális lerakódásokat találtak. . Ezért a hegyvidéki eljegesedés határát nagyrészt önkényesen húzták meg az északi szélesség 57. fokától. 62° É-ig

Az is nyilvánvaló, hogy ezt a határt többféleképpen is meg lehetett húzni. Az első módszer az volt, hogy a határt szélességi irányban húzták meg, nem vették figyelembe az Urált, mint nagy orográfiai egységet. Bár az teljesen egyértelmű, hogy a gleccserek és fenyőmezők elterjedésében mindig is kiemelkedő jelentőségűek voltak és vannak az orográfiai tényezők.

Más szerzők inkább a hegygerincen belül húzták meg a maximális ősi eljegesedés határát, azon pontok alapján, amelyeknél vitathatatlanok az ősi eljegesedés nyomai. Ebben az esetben a határ a vertikális éghajlati övezet jól ismert elveivel ellentétben (és jelenleg az Urálon belül egyértelműen kifejeződik) jelentősen eltért észak felé (észak 62°-ig).

Egy ilyen határ, bár tényszerű adatokkal összhangban húzták meg, önkéntelenül is olyan elképzeléseket szült, amelyek a gleccser szélén a maximális eljegesedés idején fennálló különleges fizikai és földrajzi viszonyok jelenlétéről szóltak. Ráadásul ezek a körülmények nyilvánvalóan befolyásolták a jégtakaró ilyen sajátos eloszlását az Urálban és a szomszédos alföldeken.

Megint más kutatók is jelölték a határt olyan pontokon, ahol vitathatatlanok az eljegesedés nyomai. Azonban jelentős hibát követtek el, hiszen számos olyan tény alapján húzták meg a határt, amelyek a Würm utáni időszakban az Északi-Urálban keletkezett, kizárólag friss és nagyon fiatal gleccserformákra (autók, cirkók) vonatkoztak. (Ez utóbbit bizonyítja számos megfigyelés a közelmúltbeli alpesi eljegesedés formáiról a szubpoláris Urálban, Tajmirban stb.)

Ezért nem világos, hogy a maximális eljegesedés ősi határa hogyan egyeztethető össze a nagyon fiatal eljegesedés új formáival.

Végül egy másik megoldást javasoltak a problémára csak a közelmúltban. Ez abból áll, hogy a hegyeken belül meghúzzák az eljegesedés határát a megfelelő határtól délre az alföld szomszédos részein, figyelembe véve az Urál-hátság jelentős magasságát, amelyen az éghajlat kezdetekor A lokális eljegesedési központoknak természetesen eleve ki kellett volna alakulniuk. Ezt a határt azonban pusztán hipotetikusan húzták meg, mivel a Konzsakovszkij-kő szélességi fokától délre eső gerincen belül nem voltak tényleges adatok az eljegesedés nyomairól (lásd alább).

Ezért nyilvánvaló a negyedidőszaki üledékek tanulmányozása és az Urál azon szegmensének geomorfológiája, amely közvetlenül délre fekszik az eljegesedés feltétlen jeleit felfedező helyektől (az é. sz. 61°40"-től délre). már régi művek, amelyekben részletes leírás található az Urál domborművéről a Lozva-, a Szosva- és a Vishera-medencében [Fedorov, 1887; 1889; 1890; Fedorov és Nyikityin, 1901; Duparc és Pearce, 1905 a;1905b; Duparc és társai, 1909], megmutatta, hogy itt egy sajátos domborművel kell számolnunk, amelyet a glaciális formák szinte teljes hiánya és a hegyi teraszok igen széles körű kifejlődése jellemez, amelyben csak néhány kutató [Aleshkov, 1935; Aleschkow, 1935

] lehetségesnek tartják az egykori glaciális tevékenység nyomait.

Így a hegyvidéken belüli eljegesedés határának meghúzásának kérdése itt szorosan összefügg a hegyi teraszok problémájának megoldásával.

A szerzők 1939-ben különösen az Urál-hátság és az alföld szomszédos részeit keresték fel é. sz. 61°40" és é. sz. 58°30" között. közvetlenül délre az E.S. által jelzett jeges sziklák elterjedési határától. Fedorov [1890 ]: Chistop csúcsai és masszívumai (1925 m); Oika-Chakur; Prayer Stone városa (Yalping-ner, 1296 m); Isherim város (1331 m); Hangyakő (Khus-Oika csúcs, 1240 m); Martai (1131 m); Égerkő; Tulymsky Kamen (északi csúcs); Poo-Thump; Fifth Thump; Khoza-Tump; Övkő (csúcsok 1341 m és 1252 m); Kvarkush; Denyezskin-kő (1496 m); Zhuravlev Kamen (788 m); Kazan Stone (1036 m); Kumba (929 m); Konzsakovszkij-kő (1670 m); Kosvinsky Kamen (1495 m); Suhogorsky Kamen (1167 m); Kachkanar (886 m); Bassegi (987 m). Völgyeket is átadtak: r.

Vishera (Krasnovishersk városától a Bolsaja Moyva folyó torkolatáig) és bal oldali mellékfolyói - Bolshaya Moyva, Velsa és Ulsa a Kutim mellékfolyóval; r. Lozva (Ivdel falutól az Ushma folyó torkolatáig), a pp. felső folyása. Vizhaya, Toshemki, Vapsos, r. Kolokolnaya, Vagrana (Petropavlovszk falutól a felső folyásig és a Kosya folyóig).

* * *

Ezzel egy időben L. Duparc és E.S. egyes útvonalait részben megismételték. Fedorovnak a megfigyelések ellenőrzése és összekapcsolása érdekében.

Mielőtt rátérnénk az anyag leírására és a következtetésekre, érdemes áttekintenünk a szakirodalmat, amely tényszerű adatokat tartalmaz az Urál eljegesedésének kérdéseiről.

Mint ismeretes, a hegyvidéki vidéken az eljegesedés bizonyítéka a nem mindenhol fennmaradt glaciális lerakódások (morénák) mellett a glaciális felszínformák is. Először is - trogok és büntetések. Jelentősek lehetnek a gleccserfényesedés és a hegek megfigyelései is. Az észak-uráli fagymállási folyamatok energiájának köszönhetően azonban szinte sehol sem őrizték meg őket.Áttekintésünket a gerinc szélső északi, é. sz. 65°30" feletti részeiből kiindulva meggyőződésünk, hogy a glaciális lerakódások és felszínformák itt rendkívül egyértelműen kifejeződnek (lásd a leírásokat: E. Hoffman [ Hofmann, 1856 1911 ]; O.O. Backlund []; B.N. Gorodkova [ 1935 1926a; 1926b; 1929 1936 ];1932 ]).

A.I. Aleshkova [1929 ];1931; 1935; 1937 G.L. Scavengers [1935 ];1934 A.I. Zavaritsky [ 1935 Az úgynevezett szubpoláris Urál területén, é. sz. 65°30" és 64°0" között nem kevésbé meggyőző eljegesedési nyomokat észlelt B.N. Gorodkov [ 1939 ].

Az egész említett területen a moréna általában negatív domborzati formákban fordul elő, a vályúk alját szegélyezi, és a vályúkban és a vályúk torkolatánál dombos-morénás tájakat, végmorénaláncokat képez. A hegyláncok lejtőin és a sík hegyfelületeken általában csak egy-egy szabálytalan sziklatömb található.

Az ÉSZ 64°-tól délre. és 60° É-ig, azaz az Urálnak azon a részén, amelyet jelenleg Észak-Urálnak neveznek, az eljegesedés nyomai elhalványulnak, ahogy északról délre haladnak.

Végül a Konzhakovsky Kamen szélességi fokától délre nincs információ a glaciális lerakódásokról és a jeges felszínformákról.

Az átmenet a jeges lerakódások széles körben elterjedt területéről egy olyan területre, ahol nincsenek jelen kutatók). Szóval, V.A. Varsonofyeva három régiót vázol fel az Urálban: az egyik friss eljegesedés nyomaival a 62°40-től északra található, a másikban az ősi eljegesedés nyomai (Rissky), jól láthatóak az é. sz. 61°40"-ig, a harmadik pedig az ún. 61°40", ahol az eljegesedés „egyedüli emlékei” a legerősebb és legstabilabb kőzetek néhány sziklája, amelyek túlélték a pusztulást. Ez utóbbiak (V. L. Varsonofeva szerint) a Mindel-jegesedés problémás nyomai [1933; 1939 ].

Már E.S. Fedorov [1889 ] megjegyezte, hogy „a sziklatelepek nagyon atipikusak Észak déli részein. az Urálé, ahol ezeknek a lelőhelyeknek a jellege megegyezik az olyan folyók modern folyami lelőhelyeivel, mint a Nyays. Ráadásul a hegyvidéken ez a rétegsor annyira erodálódott, hogy nehéz megtalálni egykori elterjedéséből a kis megőrzött területeket” (215. o.). Az ilyen védett területeket a folyó mentén jelölik.Elmában, valamint a High Parma keleti lábánál. E.S. művei Fedorov [ 1890; Fedorov és Nyikityin, 19011932; 1933; 1939 ], V.A. Varsonofeva [1890 ] azt jelzi (16. o.), hogy „sok konkrét tény utal a Közép-Ural-hátság hegyeiből alászálló kisebb gleccserek egykori jelenlétére, amelyek azonban nem értek el jelentős fejlődést”, míg a pp. Capelin és Toshemki, valamint a tőlük északra fekvő terület. A folyó forrásánál Ivdel ilyen nyomokat E.S. szerint. Fedorov, nem.

Ezek a nyomok „nem réteges és vékony homokos-agyagos lerakódásokból állnak, amelyek tele vannak sziklákkal, és helyenként csak egy nagy sziklatömb” [Fedorov, 1890]. Ezekkel a lerakódásokkal kapcsolatban az Urál hegygerincén kis tavak vagy egyszerűen medencék jelenléte, valamint egyes völgyek kezdetének sajátos sziklás szegélye (különösen dombormű a M. Nyulas folyó völgye). „Ezek a határok úgy értelmezhetők, mint az itt elhelyezkedő cirkuszok, fenyőmezők és gleccserek maradványai.”

Még konkrétabbak L. Duparc utasításai, aki műveiben [Duparc és Pearce, 1905 a;1905b; Duparc és társai, 1909

] számos glaciális formát ír le a Kytlym platinabányától 15 km-re északra fekvő Konzhakovsky Kamen hegység területén, i.e. szélesség 59°30". Tylay keleti lejtőinek leírásakor (a délnyugati csúcs a Konzhakovszkij-kő tetejétől 5 km-re) Duparc a Tylayból kiinduló folyók forrásait írja le. Ezek szerinte kisebb karákat jelenthetnek. .

Tylaya nyugati lejtőjén, a folyó forrásánál.

Garevoy, L. Duparc leírja az eróziós cirkuszt. Nyilvánvaló, hogy ugyanaz az eróziós bemetszés, és nem egy tetem, egy mély szakadék a folyó tetején. Munka. Megemlíti a patkó alakú, igen meredek lejtésű, gödrökhöz nagyon hasonló szakadékokat.

