Кузин І.Л. Головні етапи формування рельєфу північній частині Уральських гір

Новітня палеогеография Північного, Приполярного і Полярного Уралу різними дослідниками пояснюється по-різному в залежності від їх ставлення до проблеми материкових зледенінь. Панівною в науці є льодовикова теорія, тому Урал вважається центром оледенений Руської та Західно-Сибірської рівнин ([Панов, 1937; Сафронов, 1945]; С.Г. Боч і ін., 1951; і ін.). Ю.А. Мещеряков називає його «зоною льодовикової (екзарационниє і акумулятивний) морфоструктури і сучасних нивально-мерзлотних процесів» ([Мещеряков, 1972], с. 221). Виділяються три льодовикові епохи - раннечетвертічного (Окская, шайтанська), среднечетвертічних (дніпровська, Самаровскій) і позднечетвертічная (Калінінська, Зирянская) (Н.П. Вербицька та ін., 1965).

Поряд з заледеніннями важливу роль у формуванні гірського рельєфу відводять і новітнім тектонічним підняттям. На думку М.М. Фрадкіна [1940], С.Г. Боча і І.І. Краснова [1 943], Ю.Ф. Захарова [1966] та інших авторів, в кінці неогену Уральські гори були набагато вище сучасних. У льодовикові епохи квартер вони були сильно зруйновані і знижені процесами екзарації. Ю.Ф. Захаров підрахував, що загальний обсяг мінеральних речовин, винесених в четвертинний час льодовиками на Західно-Сибірську рівнину, порівняємо з об'ємом сучасного Уралу. Тільки обсяг валунів і галек уральських порід, що містяться в четвертинних відкладеннях низовини, перевищує третину обсягу сучасного східного схилу гір [Захаров, 1966].

Результатом таких палеогеографических побудов з'явився висновок про молодому (пізній неоплейстоцена - голоцен) віці рельєфу Уралу. Часто зустрічаються тут плоскі вершини вважаються поверхнями вирівнювання з розвиненими на них древніми корою вивітрювання, про що пишуть В.А. Варсанофьева (1932), А.Г. Бер (1948), М.С. Калецкі, А.Д. Миклухо-Маклай (1961) і ін., А післяльодовиковий утвореннями, пов'язаними з екзарація, морозним вивітрюванням і соліфлюкція. Ці уявлення не відповідають дійсній історії розвитку регіону, на що вказують широко поширені різновікові, в тому числі стародавні, геоморфологічні рівні в горах і коррелятние їм відкладення на прилеглих рівнинах. Наш висновок про тривалу історію розвитку рельєфу північній частині Уральських гір заснований на матеріалах багаторічних польових робіт в різних частинах регіону. Маршрутні і майданні дослідження проводилися в наступних районах: гори Константинов Камінь, Мініс, Рай-Из, Пай-Ер, Ярота; верхів'я річок Щучья (включаючи оз. Бол. Щучье), Мал. Уса, Єлець, Собь, Лагорта, Синя, Хулга, Манья, Йоутинья, Лозьва, Сосва.

Слідом за Ю.Ф. Захаровим [1966] автор разом з В.Б. Арчеговим, Н.Ф. Астаф'єва і Є.В. Германом визначив обсяг великоуламкових матеріалу, винесеного з східного схилу Приполярного Уралу до Західного Сибіру (на північ від 64 ° пн.ш.) [Генералів і Кузін, 1968]. Розрахунки показали, що в північно-західній частині низовини знаходиться близько 600 км3 гравію, гальок і валунів уральських порід. Їх обсяг дорівнює приблизно 16% обсягу долин східного схилу Уралу. Він становить лише 2% обсягу східного схилу Уралу, а не «більше 33%», як пише Ю.Ф. Захаров. Наведені дані, показують, що обсяг великоуламкових матеріалу, винесеного з гір на низовину, завищений Ю.Ф. Захаровим більш ніж в 15 разів. Цей наш висновок надалі був підтверджений розрахунками А.С. Вороніна і Є.В. Германа [1979], зробленими для всієї «льодовикової зони» Уралу та Західного Сибіру (на північ від 60 ° пн.ш.). Як буде показано далі, винос уламкового матеріалу з гір на рівнину відбувався в олігоцені і неогені, а не тільки в квартер, як вважають прихильники льодовикової теорії.

