Grenzen der letzten quartären Eiszeit. Eiszeit. Gletschergeographie und klimatische Bedingungen

Autor: M. Groswald
Quelle: Almanach „Geowissenschaften“, 10/1989.
Leicht gekürzt veröffentlicht.
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Berg-Gletscher-Komplexe

Fast alle Gebirgssysteme der UdSSR, möglicherweise mit Ausnahme der Karpaten, Kopetdag und Sikhote-Alin, waren einer starken Vereisung ausgesetzt. Im Kaukasus, Pamir-Alai, Tien Shan, Altai, in den Sajans, der Baikalregion und Transbaikalien, im Nordosten Sibiriens und Kamtschatkas entstanden Gletscherkomplexe vom Typ Halbdecke oder Decknetz.

Bei der Arbeit am Atlas der Schnee- und Gletscherressourcen der Welt, der kürzlich am Institut für Geographie der Akademie der Wissenschaften der UdSSR fertiggestellt wurde, haben wir ihre Karten im Maßstab 1:3000000 bis 1:10000000 zusammengestellt. In diesem Fall wurden die wertvollsten von den Vorgängern veröffentlichten Daten verwendet, darunter Bücher und Artikel, geomorphologische Diagramme von Erläuterungen bis hin zu Blättern der geologischen Karte der UdSSR.

Auch unsere eigene Feldforschung sowie die Interpretation von Weltraum- und Luftbildmaterial spielten eine wichtige Rolle. Bei der Entwicklung unserer Ansätze haben wir uns auf die Erfahrungen aus dem Studium der Moderne gestützt Gebirgsvereisung, die lehrt: Die Intensivierung einer solchen Vereisung bedeutet immer nicht nur eine Zunahme der Anzahl und Länge der Gletscher, sondern auch deren Verdickung.

Und dies führt zur Vereinigung der Gletscher in benachbarten Tälern, zur Freisetzung von Eis in Wassereinzugsgebiete usw allgemeine Steigerung Konnektivität von Gletschersystemen. Schließlich zeichnen sich die Gletscherkomplexe aller Gebiete der modernen Gebirgsvergletscherung hoher Intensität – Alaska, Karakorum, Ellesmere Island – durch ein hohes Maß an Kontinuität aus.

In mehreren Gebirgsregionen – im Tien Shan, Pamir, Ostsajan, Suntar-Khayata und Werchojansk, Kolyma und Koryak – existierten wahrscheinlich lokale Gletscherkuppeln, also kleine Formen der Deckvereisung. Dies wird durch das konzentrische Planmuster der Endmoränen, das fast vollständige Fehlen von Nunataks, das Relief intensiver Aushöhlungen, die gleichermaßen für Täler und Wassereinzugsgebiete charakteristisch sind, sowie das Vorhandensein der bereits erwähnten durchgehenden Tröge, die die Hauptkämme durchschneiden, angezeigt.

Die durchschnittliche Eisdicke der größten Berg-Gletscher-Komplexe lag offenbar bei knapp 500 Metern. Diese Einschätzung deckt sich mit den Ergebnissen von Berechnungen der amerikanischen Geophysiker J. Hollin und D. Schilling für ähnliche Formationen sowie mit Sondierungsdaten moderner Gletscher in Alaska und der kanadischen Arktis.

Die Erforschung der antiken Vereisung der Berge der UdSSR wird fortgesetzt. In den letzten Jahren wurden dabei einige Erfolge im Zusammenhang mit der Arbeit von D. B. Bazarov, V. V. Kolpakov, I. V. Melekestsev, P. A. Okishev, V. N. Orlyankin und anderen erzielt. Ihre Daten lassen den Schluss zu, dass in allen Bergregionen des Landes die Schneegrenze im Pleistozän um mindestens 1000 Meter gesunken ist, was zu starken Vergletscherungen geführt hat.

Stimmt, nicht jeder ist damit einverstanden. Im Allgemeinen ist die Arbeit zur Wiederherstellung der alten Gebirgsvereisung keineswegs konfliktfrei; die veröffentlichten Ergebnisse sind oft widersprüchlich und unlogisch, was meines Erachtens weniger auf fehlende Materialien als vielmehr auf Lücken in der Ausbildung zurückzuführen ist von Spezialisten. Zur Untermauerung könnte ich viele Beispiele aus meiner eigenen Erfahrung in den Sayans, Pamirs und Tien Shan anführen.

Ich beschränke mich jedoch auf ein paar Worte zu den Eindrücken, die eine kürzliche Reise in den Issyk-Kul-Teil des Tien Shan hinterlassen hat. Während der drei Wochen, die wir auf dem „Feld“ verbrachten, waren meine Begleiter und ich davon überzeugt, dass die Senke der spätpleistozänen Schneegrenze dort 1100-1200 Meter betrug und daher Gletscher von den Kungey- und Terskey-Alatau-Kämmen in den Issyk-Kul rutschten und blockierten die Boom Gorge, und der See wurde durch Gletscher aufgestaut.