A falu területén számos szakaszon. Pavdy, L. Duparc nem talált semmi hasonlót a glaciális lerakódásokhoz, de a folyók forrásainál a domborzat jellegzetességei arra a gondolatra vezették, hogy a legmagasabb hegygerincek, mint például a Tylay, Konzhakovsky Kamen és Serebryansky Kamen, kis elszigetelt gleccsereket hordoznak. a jégkorszakban, amelynek tevékenysége magyarázza a Konzhakovka és Poludnevka forrásainak sajátos domborzatát.

A szerzők 1939 nyarán számos új ponton is felfedezték a jégtevékenység kisebb nyomait. Például az Imakő (Yalping-Ner) északkeleti lejtőjén, közvetlenül a hegy főcsúcsa alatt, kb. kb. 1000 m magasságban a folyó völgye felé nyíló, erősen lejtős, cirkusz alakú mélyedés található, enyhén homorú fenékkel, tönkrement falakkal. Vizhaya.

Hasonló formák találhatók az Imakőtől 10 km-re északra található Oika-Chakur hegy északi és déli csúcsa között. Itt egy modern hómezővel találkoztak 800 m magasságban.

Az Övkő nyugati lejtőjén, a Kutimszkaja Lampa forrásánál mintegy 900 m magasságban egy cirkusz alakú, lapos fenekű mélyedés található, amely egy nagy hómező ősi gyűjtőhelyének tekinthető. most megolvadt. Ennek a mélyedésnek a lábánál szikla-kavicsos anyag halmozódik fel, amely széles, a folyóvölgybe ereszkedő ösvényeket képez. Lámpák.

A Denezhkin Stone-on a közelmúltban itt található hómezők tevékenységének kisebb nyomai is láthatók, kiszélesített fülkék formájában, lapos fenékkel a folyó forrásánál. Shegultan és a folyó bal oldali mellékfolyói. Sosva, az erdőzóna felett, mintegy 800-900 m tengerszint feletti magasságban, jelenleg ezeknek a vastag zúzottkő üledékrétegekből álló fülkék fenekét mély eróziós kátyúk hasítják át.

A gondos keresés ellenére a szerzőknek nem sikerült megtalálniuk az Északi-Urál hegyeiben, az é. sz. 62°-tól délre. kétségtelen glaciális lerakódások. Igaz, több ponton kőszikla vályoggal találkoztak, amely megjelenésében egy normál fenékmorénához hasonlít. Így például a folyó völgyében. Velsa, a hegytől északra: Martai, morénaszerű kőzet került elő a zauralyei bánya gödreiben. Ezekben a vályogokban csak helyi eredetű sziklák és kavicsok kerültek elő, amelyek az előfordulás körülményeiből ítélve meg lehetett győződni arról, hogy ezek alkották a deluviális nyomvonal alsó végét. Hiány a folyó völgyében A morénaképződmények hiánya és a hegyek lejtőiről leereszkedő deluviális vonatok széles körben elterjedt fejlődése arra késztet bennünket, hogy a talált vályogot deluviumnak tulajdonítsuk.

Hasonló durva, kavicsos, néha sziklákból álló agyagos agyagokat találtak a Denezhkin Kamen lejtőin lévő szoszvai bánya területén is. Így az E.S.

Beigazolódott Fedorov állítása arról, hogy az Urálban a 61°40"-től délre nincsenek „tipikus glaciális lerakódások”. Egyetlen esetben sem tudtunk morénát, vagy akár egyenetlen sziklatömböt kimutatni, ami a szubpoláris Urál vidékére annyira jellemző.1890 Annak szemléltetésére, hogy mik ezek a sziklatömbrétegek, bemutatunk egy kiemelkedés egy szakaszát, amely a Bolshaya Capelin forrásánál található, az Égerkő déli csücskétől keletre. Nyilvánvalóan a kiemelkedés, amelyet E.S. Fedorov [

Itt a folyó két meridionális irányban megnyúlt hegyvonulat - Égerkő és Pu-Tump - között folyik. A folyó ártere régebbi üledékekre szakad, amelyek kitöltik a völgyfenéket. A kiemelkedés szélének magassága 5 m-rel a folyó alacsony vízszintje felett van. Az Égerkő felé a terület mocsaras és fokozatosan emelkedik. A kiemelkedésben számos nagy (akár 1 m átmérőjű) kvarcittömb figyelhető meg, amelyek sötétszürke palák kis zúzott kövek között fekszenek ritka gabbro-diorit kavicsokkal. A durva anyag lekerekítetlen és sárgásbarna vályog-homokos vályoggal cementezett.

Helyenként jól látható a rétegződés, bár eltér a tipikus hordalék rétegződésétől. Ez a kőzet különbözik a például a szubpoláris Urál völgyeiben kialakult morénától: 1) rétegződés jelenléte és 2) glaciális feldolgozás (polírozás, hegek) hiánya a nagy kvarcittömbökön (amelyeken általában jól megőrzött). Ezenkívül meg kell jegyezni, hogy az itt található törmelék összetétele kizárólag helyi eredetű. Igaz, a fajták egyöntetűsége miatt ez a tulajdonság ebben az esetben nem lesz meghatározó.

Ha a völgyet keresztirányban követjük, szembetűnő ezeknek a lerakódásoknak a fokozatos átmenete a lejtők kolluviumává. A M. Capelin és az Ulsinskaya Lampa forrásainál a völgy meredek lejtőinek lábától a völgy legalsó tengelyirányú részéig terjedő hosszú, gyep nélküli kihelyezők sorozata különösen szembetűnő. Ez a deluviális folyamatok széles körű kifejlődését jelzi a völgyekben.

A deluviális folyamatok szerepét illusztráló érdekes adatok a folyófejben található sziklák petrográfiai azonosítása eredményeként kerültek elő. Imaszolgálat. Itt a völgy keleti oldalát kvarc-kvarcit konglomerátumok, nyugati oldalát kvarcitok és kvarcitpalák alkotják.

Az elemzés kimutatta, hogy a törmelék eloszlását a nyugati és a keleti oldalon szigorúan a folyómeder határozza meg. Imaterem, és csak itt keveredik az átfolyó víz általi újralerakódás következtében.

Mivel a scree szerelvények a völgy alapkőzetének lejtőjének irányába húzódnak, i.e. többnyire a lejtő normáljára (és a völgyek tengelyére) merőlegesen helyezkednek el, magukban a völgyekben pedig nem találunk glaciális felhalmozódás nyomát sem dombos-morénás tájak, sem végmorénák, sem köcskék formájában, majd fel kell tételeznünk, hogy ha itt a glaciális lerakódásokról van szó, akkor az utóbbiak az utólagos denudáció következtében annyira módosulnak, és kolluviális folyamatok hatására kiszorulnak eredeti helyükről, hogy ma már aligha lehet elkülöníteni őket a kolluviumtól.

Ki kell emelni azt is, hogy a modern ártér szintje felett nem találunk lekerekített kavicsot és „folyami folyót”, illetve az ártér feletti első teraszt. A lejtőn feljebb általában csak kolluviális lerakódások találhatók, melyeket sárgás vályog-homokos vályogban vagy vöröses agyagban (a régió déli része) lekerekítetlen (de néha szélezett) helyi kőzettöredékek képviselnek. A következőkben a „deluvium” kifejezésen széles körben értjük az összes laza mállási terméket, amely a gravitáció hatására lefelé tolódik el, az áramló víz, jég vagy szél közvetlen hatása nélkül.

Sok szerzőnek a Vishera és a Lozvinsky Ural völgyének teljes szélességében folyó vizek moréna üledékeinek eróziójáról alkotott feltételezése megkérdőjelezhető. De arra a következtetésre kell jutnunk, hogy még a völgyekben is nagyon elterjedtek a kollúviális folyamatok.

A fentiekből kitűnik, hogy az Északi-Urálban, az é. sz. 62°-tól délre a jégtevékenység nyomai csak néhány ponton találhatók, szórványos, gyengén kifejeződő, kezdetleges formák - főleg fejletlen cirkok és hófoltok gyűjtőhelyei - formájában. .

Ahogy haladsz dél felé, ezek a nyomok egyre kevesebbek. Az utolsó déli pont, ahol még mindig vannak jeges formák kisebb jelei, a Konzhakovsky Kamen-hegység.

A szubpoláris Urálban elterjedt összes friss glaciális forma, amint fentebb jeleztük, csak az Északi-Urál legmagasabb csúcsain található.

Ezért a szerzők úgy vélik, hogy az utolsó jégkorszakban (Würm) a Vishera Urálban csak kisebb gleccserek voltak, amelyek nem terjedtek túl a legmagasabb hegycsúcsok lejtőin.

Így a gleccserformák korlátozott elterjedése a hegyekben és a fiatal gleccser üledékek hiánya a völgyekben azt jelzi, hogy az Északi-Urál az é. sz. 62° és 59°30" közötti térben az utolsó jégkorszakban nem volt kitéve folyamatos eljegesedésnek. és ezért nem lehetett jelentős eljegesedési központ.

Éppen ezért rendkívül elterjedtek a kolluviális képződmények az Északi-Urálban.

Térjünk most át az eljegesedés nyomaira az Északi-Urál perifériás részein, amelyek a magas hegyvidékeket övezik.1883; 1885 ].

Mint ismeretes, az Urál nyugati lejtőjén, Szolikamsk vidékén először P. Krotov létesített glaciális lerakódásokat [

P. Krotov a folyótól keletre egyes jeges sziklákkal találkozott. Kama, a medencékben pp. Siket Vl oroszlánok, Yazva, Yaiva és mellékfolyói - Ivaki, Chanva és Ulvich.

Ezenkívül Krotov leírja a „sziklák gleccserfényezését” a folyón. A Yayve 1,5 verztal a folyó torkolatánál van. Kadya.

P. Krotov az elsők között mutatott rá a Vishera Ural mint önálló eljegesedési központ fontosságára, és megengedte a jégmozgás lehetőségét, ellentétben S.N. véleményével. Nikitin, az Uráltól nyugatra és délnyugatra. Ezenkívül Krotov helyesen megjegyezte a fagyos időjárási folyamatok nagy szerepét az Urál domborművének kialakulásában és az ősi eljegesedés nyomainak elpusztításában.

Számos legújabb geológiai térképen P. Krotov 1885-ben megjelent adatai alapján látható a glaciális lerakódások eloszlásának határa.

P. Krotov következtetéseit egy független uráli eljegesedési központ létezéséről S.N. hevesen vitatta.1885 Nikitin [1885 ], aki nagyon elfogultan közelítette meg a probléma megoldását. Így például S.N. Nikitin írta [

, 35. o.]: „... Az Urál nyugati lejtőjére vonatkozó modern ismereteink megbízható alátámasztást nyújtottak ahhoz a döntő állításhoz, hogy az Urálban a Pechora vízválasztó előtt legalábbis nem voltak gleccserek a jég idején Kor."

Nikitin nézetei hosszú ideig befolyásolták az Urál kutatóit. Sok későbbi szerző nagyrészt Nyikitin nézeteinek hatására húzta meg az Urálban a 62°-tól északra az ingadozó sziklák elterjedésének határát.1936 Nézetek S.N. Nikitint bizonyos mértékig megerősítik M. M. munkáinak eredményei. Tolstikhina [

], amely 1935-ben kifejezetten a Kizelovsky régió geomorfológiáját tanulmányozta.