Нами виділяються наступні головні етапи розвитку рельєфу Уралу:

1) освіту пенеплена (юра-палеоген);

2) підняття і розчленування пенеплена, вироблення гірського рельєфу (палеоген - квартер). Цей етап включає три великих ерозійно-акумулятивних циклу, з якими пов'язане формування трьох генерацій річкових долин - олігоценових, неогенової і четвертинної.

Освіта Уральських гір викликано молодими підняттями земної кори вздовж системи глибинних розломів, що простягаються з півночі на південь майже на 2.5 тис. Км. На глибинну природу розломів поряд з геологічними даними вказують і виходи мантійного газу, встановлені нами в руслі р. Сосва біля підніжжя східного схилу Північного Уралу (І.Л. Кузін, 1999). На великій відстані ширина північній частині хребта не перевищує 50-70 км. Тільки на ділянках перетину субмеридіональних (герцинских) розломів догерцінскімі розломами субширотного напрямку вона збільшується до 150-200 км. В межах таких гірських вузлів знаходяться найвищі вершини Уралу - гори Падага-Саура, Ханмей, Пай-Ер, Народна, Денежкин Камінь і ін. На їх формування поряд з інтенсивними тектонічними підняттями великий вплив зробив і літологічний склад порід. Тут широко поширені інтрузії кислих, основних і ультраосновних порід, прокварцованние гнейси, кварцити і інші стійкі до вивітрювання породи.

Як уже зазначалося, в даному регіоні поширені поверхні вирівнювання; за різними даними їх від однієї до трьох. На нашу думку, тут розвинена одна поверхня вирівнювання (пенеплен) тривалого (пізня юра - еоцен) формування, що випробувала в послееоценовое час переривчасті глибово-склепінні підняття і ерозійне розчленовування. Якщо з сучасного рельєфу Уралу прибрати ерозійні форми рельєфу (річкові долини), то за рідкісним винятком виявиться, що гори є довгою вузьку складку - сводообразно вигнуту поверхню вирівнювання, ускладнену поруч невеликих перегинів, пов'язаних з литологическими особливостями порід і диз'юнктивними порушеннями. Висота складки змінюється від декількох сотень метрів на крайній півночі і півдні гірського хребта до 1000-1500 м - в його серединної частини. Поперечний профіль складки асиметричний - її східне крило (схил хребта) в 2-3 рази ширше західного (рис. 1). Про час утворення поверхні вирівнювання, характер її деформацій і розчленування можна судити по коррелятним відкладенням, розвиненим на прилеглих рівнинах.

У Західному Сибіру коррелятнимі розвиненою на Уралі поверхні вирівнювання є відкладення верхньоюрського-еоценового віку, представлені монотонної товщею перешаровуються пісків, алевритів і глин. Характер накопичення опадів вказує на те, що на місці Уральських гір в умовах тектонічного спокою або повільних піднять тривалий час існувала низька денудаційна рівнина (пенеплен), окраїнні частини якої часом заливалися морем. Верхня вікова межа її формування - пізній еоцен, час накопичення морських глин Тавдинського свити. Велика частина розрізу верхньої крейди і палеогену приуральской частини плити представлена ​​кременистими породами - опоками, діятимуть, опоковідние і діатомових глинами, алевритами і пісками. Вони утворилися в результаті накопичення і перетворення планктонних мікроорганізмів, головним чином діатомових водоростей. Тільки невелика їх частина (близько 10%) має мінеральну природу (піски, алеврити і глини), що вказує на тектонічна спокій області знесення. В цей час на Уралі відбувалося утворення кори вивітрювання.

В олігоцені відбулося підняття Уралу, яке змінилося до початку неогену тектонічним спокоєм. Була вироблена система річкових долин переважно субмеридионального напрямки, згодних з простяганням тектонічних структур. Ці долини розвинені як в прівершінной, так і в окраїнних частинах хребта. На широкому східному схилі їх зазвичай більше, ніж на короткому західному схилі. У прівершінной частини гір, де тектонічні підняття більш інтенсивні, днища долин знаходяться на кілька сотень метрів вище, ніж на схилах. Ширина долин досягала 2-3 км, глибина - 300-500 м. Велика частина долин цього циклу рельефообразования була знищена ерозією неогенових річок, широкі (до 1.5-2.5 км) долини яких вкладені в олігоценові долини. До теперішнього часу збереглися лише невеликі фрагменти олігоценової долин (рис. 1). Як і в сучасних річкових долинах, в них спостерігається кілька ерозійно-акумулятивних терас шириною до 0.3-0.5 км, довжиною до 2-5 км.