Es versteht sich von selbst, dass diese Erkenntnisse neu und unerwartet sind. Aber das Interessante ist, dass alle Fakten, auf deren Grundlage sie erstellt werden, keineswegs auf den himmelhohen Gipfeln verborgen sind, sondern alle direkt dort, am Ufer des Sees, auf beiden Seiten der asphaltierten Autobahn. Und niemand sieht sie.

Im Allgemeinen ist das Phänomen einer solchen Blindheit seit langem erklärt. Schon vor Beginn der Arbeit muss der Forscher eine begründete, auf den neuesten Erkenntnissen der Wissenschaft basierende Hypothese haben, die seiner Suche Sinn verleiht. Ohne sie können Sie selbst die beredtesten Fakten übersehen. Akademiker Markov gab gerne ein Beispiel dafür, wie selbst ein so aufmerksamer Beobachter wie I.V. Mushketov, der mit der Gletschertheorie nicht vertraut war, an den Moränen des Alai-Tals vorbeikam. Und im Buch von A. Yu. Reteum werden Charles Darwins Eindrücke von seiner Reise mit dem Geologen A. Sedgwick durch eines der Alpentäler wiedergegeben. " Ich bin mir der pleistozänen Vereisung Europas nicht bewusst, schrieb Darwin, Auch hier konnten wir keine deutlichen Narben an den Felsen erkennen, keine Felsbrocken, keine Seiten- und Endmoränen. Inzwischen umzingelten sie uns von allen Seiten. Und sie waren so offensichtlich, dass selbst ein Haus, das bei einem Brand niedergebrannt ist, nicht deutlicher darüber erzählen kann, was mit ihm passiert ist als dieses Tal über die Vereisung».

Berg-Gletscher-Komplexe, dargestellt in Abb. 5 wurden anhand großmaßstäblicher Karten gemessen. Als Ergebnis wurde festgestellt, dass die Fläche des kombinierten Deckungsnetzsystems von Pamir und Tien Shan 250.000 betrug Quadratkilometer, die gleichen Gletschersysteme des Altai und des Sayano-Tuva-Hochlandes – jeweils 90.000, des Baikalsees und Transbaikaliens – über 110.000.

Noch größere Komplexe existierten im Nordosten: Werchojansk hatte eine Fläche von 225.000 Quadratkilometern, Suntarkhayatinsky – 185.000, Kolyma – 205.000 und Kamtschatka-Koryak – sogar 550.000. Der luvseitige (östliche) Rand des letzteren rückte bis zum Beringischen Schelf vor eine breite Front, aber anders könnte es nicht sein: Die Schneegrenze sank hier auf Meereshöhe.

Abb.5. Die letzte Vereisung des Territoriums der UdSSR
Ein zusammenhängendes System aus Eisschilden, Seen und Kanälen vor etwa 20.000 Jahren. nach M. Groswald und L. Glebova. Entlastung der Eisschilde nach T. Hughes
1 – Gletscherbedeckungen von Ebenen und Bergen; 2 – schwimmende Eisschelfs; 3 – Seen; 4 – Abflusskanäle Schmelzwasser; 5 – Richtungen ihres Flusses; 6 – entwässerte Regale; 7 – gletscherfreier Ozean. Zahlen in der Nähe von Seen – ihre Pegel

Widerspricht eine so große Vereisung nicht dem Gebirgsklima der Eiszeit? Bis vor Kurzem waren die Debatten zu diesem Thema schulischer Natur, da weder die alten Temperaturen der Berge noch die Niederschlagsmengen bekannt waren. Mittlerweile hat sich die Situation jedoch geändert. Aus der Arbeit von Paläobotanikern, Geochemikern, Permafrostwissenschaftlern und aus numerischen Modellen von Paläoklimatologen wissen wir, dass in gemäßigten Breiten die durchschnittliche Abkühlung der Kontinente 7–8° betrug, und zwar in Zwischengebirgsbecken und über großen Hochebenen könnte es 14-20° erreichen. Und der Einsatz der von A. N. Krenke vorgeschlagenen glaziologischen Methode ermöglichte es, die Intensität der Schneefütterung von Gebirgsgletschern auf der Grundlage von Paläotemperaturen und Schneegrenzenhöhen zu berechnen.

So ist heute bekannt: Im Nordosten der UdSSR, in den Gebirgszügen Werchojansk und Kolyma sowie im Tscherski-Gebirge, fielen den Gletschern an den Luvhängen jährlich 50 Gramm Schnee pro Quadratzentimeter. An den Luvhängen der Berge Zentralasien Südsibirien und die Pazifikküste erhielten im Durchschnitt doppelt so viel Feuchtigkeit.