MM. Tolstikhina nem találkozott jeges tevékenység nyomával a kutatási területén, annak ellenére, hogy mindössze 20-30 km-re délre található azoktól a helyektől, ahol P. Krotov elszigetelt gleccserkőleleteket ír le. MM. Tolstikhina úgy véli, hogy a vizsgált terület fő felülete a negyedidőszak előtti félsíkságot képviseli.

Az 1938-as Kama-Pechora expedíció munkájának eredményei azt mutatták, hogy az ősi eljegesedés morénája nagy területeken oszlott el a folyó jobb partján. Kama, Szolikamsktól délre. A folyó bal partján. Kama, Solikamsk városa és a folyó völgye között. Vad Vilva, moréna csak elvétve fordul elő, főként a moréna eróziója után visszamaradt sziklatömbök formájában. Még keletebbre, i.e. a domb- és gerincsávon belül jeges lerakódások nyomai nem maradtak fenn. V.M. felhívja a figyelmet a jeges lerakódások nyugatról keletre történő kicsípődésére, ahogy közelednek az Urálhoz. Jankovszkij kb 150 km-re, i.e. a sávban a folyó forrásától. Kolva Szolikamskba. A moréna vastagsága az Uráltól nyugat és északnyugat felé haladva növekszik.

Eközben ez a moréna jelentős számú, kétségtelenül uráli eredetű sziklákból származó sziklatömböt tartalmaz. Nyilvánvalóan a morénából keletre való kicsípődés egy későbbi rend jelensége, amely hosszú időn át tartó intenzív denudációs folyamatok hatására jött létre, amelyek kétségtelenül a hegyvidéken hatnak intenzívebben.

Az Urál keleti lejtőjén még nem állapították meg véglegesen a glaciális lerakódások elterjedésének déli határát.

1887-ben E.S. Fedorov az Észak-Szibéria uráli részén található kréta- és sziklatelepek felfedezéséről szóló feljegyzésében leírta „kis gleccserek nyomait, amelyek az Urál hegygerincéről ereszkednek le”. A szerző a folyó felső szakaszán lévő tarn tavakat írt le. Lozva (különösen a Lundhusea-tó-túra) és dombos gerincek Észak-Soszva, Manya, Ioutynya, Lepsia, Nyaisya és Leplya medencéiben, amelyek rétegtelen homokos agyagból vagy agyagos homokból állnak, hatalmas számú sziklával. A szerző rámutatott, hogy „e sziklák sziklái valódi uráliak”.1887 Az E.S. adatai alapján Fedorov [], a folyamatos eljegesedés határát az Urálban az é. sz. 61°40"-től északra húzták. Fedorov és V. V. Nikitin tagadta a Bogoszlovszkij-hegység területének folyamatos eljegesedésének lehetőségét [ Fedorov és Nyikityin, 1901

, 112-114. o.)], de itt engedélyezték, i.e. a Denezhkina Kamen szélességi fokig helyi jelentőségű (alpesi típusú) gleccserek létezése.1927 , 737. o.)]: „A pp. Purma és Ushma, Chistoptól és Khoi-Ekvától nyugatra, zöldkősziklákból álló folyami patakok között időnként keleten elhelyezkedő, durva szemcséjű gabbro sziklák apró szikláival lehet találkozni, ami a gleccserek lehetséges terjedését jelzi irány a nevezett masszívumoktól nyugatra, azaz. a folyók modern áramlásával szemben."

Megjegyzendő, hogy a csak a folyó medrébe szorított sziklák leletei nem érdemelnek teljes bizalmat, különösen azért, mert a Chistop és a Khoi-Ekva hegység lejtőin 1939-ben nem találtunk olyan gleccserformák nyomait, amelyeket meg kellett volna őrizni. az utóbbi jégkorszakból. Azonban az a tény, hogy ez a javallat nem elszigetelt, arra késztet bennünket, hogy figyeljünk rá.

A leírt folyóktól délre, Burmantova falu területén E.P. moldávok [1927 , 147. o.)] találtak mély kőzetekből álló sziklákat - gabbro-dioritokat és kvarc-dioritokat, valamint metamorf kőzeteket: albit-csillámos gneiszeket, csillámos, közepes szemű homokköveket és kvarcitokat. E.P.

Moldavancev a következő következtetést vonja le: „Ha figyelembe vesszük egyrészt a terület alapkőzetéből származó, nevezett sziklatömbök közötti éles petrográfiai különbséget, méretüket és megjelenésüket, másrészt a hasonló alapkőzetek széles körű kifejlődését. plutonikus és metamorf kőzetek Burmantovotól nyugatra (körülbelül 25-30 km távolságra), akkor teljesen lehetségessé válik a múltban a nyugat felől előrenyomuló alpesi típusú helyi gleccserek létezése a múltban. az Urál gerincéről." A szerző úgy véli, hogy a folyó völgyében Lozva eredetét részben az egyik helyi, valószínűleg poliszintetikus gleccser eróziós tevékenységének köszönheti. Ennek a gleccsernek a lerakódásai (oldalsó morénák) az E.P. Moldavantsev, amelyet a későbbi erózió elpusztított.1931 Az egyik szélsőséges déli pont, ahol a gleccserlerakódások vannak feltüntetve, Elovki falu területe, az észak-uráli Nadezhdinsky üzem közelében, ahol az őshonos réz lelőhely feltárása során E.P. Moldavaitsev és L.I. Demchuk [

, 133. o.] barna viszkózus agyagok kialakulását jelzik, amelyek vastagsága elérheti a 6-7 métert, amelyek a felső horizonton ritka, lekerekített kavicsokat, az alsókban pedig nagy mennyiségű durva anyagot tartalmaznak.

A leírásból egyértelműen kitűnik, hogy ezek a barna viszkózus agyagok hasonlóak azokhoz, amelyeket Szerov város (korábban Nadezdinsk) és a környező területek területén mindenhol fejlesztenek. 1939 nyarán Szerov városában vízellátó rendszert fektettek le, és az egész várost átszelő, 5-6 m mélységű árkokban a szerzőknek lehetőségük nyílt az opoka feletti negyedidőszaki fedőréteg természetének tanulmányozására. mint a paleogén agyagok. A csokoládébarna és barna sűrű vályogok vastagsága, 4-5 m vastag, az alsó látóhatáron általában fű és kavicsot tartalmaz, felfelé fokozatosan alakul át jellegzetes lila takaróvályaggá, mely helyenként jellegzetes löszszerű oszlopos szerkezetű. és porozitás.

A szerzőknek lehetőségük nyílt a Szerov város területének felszíni lerakódásainak összehasonlítására a falu területéről származó tipikus fedőrétegekkel. Ivdelya, falu Pavda, Szolikamsk városa, Cserdyn városa, N. Tagil városa és mások, és arra a következtetésre jutottak, hogy a Szerov város területén elterjedt barna vályog is ebbe a típusba tartozik. fedő agyagok, és nem a gleccser üledékek.

A szerzők következtetései a gleccserlerakódások hiányáról Szerov város területén összhangban vannak S.V. Epshteia, aki 1933-ban tanulmányozta a negyedidőszaki lelőhelyeket az Északi-Urál keleti lejtőjén [1934 ].

S.V. Epstein felfedezte a folyó völgyeit. Lozva a torkolattól Pershino faluig, a Lozva és Sosva közötti vízválasztó és a vízgyűjtőig. Túrák. Sehol nem találkozott jeges lerakódásokkal, és csak hordalékos és eluviális-deluviális képződményeket ír le.

A mai napig nincsenek megbízható jelek a jeges lerakódások jelenlétére a síkságon a Szoszva-, Lozva- és Tavda-medencében.

Az uráli ókori eljegesedés nyomaival foglalkozó anyag fenti áttekintéséből meg van győződve arról, hogy a tényleges Urál-hátságon belül ezekből a nyomokból kevesebb maradt fenn, mint az alföld szomszédos részein. Mint fentebb megjegyeztük, ennek a jelenségnek az oka a deluviális folyamatok intenzív fejlődésében rejlik, amelyek elpusztították az ősi eljegesedés nyomait a hegyekben.

Ez arra utal, hogy a hegyvidéken a domináns domborzati formák kialakulása ugyanazoknak a folyamatoknak köszönhető.

Ezért, mielőtt végső következtetéseket vonnánk le a maximális eljegesedés határairól, meg kell időzni a hegyi teraszok eredetének kérdését, és meg kell határozni a fagy-szoliflukció és a deluviális folyamatok intenzitásának mértékét a hegyekben.

Közvetlenül a felvidéki teraszokra térve hangsúlyozni kell, hogy a fő hangsúlyt a jelenség genetikai oldalát jellemző anyagra helyeztük, beleértve a felvidéki teraszok szerkezetének számos fontos részletét, amelyekre L. Duparc nem fizetett. minden olyan figyelem, amelynek jelentőségét számos modern mű kiemelte [Obrucsev, 1937].

Korábban már megfigyeltük a hegyi teraszok szinte egyetemes kifejlődését, amely meghatározza a Vishera Urál tájának teljes karakterét, ami az Urál északibb részeiről nem mondható el.

E formák ilyen uralkodó fejlődése az Urál délibb részein már azt jelzi, hogy aligha kapcsolódnak közvetlenül a gleccserek tevékenységéhez, ahogy azt A.N.Aleshkov [Aleskov, 1935a;

Aleschkow, 1935

], sőt firn hómezőket is, mert ebben az esetben a hegyi teraszok pont ellenkező eloszlására kell számítanunk a gerincen belül. Mégpedig északon a legnagyobb kifejlődésük, ahol a glaciális tevékenység kétségtelenül intenzívebben és hosszabb időn keresztül nyilvánult meg.

Ha a hegyi teraszok a jégkorszak utáni mállás következményei, akkor annál nagyobb figyelmet kell fordítani rájuk, hiszen ebben az esetben a domborzat viszonylag rövid idő alatt nagyon jelentős átalakuláson ment keresztül, elvesztve minden jelét, hogy az egykori eljegesedés nyomták rá.

A probléma nagy ellentmondásossága és a hegyi teraszok eredetével kapcsolatos nézetek sokfélesége miatt, de főként a kivétel nélkül az összes felvetett hipotézis mögött meghúzódó tények igen korlátozott száma miatt a következő főbb kérdéseket azonosítottuk, amelyek megoldása amely minden bizonnyal további tényanyag gyűjtését igényelte: a) a hegyvidéki teraszok összekapcsolása az alapkőzettel; b) a lejtőhatás hatása és a hó szerepe a hegyi teraszok kialakulásában; c) a teraszok szerkezete és a laza, laza üledékréteg vastagsága a felvidéki teraszok különböző területein; d) a permafrost jelenségek és a szoliflukció jelentősége a hegyi teraszok kialakulásában. A tényanyag gyűjtése több éven keresztül zajlott, lehetőségünk volt a hegyi teraszok különböző területein található mély bányászati ​​munkálatok (gödrök és árkok) vizsgálatára, valamint szerkezeti talajok feltárására. a) A hegyi teraszok kapcsolatának kérdésében

Az uráli hegyi teraszok sokféle kőzeten (kvarcitok, kvarc-klorit és egyéb csillámos metamorf palák, hornfels-palák, zöldpalák, gabbro-diabázok, gabbrók, ultramafikus kőzetek, gránitok, gránitgneiszek, grano-dioritok stb.) épülnek fel. dioritok) , ami nemcsak saját megfigyeléseinkből, hanem más szerzők megfigyeléseiből is kiderül.