Великоуламковий матеріал олігоценового аллювия представлений тільки стійкими до вивітрювання породами - кварцом, кварцитами, кременем. Основна його маса до теперішнього часу розмита і знесена з терас, на поверхнях яких зазвичай зустрічаються лише розрізнені ерратіческіе гальки і валуни різного ступеня окатанности. Дуже рідко вони залягають в малопотужних (0.1-0.2, рідко - до 2-3 м) шарах різнозернистого піску або супесей. Алювій звичайно перекритий різної величини брилами місцевих порід, вивернутими мерзлотнимі процесами.

Поява валунів і галек кварцу і кварцитів в прівершінних частинах хребта прихильники льодовикової теорії пояснюють не транспортуванням річками в ранній етап утворення гір, а впливом покривних льодовиків в неоплейстоцене.

Під час формування олігоценової долин на прилеглі рівнини був винесений величезний обсяг продуктів руйнування гір. У Західному Сибіру з них відклалися озерні (озеро-море) і озерно-річкові опади атлимской, Новомихайлівського і туртасской світ загальною потужністю понад 100 м. Вгору по розрізу складу відкладень змінюється від разнозерністих пісків з гравієм і галькою через дрібнозернисті і тонкозернисті глинисті піски до алевритів і глин, збагачених рослинними залишками. Їх утворення пов'язане з великими озерними системами, тривалий час існували після регресії еоценового моря (С.А. Архипов і ін., 1970).

Нижня частина розрізу, представлена ​​білими і світло-сірими кварцовими і польовошпатовим-кварцовими пісками ніжнеолігоценовой атлимской свити, утворилася з збагачених кварцом продуктів розмиву кори вивітрювання Уралу. За нашими спостереженнями, в верхів'ях Маньї, Хулги і деяких інших річок, різної величини жили кварцу складають до 25-30% обсягу порід, що складають пенеплен. Разом з кварцовим піском на низовину виносився і великоуламковий матеріал переважно стійких до вивітрювання порід (кварц, рідше кварцити і кремінь). З віддаленням від гір його розміри і загальний вміст в пісках атлимской свити поступово зменшуються. У басейнах річок Бол. і Мал. Атлим, на відстані 350-400 км від гір, його зміст становить десяті частки відсотка. У разнозерністих пісках тут спостерігаються окремі включення і рідкісні прошарки кварцового гравію і дрібних гальок; великі гальки і валуни розміром до 10-15 см зустрічаються вкрай рідко.

У міру наближення до Уралу обсяг великоуламкових матеріалу в відкладах атлимской свити помітно збільшується. За нашими визначень, в долині середньої течії р. Солікол-Я (височина Люлин-Злодій в 130 км від гір) в них міститься близько 10% великих уламків. Тут розкрито 7.5 м світло-сірого різнозернистого кварцового піску з гравійно-галькові матеріалом, велика частина якого знаходиться в тонких (до 3-5 см) прослоях. Його основна маса представлена ​​дрібними (1-3 см) гальками, великих гальок і валунів розміром 0.1-0.2 м мало. За кількістю та обсягом різко переважають гальки кварцу і набагато менше кварциту. На частку нестійких до вивітрювання порід припадає близько 10% гальок. Вони сильно виветрелие і легко розтираються руками в порошок. У середній частині розкритого розрізу атлимскіх пісків залягає прошарок (0.6 м) добре окатанного галечника з піщано-гравійним заповнювачем, обсяг останнього - близько 30%. Окатанность гравію 1-2 кл, гальок - 1-4 кл (переважають 2-3 класи окатанности). Переважна більшість гальок (82%) представлено кварцом і кварцитами; гальки, складені сильно вивітреними, визначити неможливо породами, складають 18%. На тлі слабо озалізнілого кварцового піску і гальки вони виділяються кольором: білим, зеленувато-сірим, фіолетовим і ін. Розмір кварцових галек - до 10 см, переважають дрібні гальки.