Ein Rekord war die Schneeanhäufung auf den Gletschern des Westkaukasus, die 300 Gramm pro Quadratzentimeter erreichte. Sind diese Werte groß oder klein? Urteilen Sie selbst: Auf der Hälfte der Fläche der heutigen Antarktis beträgt die Ansammlung weniger als 10 Gramm pro Quadratzentimeter, und auf Spitzbergen, das als Gebiet mit ozeanischem Klima gilt, schwankt dieser Wert zwischen 150 und 25 . Die alten Gletscher der Berge der UdSSR hatten also eine sehr gute Ernährungsnorm.

Das Pleistozän begann vor etwa 2,6 Millionen Jahren und endete vor 11.700 Jahren. Am Ende dieser Ära endete die bisher letzte Eiszeit, als Gletscher weite Teile der Kontinente der Erde bedeckten. Seit der Entstehung der Erde vor 4,6 Milliarden Jahren gab es mindestens fünf dokumentierte große Eiszeiten. Das Pleistozän ist das erste Zeitalter, in dem sich die Menschheit entwickelte Homo sapiens: Bis zum Ende der Ära hatten sich Menschen fast auf der ganzen Welt niedergelassen. Wie war die letzte Eiszeit?

Eislaufbahn so groß wie die Welt

Im Pleistozän befanden sich die Kontinente auf der Erde, wie wir es gewohnt sind. Irgendwann während der Eiszeit bedeckten Eisschichten die gesamte Antarktis, weite Teile Europas, Nord- und Südamerikas sowie kleine Teile Asiens. In Nordamerika erstreckten sie sich über Grönland und Kanada sowie Teile des Nordens der Vereinigten Staaten. In einigen Teilen der Welt, darunter Grönland und der Antarktis, sind noch Überreste von Gletschern aus dieser Zeit zu sehen. Doch die Gletscher blieben nicht einfach „still“. Wissenschaftler stellen etwa 20 Zyklen fest, in denen Gletscher vordrangen und sich zurückzogen, in denen sie schmolzen und wieder wuchsen.

Generell war das Klima damals deutlich kälter und trockener als heute. Da der größte Teil des Wassers auf der Erdoberfläche gefroren war, gab es kaum Niederschläge – etwa halb so viel wie heute. In Spitzenzeiten, in denen das meiste Wasser gefroren war, lagen die globalen Durchschnittstemperaturen 5–10 °C unter den heutigen Temperaturnormen. Winter und Sommer ersetzten sich jedoch immer noch. Natürlich hätte man an diesen Sommertagen kein Sonnenbad nehmen können.

Leben während der Eiszeit

Während der Homo sapiens in der rauen Situation ständig kalter Temperaturen begann, ein Gehirn zu entwickeln, um zu überleben, ertrug auch viele Wirbeltiere, insbesondere große Säugetiere, tapfer die rauen klimatischen Bedingungen dieser Zeit. Neben den bekannten Wollmammuts durchstreiften in dieser Zeit auch Säbelzahnkatzen, Riesenfaultiere und Mastodons die Erde. Obwohl in dieser Zeit viele Wirbeltiere ausstarben, lebten auf der Erde noch heute lebende Säugetiere, darunter Affen, Rinder, Hirsche, Kaninchen, Kängurus, Bären sowie Mitglieder der Hunde- und Katzenfamilie.

Abgesehen von einigen Frühaufstehern gab es während der Eiszeit keine Dinosaurier: Sie starben am Ende der Kreidezeit aus, mehr als 60 Millionen Jahre vor Beginn des Pleistozäns. Aber den Vögeln selbst ging es in dieser Zeit gut, darunter auch den Verwandten von Enten, Gänsen, Falken und Adlern. Die Vögel mussten mit Säugetieren und anderen Lebewesen um begrenzte Nahrungs- und Wasservorräte konkurrieren, da ein Großteil davon gefroren war. Auch im Pleistozän gab es Krokodile, Eidechsen, Schildkröten, Pythons und andere Reptilien.

Die Vegetation war schlechter: In vielen Gebieten war es schwierig, dichte Wälder zu finden. Häufiger waren einzelne Nadelbäume wie Kiefern, Zypressen und Eiben sowie einige Laubbäume wie Buchen und Eichen.

Massenaussterben

Leider starben vor etwa 13.000 Jahren mehr als drei Viertel der großen Tiere der Eiszeit aus, darunter Wollhaarmammuts, Mastodonten, Säbelzahntiger und Riesenbären. Wissenschaftler streiten seit vielen Jahren über die Gründe für ihr Verschwinden. Es gibt zwei Haupthypothesen: menschlicher Einfallsreichtum und Klimawandel, aber beide können das Aussterben auf globaler Ebene nicht erklären.