El kell utasítani azt a közhiedelmet, hogy a hegyvidéki teraszok szelektívek bizonyos fajok tekintetében. Ezeknek a formáknak a látszólagos preferenciális fejlődése a kvarcit kiemelkedések területén (például a Vishera Uralban) azzal magyarázható, hogy ezek a nehezen időjárási sziklák alkotják a legmagasabb modern masszívumokat, ahol az éghajlati viszonyok kedvezőek a hegyi teraszok kialakítására (lásd alább).

Ami az Urál ezen részének keleti lejtőjének legmagasabb szigethegyei, a Denyezhkin Kamen és Konzhakovsky Kamen hegyi teraszainak gyenge fejlődését illeti, hangsúlyozni kell, hogy ezeket sokkal jobban szétszedi az erózió, mint például az övet. Kamen nyugatra található. Lehetőségünk lesz rávilágítani az erózió fontosságára, mint a lenti hegyi teraszok kialakulásának lehetőségét negatívan befolyásoló tényezőre.

A tektonikus tényezők és az alapkőzet szerkezeti sajátosságainak hatása a hegyi teraszok kialakulására, S.V. Obrucseva [1937 ], nem lehetett volna hozzányúlni, ha nincs N. V. nemrég megjelent feljegyzése. Dorofeeva [1939 ], ahol ezek a tényezők döntő jelentőséget tulajdonítanak a hegyi teraszok kialakulásában. Aligha kell bizonyítanunk, hogy ebben az esetben az Urál összetett tektonikáját figyelembe véve csak szigorúan meghatározott zónákban kellene hegyi teraszok kialakulására számítani, míg ugyanabban a Vishera Urálban a teraszok széles körű fejlődését figyeljük meg, keleten az Övkőtől kezdve, nyugaton a Tulymsky-kővel végződve. Itt különösen szembeötlő az a tény, hogy ez a jelenség teljes mértékben az éghajlati tényezőkhöz kapcsolódik, és elsősorban ezek határozzák meg. Ezt a tényezőt N.V. teljesen figyelmen kívül hagyta. Dorofejev, és ezért nem világos, hogy miért nem alakulnak ki teraszok az alacsonyabb domborzati zónákban.

Felvidéki teraszok kialakulása az antiklinális elpusztult szárny környékén az erős összenyomódás zónájában (Karpinszkij-hegy), a kelet felé borult redőkön (Lapcha-hegy), a kelet felé meredeken süllyedő kvarcitok területén és a fejükre (Poyasovy Kamen) és enyhén keletre süllyedő rétegekre (Yarota), jelentős gránitmasszívumok (Neroi masszívum) és gabbro kibúvások kialakulásának területére helyezve, különböző kőzetelőfordulások és különböző repedéstektonika körülményei között, ismét megerősíti, hogy ezek a tényezők nem meghatározóak a teraszok kialakulásában.

A magasságok eloszlása ​​az egyes teraszok helyzetében, a vízszintes repedésektől függően külön-külön, amit N.V. Dorofejev [1939 ], számos tény cáfolja. Például a Vishera Uralban mindenütt megfigyelhető hegyi teraszterületek eltérő magassági eloszlása ​​két egymással szemben lévő lejtőn, amelyeknek teljesen azonos a szerkezete (az Ulsinskaya Lampa forrásánál lévő Övkő nyugati lejtője). Ott a nyugati lejtő két, nagyjából hasonló, azonos geológiai felépítésű és csak keskeny eróziós völgy által elválasztott nyúlványán az északi nyúlványon 28, a déli nyúlványon pedig csak 17 jól kialakított teraszt figyelünk meg. Végül egy gabbro-diabázból álló, viszonylag kis teraszos dombon (a Kvarkush felszínén) eltérő számú lépcsőt figyelhetünk meg a déli és északi lejtőn. Ezen túlmenően, amint azt a Poyasovoy Kamen mérései mutatják, a kvarcitokban a vízszintes szétválás általában 6 és 12 m között alakul, míg a hegyi teraszok platformjai közötti szintkülönbség 3-5 és 60 m között van , az erőteljesen zajló fagyfolyamatoknak köszönhetően a felszín A teraszok hanyatlásnak kell lenniük, ezért az egyes egységekben vízszintes repedések csak a felvidéki teraszok fejlődésének kezdeti szakaszában játszhatnak szerepet.

Utasítás N.V. Dorofeeva [1939 ], hogy a terasz széle szükségszerűen egybeesik a keményebb sziklák kiemelkedésével, szintén nem talál megerősítést, és könnyen megcáfolható ugyanazon Övkő példáján, ahol a sziklák becsapódása nyomán teljesen homogén teraszokat figyelhetünk meg. kvarcitok a lejtőkön bármilyen expozíciót. Ugyanezt igazolják a Tulym-kő északi nyúlványainál, a Hangyakőnél, a Pechora Synya vízválasztóján és a Marina-patak jobb mellékfolyóján és más pontokon végzett megfigyelések. A fenti példa egy gabbróból álló domb teraszozására szintén tájékoztató jellegű. Végül számos megfigyelés igazolja, hogy ugyanaz a teraszfelület metszi a különböző kőzetek érintkezését (diabázok és kvarcitok a Man-Chuba-Nyol hegyen, maidelsteinek és csillámpalák a Pechora Synya és Sedyu vízgyűjtőjén, gránit és zöld pala a Tender gerincen, kvarcitok és csillám-kvarcitpalák 963 m magasságban stb.). Röviden, a teraszpárkányok nem feltétlenül esnek egybe a különféle kőzetek érintkezéseivel, és ebben a tekintetben nem tükrözik azok eloszlását és tektonikáját, amint az Dorofejevtől következik. Az ellenkező példák csak azt jelzik, hogy a mállás során a kőzetek ellenállása döntő szerepet játszik, ezért azt figyeljük meg, hogy a keményebb kőzetek egyedi kiemelkedései az általános felszín fölé emelkedő dombokat (dombokat) képeznek.

Nem szabad azonban elfelejteni, hogy ezek a dombok is teraszosak, bár összetételük homogén.

b) Lejtős expozíció a felvidéki teraszok fejlődése szintén nem látszik érintettnek, amint az az alábbi adatokból is kitűnik. Ez a körülmény különösen szembetűnő a városokat vizsgálva. Isherim és Imakő (Yalping-ner). Itt teraszosak az Isherim csúcsai és mindhárom, különböző irányba húzódó sarkantyúja. Isherim északkeleti nyúlványait pedig egy hágó köti össze az Imakővel, a hegyek pedig a folyó felső folyását veszik körül.

A hóeloszlás szempontjából azonban nagyon fontos a rézsűkitettség kérdése, melynek teraszok kialakításában betöltött szerepét különösen hangsúlyozta S.V. Obruchev [1937 ].

A párkány lábánál és a hegyi teraszok lejtőin, amint azt számos megfigyelés mutatja a szubpoláris és a Vishera Urál hegyeiben, az északi, északkeleti és keleti kitettségek lejtőin alakulnak ki hólapok, és kivételként déli, délnyugati és nyugati lejtőin. Így, amint azt A.N.Aleshkov [1935a

], elterjedésükben az árnyékolási viszonyoknak és az uralkodó szeleknek a döntő szerepe (nyugati negyed). Sőt, a részletes megfigyelések azt mutatták, hogy csak azok a hómezők, amelyek a nyár nagy részében vagy egészében fennmaradnak, gyakorolnak jelentős hatást a befogadójukra (lejtőjükre), ami a hegyi teraszpárkány erőteljes pusztulását és szoliflukciós kiegyenlítő területek kialakulását okozza a lejtő alján. . Pozitív szerepük a hegyi teraszok kialakításában abban rejlik, hogy nagy nedvességtartalékkal rendelkeznek, az olvadás során azt leadva, fokozatosan aktiválják a szoliflukciós folyamatokat a hegyi terasz alsó felületén.1937 Tagadnunk kell azonban jelentőségüket és azt a szerepet, amelyet S.V. hegyi teraszainak kialakításában nekik tulajdonítanak. Obruchev [

]. Ezt igazolja a teraszok felépítése (lásd alább) és rengeteg tény, amikor két, egymással közvetlenül szemben lévő teraszos lejtőn az egyik esetben a teraszpárkányok lábánál nyári hóarcokat figyelünk meg, a másikban pedig nincsenek ilyenek. Mindeközben a teraszok mindkét lejtőn egyáltalán nem különböznek egymástól morfológiai és egyéb jellemzőikben, amint azt fentebb megjegyeztük. Ugyanez jól látható a lekerekített teraszos dombokon (például a Kvarkush-on). A hó szerepe tehát semmiképpen sem tekinthető meghatározónak, mert ellenkező esetben a teraszok kialakulásában a lejtős oldaltól függően észrevehető aszimmetriát figyelnénk meg..

c) Térjünk tovább

A teraszok szerkezete olyan színvonalasnak bizonyult, hogy kialakulásuk és az alapkőzettől való függetlenedésük közös oka nem férhet kétségbe. Itt kell megjegyezni, hogy egyes szerzők pl. A.N. Aleshkov [1935a

], a morfológiai jellemzőket követve, a hegyi teraszok fogalmába belefoglalják a több tíz kilométeres kiterjedésű, hatalmas hegyi fennsíkokat és hegyi völgyeket. Ezek a nagyon nagy terepformák bizonyos esetekben kétségtelenül más eredetűek, mint az általunk leírt hegyi teraszok. A fagy-szoliflukciós teraszozás formái itt rárakódnak a régebbi domborzati formákra.1937 S.V. terminológiáját használva. Obrucseva [

, 29. o.], különbséget teszünk: a terasz szirtje (vagy lejtője), a terasz széle és felülete, elülső (szélével szomszédos), középső és hátsó részekre osztva.Terasz lejtő1937 dőlésszöge 25-75° (átlagosan 35-45°), és ezen a területen rendszerint tartós esés van (lásd 4., 5. ábra). Közelebbről megvizsgálva azonban látható, hogy az alsó harmadban gyakran meredekebb a lejtő (akár függőlegesen). A lejtőnek viszont több lefektetett szakaszát találjuk, főleg a peremterületen.Aleshkov [ A lejtő mentén, főként annak alsó harmadában, a durva sziklák között általában és nem kivételesen alapkőzetkiemelkedések figyelhetők meg. Egyetlen gödör sem fedezett fel vastag törmeléktakarót a lejtő mentén, ahogy az S.V.-től várható volt. Obruchev [

A felvidéki teraszok felszínét törmelékes üledékek borították, amelyek vastagsága átlagosan 1,5-2,5 méter között mozog. A 3,5-4 métert soha nem haladta meg, de az alapkőzet gyakran csak 0,5 mélységben fekszik m A terasz felülete mindig enyhe lejtésű (2-5°). A burkolat vastagsága általában kisebb a felület legmagasabb részein. A megemelt zóna azonban semmi esetre sem korlátozódik a terasz felületének hátsó részére (a fedőterasz lejtőjének lábára). Elhelyezhető a peremterületen, a közepén és más helyeken is (általában a vékony fedésű megemelt rész azon a helyen található, ahol a közelmúltig kiemelkedések - kiemelkedések - voltak). A talajáramlás ezeknek a gyenge lejtőknek az irányába irányul, és néha párhuzamosan halad a lejtő lábával, a teraszon vagy a szélétől befelé. Ebből jól látszik, hogy a teraszok szerkezetében nem mindig lehet zonalitást elvárni a párkány lábától a peremig terjedő irányban.