Поруч з описаним розрізом атлимскіх пісків, вище по схилу розкритий пласт кварцового конгломерату. Він залягає на відкладах квартер - буро-сірих глинистих пісках з гальками і валунами різного петрографічного складу під кутом 35 ° до горизонту (зсув). Потужність пласта - 2 м, розкрита довжина - понад 5 м. Конгломерат являє собою перлювій по відкладеннях атлимской свити. Він утворився в результаті розмиву декількох десятків метрів кварцових пісків і галечников. Час його освіти - ранній міоцен, після накопичення поширених в цьому районі верхнеолігоценових піщаних глин і алевритів туртасской свити і до винесення з гір на рівнину валуни-галькові матеріалу різного петрографічного складу, що входить до складу міоцен-пліоцену сабунской товщі.

Кварцові конгломерати відомі в різних районах приуральской частини рівнини. Як неогенові утворення вони описані К.В. Курдюкова і ін., 1952 (р. Огура), Г.Ф. Лунгерсгаузеном і ін., 1950 (pp. Пиновка, Пелим, Лозьва і ін.), Є.І. Пугаченко і ін., 1952 (басейн р. Сів. Сосва) і іншими геологами-наймачами. Наведені дані вказують на те, що в ранньому олігоцені з Уральських гір на Західно-Сибірської (як і на Російську) рівнину разом з мелкоземом було винесено великий обсяг гравійно-галькові-валуни матеріалу. Його перенесення на відстань кількох сотень кілометрів від гір можна пояснити без залучення плавучих льодів. Сказане стосується і до східної частини Західного Сибіру, ​​де поширені олігоценові відкладення корліковской товщі, що утворилися за рахунок розмиву кори вивітрювання Среднесибирского плоскогір'я. Вони представлені сірувато-білими польовошпатовим-кварцовими пісками з домішкою каоліну, що містять гравій, гальку і валуни переважно стійких до вивітрювання порід (кварц, кремінь, халцедон і ін.).

У публікаціях про умови утворення атлимскіх і корліковскіх пісків відсутні пояснення способу перенесення міститься в них великоуламкових матеріалу. Зазвичай вказується лише на присутність гравію, який, як і вміщає його пісок, нібито був перенесений водою. Насправді ж поряд з гравієм олігоценові відкладення містять великий обсяг гальок і валунів розміром до 0.2-0.3 м. За нашими польовим визначень, тільки в лівобережній частині басейну р. Пур відкладення корліковской товщі містять 3-4 км3 гравійно-галькові-валуни матеріалу. Загальний же обсяг великоуламкових матеріалу, перенесеного в олігоцені з навколишніх гір на рівнину, становить багато десятків кубічних кілометрів.

Як відомо, рівнинні річки (тим більше озера) не можуть переносити уламки гірських порід крупніше 2-3 мм (Л.Б. Рухин, 1969). На нашу думку, єдиним транспортним засобом, здатним переносити великі маси гравію, гальок і валунів на далекі відстані, є плавучий лід. Визнання такого механізму транспортування великоуламкових матеріалу суперечить прийнятим в даний час уявленням про клімат північної половини Західного Сибіру в олігоцені. Відкладення атлимской свити і корліковской товщі містять спори, пилок і насіння хвойно-широколиственной рослинності Тургайського типу за участю субтропічних елементів. Кліматичні умови часу існування цієї рослинності виключають низькі температури повітря, при яких на озерах і річках міг утворюватися лід. Однак слід мати на увазі, що велика частина розрізу розглянутих відкладень (чисті піски і галечники) позбавлена ​​будь-яких палеонтологічних залишків. Тільки в рідкісних прослоях, збагачених глиною і рослинним детритом, знайдені суперечки, пилок і насіння рослин, за якими і були визначені кліматичні умови раннього олігоцену. За ним не можна стверджувати, що протягом декількох мільйонів років часу накопичення опадів клімат регіону був монотонно теплим. Як і у відкладеннях неогену і квартер [Кузин, 2001; 2001а], присутність великоуламкових матеріалу в озерних і річкових опадах олигоцена вказує на їх льодово-водне походження і періодичне зниження температури до мінусових значень. Як можна судити за змістом великоуламкових матеріалу в відкладах, хвилі холоду меншої інтенсивності і тривалості були в еоцені, палеоцене і навіть в крейді і юре [Кузин, 1979]. Могутні товщі еоценових і верхньокрейдяних діатомових і опоковидних порід, поширені на більшій частині території Західного Сибіру, ​​вказують на низьку температуру вод морів, в яких вони накопичувалися. У сучасну епоху їх аналогами є діатомові мули, що відкладаються навколо Антарктиди і в північній частині Тихого океану [Стрельникова, 1963]. На цьому тлі відбувалися короткочасні більш різкі зниження температури вод, коли утворювався лід, розносять великоуламковий матеріал далеко від Уралу. Про це свідчать гальки кристалічних порід розміром до 10 см, описані нами в еоценових опоковидних глинах височини Люлин-Злодій, а також в палеоцінових чорних глинах і верхньокрейдяних діатомових глинах правобережжя нижньої течії р. Обі, де ці породи виведені на поверхню глиняними діапіров.