Nagyon jellemző, hogy a párkány lábánál nem észlelünk kolluvium felhalmozódást (2., 5. kép), és csak akkor, ha az alatta lévő terasz felülete erősen gyepszett, akkor a párkány lábát körbeveszi a párkány felhalmozódása. töredékes anyag, egyfajta szegélyt képezve.

d) A külső jelek és a töredékes köpeny szerkezete is kétségtelenül arra utal szoliflukciós folyamatok a terasz felszínén és lejtőin folyó. Ezek mindenekelőtt a differenciált durva és finom földanyagnak a felszín dőlésszögének megfelelő orientációjában fejeződnek ki (4. ábra).

A szerkezeti talajtípusok bizonyos egyedisége azonban az alatta fekvő alapkőzet jellegétől is függ, melynek mállása miatt keletkeznek. Ez nagyon észrevehető olyan esetekben, amikor a terasz felülete különféle sziklák kiemelkedéseit takarja. Ekkor megfigyelhető, hogy a különböző típusú szerkezeti sejteket érintkezési vonal jelöli. Megfigyeléseink nem igazolják a perzisztens peremgerincek jelenlétét a teraszok frontális részén (az egyedi esetek kivételével). Az anyagkibocsátás kőzetanyag áramlások formájában történik a perem leengedett területein keresztül. Úgy tűnik, a peremzónában nem történik kúszás vagy zúzás, mivel maga a szoliflukció folyamata a talaj felhajtóképességéhez kapcsolódik, és csak azokban a pillanatokban fordul elő, amikor ez a felhajtóerő megtörténik. Ezért a talaj a legkisebb ellenállás irányába folyik. A hólap szélső (nagyon vékony, ékre keskenyedő) része, még ha az utóbbi fejlett is, semmiképpen nem töltheti be az ütköző szerepét. A szoliflukció egyszerűen egy másik (legkisebb ellenállású) irányt választ. Ez különösen igaz, mivel a legtöbb helyen három nyitott, különböző kitettségű lejtő található. Ha pedig hógát alakul ki, az csak az egyiken fog megtörténni. Ezenkívül a magas párkányokon a homlokzat egyáltalán nem éri el a szélét, vagy elhanyagolható vastagságú, és nagyon gyorsan olvad (a terasz felületének kioldásával egyidejűleg). A sáncok hiányát az is magyarázza, hogy maga a párkány és a terasz széle is folyamatosan és energikusan húzódik vissza magára. Ugyanez a körülmény magyarázza a hegyi teraszok peremén és lejtőjén túlnyomórészt durva anyag előfordulását. A perem felé irányított kősávokban időnként hosszanti tengelyirányú mélyedések figyelhetők meg. Ez a jelenség két okból következik be, gyakran együtt hatnak. Ezek egyike, hogy a két szomszédos talajsávból ellentétes irányú fagynyírás következtében a durva anyagban mély barázdák jelennek meg, hasonlóan a szerkezeti talajok egyes megemelkedett sejtjei között szinte mindenhol megfigyelhetőekhez. Egy másik ok, hogy ezek a durva szemcsés sávok vízelvezető útvonalak, és itt egyrészt a finom föld eltávolítása, másrészt a törmelék energetikai megsemmisítése (alulról) a hőmérséklet ingadozása esetén. a víz fagypontja körül. Ennek eredményeként a kihelyező leülepszik a vízelvezető áramlási vonal mentén. Végül hangsúlyozni kell, hogy a szerkezeti talajok másodlagos jelenségek, és inkább elfedik az adott területen a talajmozgás irányát. Azt, hogy ez utóbbi valóban a borítás legfelső részein (az aktív örökfagyrétegben) fordul elő, a teraszok felszínén elhelyezkedő, összeomló gyökérfészkekből származó hegyikristálykristályok elmozdulása bizonyítja. A kristályok a teraszok felületének enyhe lejtésének irányában sugár formájában jelennek meg. Amint az számos gödör és árok vizsgálatából látható, a terasz területén a talaj szerkezetét a következő jellemzők jellemzik.A hegyesszögű durva szemcsés anyagból álló kőcsíkok váltakoznak a teraszfelület gyenge lejtőinek irányában megnyúlt földes csíkokkal. Azonban nagyon gyakran a földcsíkokat a szerkezeti talajok külön celláira osztják. Az erősen kiegyenlített hegyi teraszokat a szerkezeti talajsejtek többé-kevésbé egyenletes eloszlása ​​jellemzi (3. ábra) az egész területen. A felvidéki teraszok felszínének különböző részein a szerkezeti talaj típusa többé-kevésbé állandó marad. A lejtőn kívül a finomföld és a törmelékanyag mennyiségi arányától is függ. Ez utóbbiaknál a töredékek mérete és alakja játszik szerepet.]. Nyilvánvaló az is, hogy a hosszú távú szezonális (csak augusztus közepéig olvadó, csak 1 hónapig tartó) permafrost, tavasszal és nyár első felében ugyanazt a szerepet tölti be, mint a permafrost, amely a felső talaj vizesedéséhez szükséges vízálló felületet hoz létre. horizontok és fejlődés bennük szoliflukció (Vishera Ural).

A fentiek alapján nem lehet nem arra a következtetésre jutni, hogy a megszerzett tényanyag ellentmond a meglévő hipotéziseknek, még azoknak is, amelyek a fagy- és hómállás, szoliflukció szerepét emelik ki. Ez jogot ad arra, hogy a hegyi teraszok keletkezésére és fejlődésére egy kicsit más magyarázatot adjunk, ami jobban megfelel a megfigyelt tényeknek. Feltételezhető, hogy a teraszok kialakításához elegendő, ha a lejtőn alapkőzet kiemelkedései vannak. Ezután erőteljes fagypusztulás esetén az eltérő időjárási vagy tektonikus jellemzők következtében, beleértve az egyes repedéseket (homogén kőzetekben), egy párkány jelenik meg - egy kis vízszintes platform és egy meredek lejtő, amely korlátozza azt.

Néhány törmelék kezd felhalmozódni a helyszínen. Szubarktikus és sarkvidéki éghajlaton a törmelékanyagot a permafrost cementálja.

Így már a kezdet kezdetén minden adott lelőhelyre többé-kevésbé állandó denudációs szint jön létre a permafroszt általi konzerváció miatt. Az időjárási viszonyok egy sík-vízszintes területen és egy lejtőn ettől a pillanattól kezdve élesen eltérnek egymástól. Ebben az esetben a csupasz lejtő erőteljesen összeomlik és visszahúzódik, míg a platformok csak lassan süllyednek. A perem visszahúzódási sebességében az éghajlati tényezők mellett minden bizonnyal az alapkőzet kitettsége, összetétele, tulajdonságai is szerepet játszanak. Ezek a tényezők azonban másodlagos jelentőségűek, és soha nem döntik el a kérdést. A lelőhely többé-kevésbé állandó szintjének azonban nem csak ez a jelentősége, hanem az is, hogy itt a profil éles törése következtében mindig felgyülemlik a nedvesség, amely a lejtőn lefolyik, és úgy jelenik meg. a permafrost felolvadásának eredménye. Így a hőmérséklet a víz fagypontja körül ingadozik, a leghatékonyabb fagymállás itt, a lejtő lábánál fog bekövetkezni.

Innen ered a fent említett lejtőprofil törése. De mivel a gravitációs erő arra kényszeríti az aktív permafrost zóna folyékony talaját, hogy a vízszintes síkra hajlítson, a párkány lába és az emelvény is csaknem szigorúan a vízszintes síkban fekszik (ennek a lábvonalnak a szerepe hasonló a tulajdonítotthoz). a bergschrundhoz a gödrök képződésében). Innen a lejtő visszahúzódása eredményeként jön létre a hely, és a talaj vizes részének vágya, hogy egy esetleges alacsonyabb pozíciót foglaljon el, a keletkező felület szoliflukciós kiegyenlítéséhez vezet. Általánosságban elmondható, hogy a terasz felszíne feletti bármely kiemelkedés ugyanúgy tönkremegy (levágódik) a fagy hatására.

Nem szabad azonban elfelejtenünk, hogy a lejtő tönkremeneteléből származó törmelékanyag nem mindegyike kerül az alatta lévő terasz felületére, hiszen a bontás nem csak az alsó terasz irányában történik. Például a teraszos gerinceken a lelőhely két oldalát általában eróziós lejtő határolja, amely felé kolluviumot is kidobnak.

A teraszok kialakításában véleményünk szerint a legfontosabb szerepe a kellő mennyiségű nedvességnek és a váltakozó fagyasztásnak és olvadásnak, valamint a legalább tartós szezonális permafrosztnak. Ezzel kapcsolatban érdekes hangsúlyozni, hogy az összegyűjtött információk szerint a hegyi teraszok felszíne télen szinte teljesen hótalan, ami miatt itt különösen mélyen fagy be a talaj. Ugyanakkor a lejtő mind a hótakaró alatt, mind annak kitett részein megsemmisülésnek van kitéve.

Áttérve az általánosításokra, meg kell jegyezni, hogy ellentétben S.V. Obrucsev szerint az alsó teraszok „emésztik” a felsőket, és nem fordítva (6., 7. ábra). A csúcsok mentén a kiegyenlített területek nagy része a teraszok felületének fent leírt párkánylevágása eredményeként jött létre. Ennek a folyamatnak minden szakasza rendkívül világosan megfigyelhető az Övkövön. Ezért a hegyi teraszok felső szintjeire nem kell különösebb feltételeket elfogadni, ahogyan azt S.V. Obruchev.

A teraszplatformok megjelenése a G.L. által jelzett módon. Padalka [1928 ], valójában ezekben a különösen kedvező körülmények között zajlik. Ezeknek azonban semmi közük a fagy-szoliflukciós teraszok kialakulásához, bár ez utóbbiak a G.L. domborzati területeiről is kialakulhatnak. Carriions. A Kentner déli gerincén jól láthatóak az ilyen kezdetleges párkányok, amelyek részben fagy-szoliflukciós területekké alakulnak át.

A teraszok gerincek mentén és viszonylag enyhe lejtőkön való kialakulását (a teljes lejtése nem haladja meg a 45°-ot) az magyarázza, hogy itt a teraszok kialakulását nem akadályozzák az eróziós folyamatok, mivel a teraszok kialakulása még mindig tart. idő, és az erózió pusztító munkája túl gyors A bontás már a kezdetén megszakítja a folyamatot. A meredek lejtőkön a szoliflukciós folyamatok egyébként nem kevésbé intenzíven mennek végbe, bár kissé eltérő formákat alkotnak (szoliflukciós beáramlások, kőfolyók).

Nem kevésbé jelentős a kérdés, hogy mi határozza meg a teraszok alacsonyabb fejlettségi szintjét. A fenti megfontolások azt mutatják, hogy ez a határ általában éghajlati jellegű, és az örökfagy (örökfagy és hosszú távú szezonális) eloszlásának határához kapcsolódik. Egy másik fontos tényező azonban a szerzők szerint az erdei növényzet határa. Jelenléte vagy támadása kialakult teraszokon (a Vishera Urálban) jelentősen megváltoztatja a szoliflukciós folyamatok rendjét.

Végső soron a szoliflukciós sodródás lelassul, és a kollúvium felhalmozódását okozza a lejtő lábánál. Ennek köszönhetően a lábvonal szerepe semmivé válik és a lejtő megújítása (a perem visszahúzódása) egyre kevésbé intenzív.

Fentebb már megjegyeztük az erózió hatását. Csak arra hívjuk fel a figyelmet, hogy gyakran pontosan az erózióban kell keresni annak okát, hogy a hegyvidéki teraszok a megfelelő éghajlati viszonyok ellenére rosszul fejlettek, amint az a Denezhkin Kamen és a Poyasovoy Kamen domborzatának összehasonlításából következik.

A hegyi teraszok eredetéről alkotott elképzeléseinket az Urálon belüli elterjedésük nyomon követésével kell megerősítenünk. Délről észak felé haladva ezeknek a formáknak a fokozatos csökkenése a tervek szerint csökken, ugyanakkor csökken az abszolút magasság, amelyre esnek (Iremel > 1100 m, Vishera Urals > 700 m, Subpoláris Ural > 500 m, Novaya Zemlya > 150 m).

A fagyos szoliflukciós teraszosodás természetesen a legmagasabban fekvő, éles domborzatú hegyláncokon alakul ki a legszembetűnőbben, és pontosan abban az időszakban (a jég távozását követően) következik be, amikor az eróziónak még nem volt ideje feldarabolni a domborzatot és a domborzat domináns tényezőjévé válni. csupaszság. Ugyanezt a hatást fejti ki a kopás (Novaja Zemlja) és a karképződés (Poláris és szubpoláris Urál). De még az ókori félsíkok simított felületeit is fagyos-szoliflukciós folyamatok befolyásolták vastag morénatakaróval nem védett részeiken. Az Urálban, Iremeltől Pai-Khoiig, a „fagyos félsíkság” formái az ősibb felszínformákra helyezkednek el. A glaciális formák szemünk láttára alakulnak át e folyamatok hatására. Így az éles gerincek - a friss, de már haldokló karák (Salner és Ieroiki masszívumok) közötti hidak hegyi teraszok lépcsőjévé válnak.

Még a Novaja Zemlján is a jégtakaróból éppen kibújt hegyfelületeket már befogja a fagy-szoliflukciós teraszozás [Miloradovics, 1936, 55. oldal]. Talán a Grönli magas teraszai is ugyanilyen eredetűek [Grönlie, 1921].

Megjegyezte: A.I. Aleshkov [Aleshkov [] a hegyi teraszok felszínén lévő, szabálytalan sziklák megtalálásának tényei, amint azt kutatásunk is kimutatta, egyáltalán nem mond ellent a levont következtetéseknek, hiszen itt minden esetben a bontás glaciális domborzata miatt megváltozott fagy-szoliflukciós jelenségekről van szó. Az a terület, ahol a hegyek csúcsain és lejtőin a morénatakaró valójában hiányzott, és nem tudta megakadályozni az alapkőzet pusztulását.

A hegyvidéki területek körül, ahol a legnagyobb erővel zajlottak le a szubaerial denudáció folyamatai, van egy periférikus zóna, ahol az uralkodó üledéktípus egyfajta fedővályog, amelyben nem lehet nem látni ugyanezen folyamatok következményeit [Gerencsuk, 1939], de kissé eltérő fizikai és földrajzi környezetben zajlott. Ez a fajta mállás a periglaciális régiókra jellemző, és azt jelzi, hogy ezek a területek hosszú ideig nem voltak kitéve jegesedésnek. A Kama-Pechora vízgyűjtőn és a nyugat-szibériai alföldön csak egy ősi (Ris) moréna alakul ki. A második moréna (Würm) az é. sz. 64°-tól északra jelenik meg. Érdekes azonban megjegyezni, hogy a Vishera Uralban csak az utolsó eljegesedés utolsó fázisának friss nyomai vannak, ami összevethető a modern gleccserek maximális fejlődésének pillanatával a Sabli, Manaraga, Narodnaya területén. hegyekben és a Grube-yu forrásainál. Ezeket a formákat még nem változtatta meg kellőképpen a szubaerial denudáció, amely szó szerint átdolgozta a dombormű többi részét (lásd a képeket Duparc cikkében [Duparc és társai, 1909] és ábra. 4). Érdekes összehasonlítani ezt a jelenséget az Északi-Urál negyedidőszaki tektonikus mozgásaival. Utasítás N.A. Sirina [1939 ] az Urál 600-700 m amplitúdójú interglaciális kiemelkedésén kevéssé tűnik indokoltnak, mivel a boreális transzgresszió a Bolshezemelskaya tundrában és a nyugat-szibériai alföld északi részén az interglaciális időszakban történik. A Vishera Urálra vonatkozó megfigyelések azt mutatják, hogy itt valószínűleg a würmi idők végén (vagy a Würm utáni időben) mintegy 100-200 m-es kiemelkedés történt. Ennek eredményeként a modern völgyekből kolluviális folyamatok által átalakult ősvölgyek bontakoznak ki. Így az utolsó éghajlati depresszió idején bekövetkezett emelkedés kedvező feltételeket teremtett az embrionális glaciális formák fejlődéséhez.

Következtetések

1) A hegyi teraszok széles körben elterjedt kialakulása az Urál északi részén arra késztet bennünket, hogy figyeljünk eredetükre és elterjedésükre az egész gerincen.

2) A hegyvidéki teraszok permafrost vagy hosszú távú szezonális permafrost körülményei között jönnek létre, megfelelő nedvesség mellett, sarkvidéki és szubarktikus éghajlaton.

3) A hegyi teraszok kialakulása nem függ a koronakőzetek összetételétől, előfordulási körülményeitől és szerkezetétől A lejtő kitettsége és a hólapok elhelyezkedése sem meghatározó a teraszok kialakításában.

4) A hegyi teraszok kialakulása az együtt ható fagy-szoliflukciós folyamatok eredményeként jön létre.

A fagymállás a lejtő viszonylag gyors, érthető visszahúzódását okozza, a szoliflukció pedig a terasz felületének lassabb csökkenését okozza a laza mállási termékek ültetvényezése és azok eltávolítása a terasz lábáról, ahol a legintenzívebb mállás. alapkőzet előfordul.

5) A fagyos-szoliflukciós teraszosodás folyamatai a domborzat lépcsőzetes profilú kialakítása irányába történő átalakulását és a permafroszt alsó határa feletti hegyvonulatok általános szintjének csökkenését okozzák, ami végső soron a „fagyos félsíkság” kialakulásához vezet. ”.

6) A teraszképzési folyamatokat nehezítik: erózió, kopás és karózis. Ezért a teraszok túlnyomórészt periglaciális területeken alakulnak ki olyan területeken, ahol az erózió és egyéb denudációs tényezők még nem váltak meghatározóvá.

7) Az Urálban a hegyi teraszok fokozatos csökkenése délről északra, ami az Északi-Urál déli részének korábbi felszabadulása a jégtakaróból és a fagy-szoliflukciós folyamatok déli részének hosszabb időtartamával magyarázható. régiókban.

A fagy-szoliflukciós teraszozás formái az ősibb, különösen a gleccser felszínformákra helyezkednek el.

8) Az Északi-Urál déli részén nem maradt fenn az ősi eljegesedés nyoma, ami az intenzív fagy-szoliflukciós, kolluviális és eróziós folyamatok kifejlődésével magyarázható. Eközben ugyanazon a szélességi körön, a hegyekkel szomszédos hegyláb gerinczónában és a síkságon az ősi Urál-gleccser tevékenységének nyomait őrizték meg.

9) A szerzők a síkvidéken megállapítják a glaciális lerakódások szélső déli fejlődési pontjait, a hegyvidéken pedig az intenzív bontási zónákat vázolják fel. Ezek a hegyvidéki területek az ősi eljegesedés nyomainak hiánya ellenére az ősi eljegesedési központok szerepét tölthetik be.

Figyelembe véve az Északi-Urál önálló eljegesedési központjaként betöltött orográfiai jelentőségét, a szerzők felvetik az Urál maximális eljegesedés határának tisztázását.

10) A maximális eljegesedés határát az Urálban különböző szerzők húzták meg az 57-62° É tartományban. az Urál orográfiai jelentőségének figyelembevétele nélkül vagy az utolsó jégkorszak jelentéktelen nyomai alapján stb., ami ebben a kérdésben inkonzisztenciát jelez. A felvidéki teraszok keletkezésével kapcsolatos fenti megfontolások, valamint a deluviális bontások változó intenzitású zónáinak kialakítása lehetővé teszi a maximális eljegesedés következő határának felvázolását (lásd a 8. ábra mellékelt térképét).

S. BOČés I. KRASZNOV

AZ URÁL MAXIMÁLIS negyedidőszaki jegesedés határán, A HEGYI TERASZOK MEGFIGYELÉSÉVEL KAPCSOLATBAN

Összegzés

1. Az Észak-Urál hegyvidéki teraszainak kiterjedt fejlődése felkelti a figyelmet eredetükre és előfordulásukra a teljes tartomány határain belül.

2. A hegyvidéki teraszok állandóan fagyott talajok, vagy folyamatosan, szezonálisan fagyos talajok körülményei között alakulnak ki, elegendő nedvesség esetén sarkvidéki vagy szubarktikus éghajlaton.

3. A hegyvidéki teraszok kialakulása nem függ a vidéki kőzetek összetételétől, ágyazatától és szerkezetétől. A lejtő feltárása és a hótorlaszok elhelyezkedése sem képezik kialakulásának fő tényezőit.

4. A fagy és a szoliflukciós folyamatok egyidejű hatása miatt jelennek meg. A fagy, a mállás a lejtő viszonylag gyors visszahúzódását okozza, míg a szoliflukció a terasz felületének mérsékeltebb süllyedését okozza a mállás szétesett termékeinek kiegyenlítése és azok eltávolítása a terasz lábáról, ahol az ország legintenzívebb mállása sziklák. előfordul.

5. A fagyos-szoliflukciós teraszképződés folyamatai domborzatváltást okoznak a lépcsőprofil kialakítása felé, és a tartósan befagyott talajok alsó határa felett elterülő hegyvidéki masszívumok szintjének általános süllyedését okozzák. végre ki egy „fagyos vidék”.

A szerzők azt javasolják, hogy hívják a hegyvidéki teraszokat - fagy-szoliflukciós teraszoknak, amelyek hangsúlyozzák a különbségüket a sodródó szoliflukciós teraszoktól.

6. A teraszképződés folyamatait az erózió, a kopás és a karok képződése akadályozza. Ezért elsősorban a periglaciális régiókban fejlődnek ki azokon a területeken, ahol az erózió és a denudáció egyéb tényezői még nem váltak meghatározó jelentőségűvé.