У приуральской частини Російської рівнини під час формування олігоценової долин Уралу утворилася товща континентальних піщано-глинистих відкладень, об'єднаних нами в ніжнеадзьвінскую серію. Вона описана в нижній течії р. Адзьва (басейн р. Печори), де оголюються порушені процесами глиняного діапірізм відкладення різного літологічного складу. Їх характерною особливістю є практично повну схожість з відкладеннями атлимской, Новомихайлівського і туртасской світ олигоцена Західного Сибіру. Причинами ідентичності речового складу, текстурних і структурних особливостей відкладень різних регіонів є єдина область знесення уламкового матеріалу (Урал з його корою вивітрювання), алювіально-озерні (озеро-море) умови накопичення опадів, евстатіческого природа змін базису ерозії і близькі кліматичні умови.

Нижня частина розрізу ніжнеадзьвінской серії складена піском цукристих-білим і світло-сірим, польовошпатовим-кварцовим, разнозерністимі, від дрібнозернистого до грубозернистого, з розсіяними піщинами темноколірних мінералів. Зустрічаються уламки гагатізірованной деревини розміром до 10-15 см; дрібні рослинні залишки зазвичай приурочені до косослоістую серіям. Великоуламковий матеріал зустрічається рідко. Його розміри - до 8-10 см, окатанность - 0-3 класу, склад - кварц, кварцит, кремінь, інші вивержені, метаморфічні і осадові породи; деякі гальки наскрізь виветрелие. Відкладення переважно косослоістую, утворюють великі, зрізують один одного серії, всередині яких спостерігається більш тонка шаруватість. Розглянуті піщані відкладення виділені нами в адзьвінскую свиту - віковий аналог ніжнеолігоценовой атлимской свити Західного Сибіру. Найбільш повний її розріз (8 м) описаний в оголенні на лівому березі р. Адзьва в 1.5 км вище сел. Харута.

Поряд з чистими пісками на цій ділянці долини р. Адзьва зустрічаються невеликі (до 3 м потужності) виходи складно дислокованих зеленувато-сірих глинистих пісків і піщаних глин. У них містяться лінзи бурого вугілля потужністю до 5 см, довжиною до 0.5 м. Можливо, вони є віковим аналогом ніжнеолігоценових відкладень Новомихайлівського свити Західного Сибіру.

Верхню частину розрізу ніжнеадзьвінской серії складають відкладення харутінской свити. Вони представлені глинистими алевритами темно-сірими з синюватим і зеленуватим відтінком, щільними, масивними, плитчастих-шаруватими, з конкреціями аутигенного піриту до 5-6 см в діаметрі. При висиханні породи всередині товстих (2-5 см) шарів видно тонка (0,3-0,5 см) і найтонша (частки міліметра) шаруватість. Глинисті алеврити містять прошарки (до 3-5 см) інтенсивно озалізнений в поверхневих умовах алевритів і тонкозернистих пісків; їх колір змінюється від отруйно-жовтого до темно-бурого. Великоуламковий матеріал практично відсутній - зустрінуте лише кілька дрібних (до 1 см) наскрізь виветрелих гальок. При вивітрюванні порода стає землисто-грудкуватої. Видима потужність відкладень - до 6 м. За складом, текстурою і структурними характеристиками відкладення харутінской свити є віковим аналогом верхнеолігоценовой туртасской свити Західного Сибіру.

Аналогічні за складом відкладення розвинені і в інших районах Большеземельской тундри. В районі Воркути, як і в долині р. Адзьва, глинисті алеврити з рідкісними дрібними гальками містять конкреції аутигенного піриту, колоїдне і сірчисте залізо. Однак тут вони описані як ледниково-морські (опріснення басейну) відкладення неоплейстоцена (епоха дніпровського зледеніння) (Н.П. Вербицька та ін., 1965).

У скельних породах підніжжя Уралу процесами абразії озера-моря була вироблена тераса висотою 300-350 м над сучасним рівнем моря, на яку з гір виходили долини олігоценової річок. Тераса поширена як на східному, так і на західному схилі, де В.А. Варсанофьева і деякі інші геологи описали її як п'єдестал гір, що утворився процесами денудації в палеозої. У неогені на багатьох ділянках східного схилу Уралу водами сабунского озера-моря олігоценовими тераса була знижена до рівня 200-метрової тераси. До теперішнього часу обидві ці абразійно-акумулятивні поверхні розчленовані долинами невеликих водотоків і являють собою смугу увалов шириною від кількох сотень метрів до 20-30 км. Цей великий елемент рельєфу Уралу добре виражений на аеро- і космознімків і на топографічних картах [Кузин, 1963]. У басейнах pp. Собь, Войкара, Синя і Хулга на скельних поверхнях цих терас на висоті 200-350 м нами описаний ерратіческіе великоуламковий матеріал. Зазвичай зустрічаються окремі добре окатанні гальки і валуни, лише на деяких ділянках вони залягають в піщаному і супіщаних мілкоземі потужністю до 2-3 м.

Наступний ерозійно-акумулятивний цикл Уралу доводиться на неоген. Він обумовлений як тектонічними підняттями, так і евстатіческімі змінами головного базису денудації. Як уже зазначалося, в цей час була вироблена наявність розгалуженої мережі широких (до 1.5-2.5 км) річкових долин, що успадкували долини олігоценової річок. Звертає на себе увагу невідповідність величини сучасних водотоків розмірами цих долин. Сказане стосується як до річок, так і до їх невеликим притоках, включаючи струмки. Їх формування відбувалося в умовах більшої, ніж в сучасну епоху, обводнення регіону.

Їх формування відбувалося в умовах більшої, ніж в сучасну епоху, обводнення регіону

Днища долин цієї генерації знаходяться на висоті 150-200 м над сучасними урізу річок. У долинному комплексі гір вони представляють собою поверхню сьомий тераси, складно розчленовану долинами дрібних водотоків. На рис. 2 представлений поперечний профіль долини р. Мал. Тикотлова (приплив Хулги) у північно-східного підніжжя гори з відміткою 1549 м. На ньому видно широке днище неогенової долини (сьомий тераси) з вкладеною в нього вузькою долиною сучасної (неоплейстоцена-голоценовой) річки (шоста і більш низькі тераси). У зазначеному районі широка неогенова долина праТикотлови чітко простежується протягом близько 60 км, від р. Тинаготи на південному заході до р. Грубею на північному сході. Вона збереглася на вододілах сучасних річок, орієнтованих переважно поперек гірського хребта. До теперішнього часу велика частина алювію з тераси знесена, під «развалка» різної величини брил місцевих порід на ній зазвичай залягають рідкісні ерратіческіе валуни і гальки. Тільки на деяких ділянках зберігся галькові-валунний матеріал з невеликою домішкою бурого мелкозема потужністю до 5-10 м. На відміну від великоуламкових матеріалу олігоценової долин, представленого стійкими до вивітрювання породами, тут гальки і валуни мають «строкатий» петрографічний склад. Багато з них сильно виветрелих.

На прилеглих до гір рівнинах коррелятние неогеновим долинах відкладення складають акумулятивну частина 200-метрової (сьомий) тераси, описаної нами в різних районах Західно-Сибірської і Російської рівнин [Кузин, 2001; 2001а]. У Західному Сибіру вони представлені верхнеміоцен-ніжнепліоценовой сабунской товщею озерно-морських переважно піщаних відкладень потужністю до 100 м і більше з сильно вивітреними гальками і валунами.

Широкі неогенові долини мають повсюдне поширення на Уралі. Вони розвинені як в прівершінной, так і в окраїнних його частинах. Зазвичай їх називають льодовиковими долинами, трогами. Деякі дослідники вважають навіть, що екзарационниє робота льодовиків була головною в розчленуванні гір. За Д.Г. Панову [1 937], наприклад, 95% всієї гідрографічної мережі Північного і Полярного Уралу приурочено до льодовиковим долинах, в яких річки виробили водно-ерозійні долини.