7. Az Urálban a hegyvidéki teraszok száma és mérete fokozatosan csökken délről észak felé, ami az Észak-Urál déli részén a jégtakaró korábbi eltűnésével és a fagy-szoliflukciós folyamatok folyamatosabb aktivitásával magyarázható. déli régiók.

A dér-szoliflukciós teraszképződés formái a domborzat ősibb és különösen glaciális formáira helyezkednek el.

8. Az Északi-Urál déli részén, az ősi eljegesedés nyomai nem őrződnek meg, ami itt a fagy-szoliflukciós, deluviális és eróziós folyamatok intenzív fejlődésével magyarázható. Eközben ugyanezen a szélességi körön az ősi uráli gleccser tevékenységének nyomait őrizték meg a hegylábi zónában és a síkságon.

A denudált ősgleccser üledékekből származó sziklák néha a hegylábi zónában a nyugati és keleti lejtőkön fordulnak elő, és síkságokon is fennmaradt az ókori eljegesedés moréna egybefüggő borítása, i.p. a denudáció gyengébb fejlettségű régióiban.

9. A szerzők megállapítják a glaciális lerakódások szélső déli előfordulási pontjait a síkságon, és megjelölik az intenzív denudáció zónáit a hegyekben. Ezek a hegyvidéki területek annak ellenére, hogy jelenleg nem mutatják az ősi eljegesedés jeleit, szerepet játszhatnak az ősi eljegesedés központjaiban.

Figyelembe véve az Észak-Urál, mint önálló eljegesedési központ területrajzi jelentőségét, a szerzők egy kérdést tettek fel az uráli maximális eljegesedés pontosabb határára vonatkozóan.

10. Az uráli eljegesedés maximumának határát különböző szerzők az északi szélesség 57. és 62. foka közötti intervallumban húzták meg, anélkül, hogy figyelembe vették volna az Urál földrajzi jelentőségét, vagy az utolsó eljegesedés jelentéktelen nyomai alapján. a kérdés következetlen kezelése. A hegyvidéki teraszok eredetére vonatkozó fent említett adatok, valamint a deluviális denudáció különböző intenzitású zónáinak megállapítása lehetővé teszi a térképen látható maximális eljegesedés következő határának megrajzolását (8. ábra).

IRODALOM

1. Aleshkov A.N. A Sarki Urál dunit-peridotit tömegei. Mat. Com. szállítmányozás kutatás A Szovjetunió Tudományos Akadémia. 1929. 18. szám.

2. Aleshkov A.N. Az Északi Urálon át. Az Orosz Földrajzi Társaság hírei. 1931, kötet

3. Aleshkov A.N. LXIII, sz. 4, 1-26.

4. Aleshkov A.N. A Neroiki-hegy vidékének geológiai vázlata. Ült. "Subpoláris Ural", szerk. SOPS AS Szovjetunió. 1937, 3-55.

5. Aleshkov A.N. Az Urál hegyi teraszairól. Ült. "Uralszk. cirkumpoláris régiók." Tr. Gleccser. exped., vol. IV. L.: 1935, 271-292.

6. Mount Saber és gleccserei. Ült. "Uralszk. cirkumpoláris régiók." Tr. Gleccser. exped., vol. IV. L.: 1935, p.

7. 56-74. Aleschkow A.N. Uber Hochterrassen des Ural. Zeichtrift für Geomorphologie, Bd. IX

8. ,Súly. 4. 1935. Backlund O.O.Általános áttekintés az ESP tevékenységéről. br. Kuznyecov a Sarki Urálba 1909 nyarán. Nyugat. Manó. AN. sorozat

9. ,Súly. 4. 1935. VIII.

10. ,Súly. 4. 1935. XXV. évf. III.

11. ,Súly. 4. 1935. L. 1, Szentpétervár, 1911.

12. Boch S.G. A Narodnaja kerület geomorfológiai vázlata. Ült. „Urlsk. Szubpoláris régiók". Tr. Gleccser. exped., vol.én

13. Boch S.G. V. L.: 1935. 116-149.

14. Boch S.G. A permafrost jelenlétéről az Urál északi részén. Természet. 1938. 5. szám.

15. A szubpoláris Urál szoliflukciós teraszain (Az Állami Földrajzi Sziget Geomorfológiai Bizottságának 1938. február 19-i ülésén felolvasott jelentés kivonata). Izv. Állami geogr. Szigetek 1938. 3. sz. A szubpoláris Urál egyes deluviális lerakódásairól. Bulletin Moszkva természetes szigetek, Geológia, 1939. 6. sz.

16. Varsonofyeva V.A. Sarki Urál a folyó felső szakaszán. Sobi. Tr. Bot. A Szovjetunió Tudományos Akadémia Múzeuma, vol. XIX. 1926.

17. Varsonofyeva V.A. Sarki Urál a Sobi és a Voykara folyók felső szakaszán. Izv. A Szovjetunió Tudományos Akadémia. 1926.

18. Varsonofyeva V.A. Sarki Urál a Voykara, Synya és Lyapina folyók felső szakaszán. Com. szállítmányozás kutatás Szovjetunió Tudományos Akadémia, 1929.

19. Govorukhin V.S. Bevezetés a tundra tanulmányozásába. Vol. 1, M., 1934.

20. Gerencsuk K.I. A szoliflukció, mint a moréna fedőrétegek kialakulásának tényezője. Tudós támad. Moszkva állami un-ta.

21. Földrajz, köt. 1939. 25. Gromov V.I. és Mirchink G.F.

22. Negyedidőszak és faunája. A Szovjetunió állatvilága, zoológus. A Szovjetunió Tudományos Akadémia Intézete, 1937. Grönlie O.T. Hozzájárulások a Nowaya Zemlya negyedidőszaki geológiájához. Rep

23. . Scient. Res. Norw. N. Z. Exp. 1921, 21. sz. Oslo, 1921.

24. Dobrolyubova T.A., Soshkina E.D. A Szovjetunió európai részének (Észak-Urál) általános geológiai térképe, lap.

25. 123. Tr. Leningr. geol.-hydro-geogr. bizalom, köt. 1935. 8. Dorofejev N.V.

26. 123. Tr. Leningr. geol.-hydro-geogr. bizalom, köt. 1935. 8. A hegyi teraszok keletkezésének kérdéséről. Az Északi-sark problémái, 1939. 6. szám, 89-91.

27. Duparc L., Pearce F. Sur la presents de hautes terrasses dans l’Oural du Nord. A földrajz. Bika. de la Societe de Geographie, Párizs, 1905.

28. Sur 1"existence de hautes terrasses dans l’Oural du Nord. Párizs, 1905. Duparc L., Pearce F., Tikanowitch M.

29. Le bassin de la haute Wichera. Geneve. 1909, p. 111.

30. Hoffmann Ernst. Der Nördliche Ural und das Küstengebirge Pai-Choi, Band I-II. 1856 St.

31. Pétervár. Zavaritsky A.N.

32. Pétervár. Rai-iz peridotit masszívum a Sarki Urálban. Minden Geológiai feltárás Kiad., 1932, 1-281.

33. Claire V.O. Az uráli kőlerakókról. Támad. Uralsk szereti a közösséget. természetes Jekatyerinburgban, XXXI. 1. 1911. 9. o.

34. Krotov P.I. Földtani kutatás a Cherdyn Ural nyugati lejtőjén, a Földtani Bizottság megbízásából 1883 nyarán. Szerk. Geol. com., oszt.

35. utánnyomás, 1883. A jégkorszak nyomai az európai Oroszország északkeleti részén és az Urálban. Tr. természetes szigetek Kazanszkban. Univ., XIV. szám. 4, Kazan, 1885.

36. Lamakins V.V. és N.V. Sayano-Dzhida Highlands (egy 1928-as tanulmány szerint). Földrajz, 32. évf. A falu területének földtani vázlata. Elovka és őshonos rézlerakódásai az észak-uráli Nadezhdinsky üzem közelében. Izv. Minden Geológiai feltárás Szerk., 50. évf. 90, 1931.

37. Moldavantsev E.P.. Az észak-uráli Chistop és Khoi-Ekva régió geológiai vázlata. Izv. Geol. com., 1927, 46. 7. sz.

38. Nikitin S.N. A jeges nyomok elterjedési határai Közép-Oroszországban és az Urálban. Izv.

39. Geol. com., IV. kötet, 1885, 185-222. Obrucsev S.V.

40. A szoliflukciós (hegyi) teraszok és keletkezésük a Chukotka régióban végzett munkák alapján. Arctic Problems, 3-4. sz. L.: 1937.

41. A szoliflukciós (hegyi) teraszok és keletkezésük a Chukotka régióban végzett munkák alapján. Padalka G.L.

42. Az Északi-Urál magas teraszairól. Hír. Geol. com., 1928. évi 4. sz. Fizető peridotit masszívum a Sarki Urálban. Tr. Sarkvidéki Intézet. T. 47. L.: 1936.

43. Sirin N.A. Néhány adat a szubpoláris Urálban található Lyapinsky régió geológiai szerkezetéről. Az Északi-sark problémái, 1939. 3. szám, 70-75.

44. Tolstikhina M.M. Anyagok az Urál nyugati lejtőjén található Kizelovsky régió geomorfológiájáról. Izv. Állami geogr. kb-va, t 68, szám. 3, 1936, 279-313.

45. Tyulina L.N. Az Iremel-hegyen (Dél-Urál) a talaj örökfagyával és fagymállásával kapcsolatos jelenségekről. Izv. Földrajzi címszó Szigetek, 63. vers, no. 2-3, L., 1931, 124-144.

46. Tyulina L.N. Fedorov E.S.

47. Tyulina L.N. Földtani kutatások az Észak-Urálban 1884-1886-ban, Szentpétervár, 1890, Horn, folyóirat, I. és II.

48. Földtani kutatások az Északi-Urálban 1887-1889-ben. (Beszámoló az Északi Expedíció geológiai csoportjának tevékenységéről). Szentpétervár, 1889, Horn. zhur., II. köt. Megjegyzés a kréta- és sziklatelepek előfordulásáról Észak-Szibéria Urál részén. Izv.

49. Geol. com., 7. kötet, .1887, 239-250. Fedorov E.S., Nyikitin V.V.

50. . Teológiai Bányakerület. Monográfia. szerk. Stasyulevics, 1901.

Epstein S.V.
Útvonalgeológiai és geomorfológiai megfigyelések az Északi-Urál keleti lejtőjén. Izv. Állami geogr. o-va, vol. 2, 46, 1934.

Edelshtein Ya.S.

Ennek az eljegesedésnek a legnagyobb szakaszában az Orosz-síkság jelentős részét egy jégtakaró foglalta el, amely a Dnyeper völgye mentén a folyó torkolatáig egy keskeny nyelvben hatolt dél felé. Aurelie. A terület nagy részén permafrost volt, és az éves átlagos levegőhőmérséklet ekkor nem haladta meg a -5-6°C-ot.
Az Orosz-síkság délkeleti részén, a középső-pleisztocénben a Kaszpi-tenger 40-50 m-es, úgynevezett „korai kazár” szintemelkedése következett be, amely több fázisból állt. Pontos dátumuk nem ismert.