Панову [1 937], наприклад, 95% всієї гідрографічної мережі Північного і Полярного Уралу приурочено до льодовиковим долинах, в яких річки виробили водно-ерозійні долини

Троги Уральських, як і інших гір, описувалися за аналогією з трогами Альп, де 100 років тому вони були вивчені Е. Ріхтером [Щукін, 1960]. Як видно на рис. 3, трог складається з ночвоподібної долини (власне трога) і обмежують її з боків зверху террасовіднимі майданчиків - плечей трога. Вважається, що весь трог утворився одночасно одним льодовиком, поверхня якого знаходилася вище плечей трога. Як пише І.С. Щукін [1960], ці форми рельєфу є одним з найбільш переконливих показників колишнього зледеніння в горах.

На думку автора, троги є неледніковимі утвореннями [Кузин, 1966]. І на Уралі, і в інших горах вони поширені не тільки в «льодовикової», а й у «внеледникових» зонах. Е. Ріхтер, а за ним і інші дослідники включив в них елементи різновікових, вкладених один в одного річкових долин. Верхні частини трогов (так звані плечі) представляють собою прибортового ділянки днищ неогенових долин, а нижні - вкладені в них неоплейстоцена-голоценових долини (рис. 2).

Одночасно з олігоценовими і неогеновими долинами формувалися кари, широко поширені в прівершінной частини хребта. Їх основу складають ерозійні форми рельєфу, «прив'язані» до днищ зазначених древніх долин. Багато кари «замикають» короткі широкі долини невеликих водотоків. Як зазначає Л.С. Троїцький [+1964], карообразованіе - процес тривалий, що виходить за рамки окремих «льодовикових епох» квартер.

В середньому-пізньому пліоцені, під час планетарної регресії моря, була сформована система переуглубленних річкових долин. На прилеглих до Уралу рівнинах днища цих долин залягають на 200-250 м нижче сучасного рівня моря. В горах первісна величина переуглубленій була не такою великою і залежала від місцевих геологічних умов. У пізньому пліоцені - еоплейстоценом відбулося евстатіческого підвищення рівня моря більш ніж на 300 м, в результаті якого переуглубленние долини були заповнені морськими, озерними або річковими відкладеннями. На стику Західно-Сибірської рівнини і гір потужність пліоцен-четвертинних відкладень змінюється від декількох десятків до 130 м. Більша частина розрізу переуглубленних долин складена разнозерністимі пісками і глинистими пісками з гравієм, галькою і валунами, що містять на деяких ділянках морську мікрофауну (визначення В.І . Гудиною) [Кузин, 1966]. Поряд з грубими різницями в деяких свердловинах, пробурених в безпосередній близькості від виходів скельних порід, розкриті добре сортовані мікрослоістие алеврити потужністю до 20-30 м. Вони практично не містять великоуламкових матеріалу. Тектонічні підняття і ерозійний розмив в неоплейстоцене і голоцені значно скоротили глибину пліоцену долин в горах. Вгору за течією річок переуглубленія швидко скорочуються до нуля. Тільки в Собь-Єлецькому поперечному прогині збереглася пліоценовими переуглубленная долина, заповнена морськими відкладеннями. У верхів'ях р. Собі їх потужність перевищує 120 м при сучасному урезе річки близько 90 м (Н.П. Вербицька та ін., 1965). У еоплейстоценом ця долина була одним з проток на Уралі, за якими Північно-Європейський море з'єднувалося з Західно-Сибірським.

Із завершенням пліоцен-еоплейстоценовой трансгресії, після заповнення переуглубленних долин опадами і формування шостий тераси почався останній цикл освіти рельєфу Уралу. Була вироблена сучасна (неоплейстоцена-голоценових) річкова мережа з глибиною врізу близько 100 м. Як і на рівнинах, в горах в цей час були сформовані п'ять надзаплавних терас і заплава. Широко поширені ці давніші геоморфологические рівні є свого роду сторінками новітньої історії геологічного розвитку Уралу.

Як було показано вище, Урал ні центром материкових зледенінь. Основна маса гравійно-галькові-валуни матеріалу уральських порід, поширеного на прилеглих рівнинах, була винесена туди в олігоцені і неогені, задовго до початку четвертинного ( «льодовикового») періоду [Кузин, 1979; 2001]. Заледеніння на Уралі було гірничо-долинним. Центрами зародження льодовиків були найвищі гірські масиви, з яких на прилеглі рівнини льодовики виходили не більше ніж на 5-10 км. На такій відстані спостерігаються найвіддаленіші від гір гряди кінцевих морен. Переважна більшість дослідників їх утворення пов'язує з епохою Сартанського (останнього) заледеніння. Противники льодовикової теорії вважають їх більш давніми формами рельєфу.

Одним з центрів заледеніння був гірський масив Пай-Ер, найвищий на Полярному Уралі (висота 1499 м). У його західного і східного підніжжя на відстані 3-4 км від гір розвинені гряди кінцевих морен. Е.В. Максимов [1970] вважає, що ці та подібні до них освіти в інших районах Уралу відповідають максимальному поширенню льодовиків останнього заледеніння, пов'язані єдиної генетичної ланцюгом з усіма іншими гірськими кінцевими моренами і тому можуть бути співставлені з Сартанські гірським заледенінням, які настали після каргінского часу і датується в 13 300 Л.М. Л.С. Троїцький [+1964] моренні гряди західного підніжжя цього гірського масиву відносить до Зирянская оледенению. До такого висновку він прийшов, зіставляючи в часі гірничо-долинні заледеніння Уралу з морськими трансгресії на Руській і Західно-Сибірської рівнинах і виходячи з уявлення про великий тривалості часу утворення карів. Наші польові роботи дозволяють говорити про дозирянском віці заледеніння цього гірського масиву. Біля східного підніжжя гряду кінцевої морени прорізає р. Бур-Хойла, в долині якої крім заплави розвинені три акумулятивні і ерозійно-акумулятивні надзаплавні тераси. У басейні р. Обі, до якого належить р. Бур-Хойла (притока р. Войкара), третьої надзаплавноїтерасі відповідає Зирянская морена. Отже, вік цієї морени дозирянскій. Вона утворилася під час максимального зледеніння Уралу.

список літератури

1. Боч С.Г., Краснов І.І. Про горішніх терасах і древніх поверхнях вирівнювання на Уралі і пов'язаних з ними проблеми // Изв. В ГО. 1943. Т. 75. Вип. 1.

2. Воронін Л.С., Герман Є.В. Про кількість великоуламкових матеріалу, винесеного з східного схилу Уралу в неоген-четвертинний час Тр. ЗапСібНІГНІ. 1979. Вип. 146.

3. Генералів П.П .. Кузін І.Л. До питання про вік рельєфу Північного, Приполярного і Полярного Уралу // Геологія і геофізика. 1968. №7.

4. Захаров Ю.Ф. Про вік рельєфу Північного, Приполярного і Полярного Уралу // Геологія і геофізика. 1966. №11.

5. Кузін І.Л. Геоморфологічні рівні півночі Західного Сибіру // Тр. ВНИГРИ. 1963. Вип. 225.

6. Кузин І.Л. Чи був Урал центром материкових зледенінь? // Четвертинний період Сибіру. М .: Наука, 1966.

7. Кузін І.Л. Великоуламковий матеріал в осадовому чохлі Західно-Сибірської плити // Тр. ЗапСібНІГНІ. 1979. шиї. 146.

8. Кузін І.Л. Ерратіческіе валуни Західного Сибіру // Изв. РГО. 2001. Т. 133. Вип. 1.

9. Кузін І.Л. Ерратіческіе валуни Європи // Изв. РГО. 2001. Вип. 6.

10. Максимов О.В. Стадії стародавнього заледеніння і неотектоніка в горах Путорана, на Полярному і Приполярному Уралі // Докл. відділень і комісій ВГО. 1970. Вип. 16.

11. Мещеряков Ю.А. Рельєф СРСР. М .: Думка, 1972.

12. Панов Д.Г. Геоморфологический нарис Полярних уралід і західній частині Полярного шельфу // Тр. Ін-ту географії АН СРСР. 1937. Вип. 26.

13. Софронов Г.П. До геоморфології Войкарского району (Полярний Урал) // Изв. АН СРСР, сер. геол. 1945. №4.

14. Стрельникова Н.І. Про умови освіти диатомитов, діатомових глин і опоковидних порід Західного Сибіру // Тр. ВНИГРИ. 1963. Вип. 225.

15. Троїцький Л.С. Про розміри і характер заледеніння Уралу в четвертинному періоді // Докл. АН СРСР. 1964. Т. 155. №2.

16. Фрадкін М.М. Висота східного схилу Уралу в неогенових період // Докл. АН СРСР. 1940. Т. 27. № 6.

17. Щукін І.С. Загальна геоморфологія, т. 1. М .: Изд-во МГУ, 1960.

Чи був Урал центром материкових зледенінь?