Mikulin interglaciális
Következett a Dnyeper-jegesedés (125 vagy 110-70 ezer éve). Ebben az időben az Orosz-síkság középső vidékein a tél sokkal enyhébb volt, mint most. Ha jelenleg a januári átlaghőmérséklet -10°C közelében van, akkor a Mikulino interglaciális idején sem csökkent -3°C alá.
A Mikulin idő a Kaszpi-tenger vízszintjének úgynevezett „késői kazár” emelkedésének felelt meg. Az Orosz-síkság északi részén szinkronosan emelkedett a Balti-tenger szintje, amely azután a Ladoga- és az Onéga-tóval, illetve esetleg a Fehér-tengerrel, valamint a Jeges-tengerrel csatlakozott. Az eljegesedés és a jégolvadás korszakai között a világtengerek szintjének teljes ingadozása 130-150 m volt.

Valdai eljegesedés
A Mikulino interglaciális után jött, amely a korai Valdai vagy Tver (70-55 ezer évvel ezelőtt) és a késő Valdai vagy Ostashkovo (24-12:-10 ezer éve) eljegesedésekből áll, amelyeket a középső Valdai időszak ismétlődő (legfeljebb 5) hőmérséklet-ingadozások választanak el egymástól. amelyek éghajlata sokkal hidegebb volt a modern (55-24 ezer évvel ezelőtt).
Az orosz platform déli részén a korai Valdai jelentős – 100-120 méterrel – „atteli” csökkenést okoz a Kaszpi-tenger szintjén. Ezt követte a „korai khvalyn” tengerszint-emelkedés körülbelül 200 m-rel (80 m-rel az eredeti szint felett). A.P. számításai szerint. Chepalyga (Chepalyga, t. 1984), a Kaszpi-tenger felső-khvalini időszakának nedvességellátása megközelítőleg 12 köbméterrel haladta meg a veszteségeit. km évente.
A tengerszint „korai hvalyni” emelkedése után következett az „enotajevszkij” tengerszint-csökkenés, majd ismét a „késői hvalyni” tengerszint-emelkedés az eredeti helyzetéhez képest mintegy 30 m-rel. G.I. szerint a késői khvalyni vétség maximuma következett be. Rychagov, a késő pleisztocén végén (16 ezer évvel ezelőtt). A késő Khvalyn-medencét a vízoszlop hőmérséklete a mainál valamivel alacsonyabb hőmérséklet jellemezte.
A tengerszint új csökkenése meglehetősen gyorsan következett be. A maximumot (50 m) a holocén legelején (0,01-0 millió évvel ezelőtt), körülbelül 10 ezer évvel ezelőtt érte el, és az utolsó - „Új Kaszpi-tenger” tengerszint-emelkedése váltotta fel, körülbelül 70 m-rel, kb. ezer évvel ezelőtt.
Körülbelül ugyanolyan ingadozások voltak a vízfelszínben a Balti-tengeren és a Jeges-tengeren. Az eljegesedés és a jégolvadás korszakai között ekkor 80-100 m volt a teljes ingadozás a világ óceánjaiban.

A Chilében vett több mint 500 különböző geológiai és biológiai minta radioizotópos elemzése szerint a nyugati déli félteke középső szélességi fokain a nyugati északi félteke középső szélességi fokaival egy időben melegedés és lehűlés tapasztalható.

fejezet " A világ a pleisztocénben. A nagy eljegesedés és a kivonulás Hiperboreából" / Tizenegy negyedidőszaki eljegesedésidőszak és nukleáris háborúk

© A.V. Koltypin, 2010

A modern Oroszország területe a negyedidőszakban többször is nagymértékű eljegesedésnek volt kitéve, amelyeket interglaciális korszakok választottak el, amelyek éghajlata közel volt a modernhez, vagy még melegebb volt. A jégkorszakokon belül szakaszokat különböztettek meg, váltakozva alacsonyabb fokozatú felmelegedésekkel - interstadiálisokkal. A legrégebbi jégkorszak kora körülbelül 800 ezer év. A legnagyobb jégkorszak a Don-jegesedés kialakulásához kapcsolódott, amely több mint 500 ezer évvel ezelőtt kezdődött. A jég ezután az Oka, a Don és az Alsó-Volga medencéjébe nyúlt az északi szélesség 51°-ig. w. A későbbi (több mint 350 ezer évvel ezelőtti) Oka-jegesedés kisebb volt, és láthatóan nem terjedt túl az Oka-medencén.

Szibériában a korai pleisztocén maximális eljegesedését két jelentős előrelépés jellemezte. A jég dél felé mozdult el az é. sz. 62–64°-ig. sh., az Irtis mai alsó folyásának medencéibe, az Ob és a Jenyiszej középső folyásába a Podkamennaja Tunguska torkolatáig; északkeleten elérték a Tajmír-félsziget keleti partját.

A középső pleisztocénben, amely körülbelül 350 ezer évvel ezelőtt kezdődött, két jégkorszakot különböztetnek meg. A korai időszakot főleg Oroszország európai részének északkeleti részén jégtakaró kialakulása jellemezte. A határai nincsenek pontosan meghatározva. A fiatalabb Dnyeper jégtakaró már a középső-pleisztocén második felében, mintegy 250 ezer évvel ezelőtt alakult ki. A jég ezután a Dnyeper középső folyására és az Oka felső folyására, főként a nyugati, skandináv központból haladt előre. A Dnyeper jégtakaró szerepe különösen megnőtt ugyanennek az eljegesedésnek a második, moszkvai szakaszában. Domborzatképző tevékenysége egyértelműen megnyilvánult a Szmolenszk-Roszlavl, Tver, Klin-Dmitrov, Galics-Chukhloma felvidék megjelenésében.

Szibéria területén ekkoriban két nagy lapjegesedés volt ismert, Nyugat-Szibériában elérte az 59–60° é. w. Az első kiterjedt, kétfázisú Szamarai eljegesedés megközelítőleg a Dnyeper eljegesedésével egy időben alakult ki. A jég a talapzatról előrenyomult a szárazföldre, és dél felé behatolt a modern Ob és a Jenyiszej folyók medencéjébe a Podkamennaya Tunguska torkolatáig. Másodszor, a Taz-jegesedés korát tekintve a Dnyeper moszkvai szakaszához hasonlítható.

A késő pleisztocénben az utolsó, a 110-115 ezer éve véget ért Mikulino (Kazantsev) interglaciális utáni jég előretörését vizsgálták részletesebben. Úgy tartják, hogy az első, korai Valdai jég előrenyomulása szerény méretű volt Oroszország európai részén, és a jég ekkor még nem terjedt túl a Balti-medencén. Ellenkezőleg, az éghajlati okok miatt az ilyen korú eljegesedés kiterjedtebb lehetett Oroszország szibériai régiójában. A késő pleisztocén - Valdai (Sartán) utolsó fedőjegesedés maximuma 20-18 ezer évvel ezelőttre nyúlik vissza. Ezután a skandináv gleccser előrenyomult az európai Oroszország területére a Dnyeper és a Volga modern felső szakaszáig. Fennállásának utolsó szakaszában, mint minden korábbi jégtakaró, hatalmas kiterjedésű dombhátas domborzatot hagyott maga után, amelyet sziklás vályogok és homok (moréna) alkottak. A késő pleisztocénben a hegyvidéki területeken egyedi gleccserkupolák és -sapkák alakultak ki, egyes területeken, például Verhojanszkban pedig fél- és hálószerű eljegesedés.

Oroszország ázsiai részén, Nyugat-, Közép- és Kelet-Szibéria hatalmas síkságain és síkságain, valamint Kelet-Európában a skandináv gleccser határaitól délre egy örökfagy régió terült el. A folytonos permafroszt első megbízható nyomai sokszögű jégékek jeleivel Északkelet-Ázsiában a késő pliocénből, Szibéria többi részén - az eopleisztocénből és korai pleisztocénből, a kelet-európai síkságon - a középső pleisztocénből (Pechora hideg szakasz) ismertek. ).

Az elmúlt 250 ezer évben egyértelmű tendencia figyelhető meg a fedett gleccserek területének csökkenésére a negyedidőszak hideg szakaszaiban és a folyamatos örökfagy (permafrost zóna - földalatti eljegesedés) területének növekedésére. . A permafrost zóna a késő pleisztocén végén érte el maximális méretét (Késő Valdai - Sartan hideg szakasz). Ekkor Oroszországban az örökfagy déli határa az é. sz. 50°-tól délre húzódott. w. Itt mindenütt sokszögű jégékek alakultak ki. Felolvasztásuk a reliktum kriogén mikrorelief széles körben elterjedéséhez vezetett.

A negyedidőszak második felében (az utolsó millió év) a természeti körforgásokon belül a természeti övezetek radikális szerkezetváltása ment végbe. Az utolsó (Mikulino) interglaciális optimális időszakában (kb. 125 ezer évvel ezelőtt) az erdősáv északon és délen jelentősen bővült a tundra zóna csökkenése miatt, amely csak az északi-sarkvidéki szigeteken maradt meg. északon és a Gydan-tenger északi szakaszain, a Kazantsev-félsziget és a Tajmír behatolása következtében, valamint a sztyeppei zóna.

A széles levelű erdők övezete óriási mértékben bővült, felváltva a tűlevelű-széleslevelű erdők teljes alzónáját és a déli tajga alzóna jelentős részét. Az Oroszország európai részén található lombos erdősáv határa több mint 500 km-re északra és 200-300 km-re délre húzódott jelenlegi helyzetétől. Ennek megfelelően az erdőssztyeppek, sztyeppék és félsivatagok jelentősen eltolódtak dél felé.

A magas szélességi körökön belül a tundra átadta helyét az erdei tundrának, melynek tájai közeledtek az óceán partjához. Délről az erdő-tundra alzóna szomszédos volt a tajga régióval, amelyet vörösfenyőerdők képviseltek.

A közép-szibériai tajga északi alzónájától délre egy cédrus-fenyves terület volt, amelyet keleten, Közép-Jakutországban fenyő-nyír és nyír-vörösfenyő váltott fel (a Léna jobb partján). ) erdők.

A tájrendezés a jégkorszakban és különösen a legnagyobb lehűlés időszakában radikális átalakuláson ment keresztül, ami a Valdai-Sartán korszak gleccserrendszereinek fejlődésében a maximumnak felelt meg, azaz körülbelül 20-18 ezer évvel ezelőtt. A periglaciális régió növénytársulásának nem volt modern analógja.

Az erdősáv teljesen leromlott. A tajga és a lombos erdők megszűntek létezni a zónaszerkezet alkotóelemeiként. A fás szárú növényzet képviselői a tájrendszerekben csak alárendelt jelentőséggel bírtak. A teljes extratrópusi téren belül a domináns pozíciót sajátos nyílt típusú tájak foglalták el, amelyek magját a hideg periglaciális viszonyokhoz alkalmazkodó sztyepp és tundra közösségek alkották.

Hálás lennék, ha megosztaná ezt a cikket a közösségi hálózatokon:

Előző cikk: Mekkora a fénysebesség Következő cikk: Harmonikus rezgések Az oszcillációs frekvencia fizikai képlete