Einige Forscher gehen davon aus, dass es wie bei den Dinosauriern zu außerirdischen Eingriffen kam: Jüngste Studien zeigen, dass ein außerirdisches Objekt, vielleicht ein etwa 3 bis 4 Kilometer großer Komet, über Südkanada explodiert sein könnte und die alte Kultur der Steinzeit fast zerstört hätte und auch Megafauna wie Mammuts und Mastodonten.

Basierend auf Materialien von Livescience.com

Es stellt sich die Frage, wo innerhalb des Uralkamms die Grenze der maximalen Vereisung gezogen werden sollte und welche Rolle der Ural wie spielte unabhängiges Zentrum Vereisungen im Quartär, bleibt bis heute offen, trotz der offensichtlichen Bedeutung, die es für die Lösung des Problems der Synchronisierung der Vereisungen im nordöstlichen Teil der Russischen Tiefebene und im Westsibirischen Tiefland hat.

Typischerweise zeigen geologische Vermessungskarten der europäischen und asiatischen Teile der Union die Grenze der maximalen Vereisung oder die Grenze der maximalen Verbreitung erratischer Felsbrocken.

Im westlichen Teil der UdSSR, im Bereich der Gletscherzungen Dnjepr und Don, ist diese Grenze seit langem festgelegt und hat keine wesentlichen Änderungen erfahren.

Die Frage nach der maximalen Ausbreitungsgrenze der Vereisung östlich des Kama-Flusses steht an einer ganz anderen Stelle, d.h. im Ural und angrenzenden Teilen der Europäischen Tiefebene und der Westsibirischen Tiefebene.

Es genügt ein Blick auf die beigefügte Karte (Abb. 1), die die Grenzen nach Angaben verschiedener Autoren zeigt, um sich davon zu überzeugen, dass es in dieser Angelegenheit keine Kohärenz gibt.

Beispielsweise ist die maximale Verbreitungsgrenze von Findlingen auf der Karte der quartären Lagerstätten des europäischen Teils der UdSSR und angrenzender Länder (im Maßstab 1:2.500.000, 1932, herausgegeben von S.A. Yakovlev) im Ural südlich des Konzhakovsky-Stein, jene. südlich von 60° N und auf der geologischen Karte des europäischen Teils der UdSSR (im Maßstab 1:2.500.000, 1933, herausgegeben von A.M. Zhirmunsky) ist die Grenze der maximalen Gletscherverteilung dargestellt, und im Ural ist sie verläuft vom Mount Chistop nach Norden, d.h. bei 61°40"N

So erreicht der Unterschied in der Zeichnung derselben Grenze, nur unterschiedlich benannt, auf zwei Karten, die fast gleichzeitig von derselben Institution veröffentlicht wurden, im Ural zwei Grad.

Ein weiteres Beispiel für Inkonsistenz in der Frage der Grenze der maximalen Vereisung im Ural ist in zwei Werken von G.F. zu sehen. Mirchinka, die gleichzeitig veröffentlicht wurden - im Jahr 1937.

Im ersten Fall – auf der Karte der quartären Lagerstätten im Großen Sowjetischen Weltatlas, G.F. Mirchink zeigt die Grenze der Verbreitung von Felsbrocken der Rissky-Zeit und zieht sie nördlich des Mount Chistop, d.h. bei 61°35"N

In einem anderen Werk – „Das Quartär und seine Fauna“ haben die Autoren [Gromov und Mirchink, 1937 ] Zeichnen Sie die Grenze der maximalen Vereisung, die im Text als Rissky beschrieben wird, nur geringfügig nördlich der Breite von Swerdlowsk.

Somit liegt die Verbreitungsgrenze der Ris-Vereisung hier im Ural 4 ½ Grad südlich der Verbreitungsgrenze der Ris-Felsbrocken!

Aus einer Durchsicht des Faktenmaterials, das diesen Konstruktionen zugrunde liegt, lässt sich leicht erkennen, dass es aufgrund des Mangels an Daten für den Ural selbst zu einer breiten Interpolation zwischen den südlichsten Punkten kam, an denen in den angrenzenden Teilen des Tieflandes Gletscherablagerungen gefunden wurden . Und deshalb wurde die Grenze der Vereisung in den Bergen weitgehend willkürlich im Bereich ab 57° nördlicher Breite gezogen. bis 62° N

Es ist auch offensichtlich, dass es mehrere Möglichkeiten gab, diese Grenze zu ziehen. Die erste Methode bestand darin, die Grenze in Breitenrichtung zu ziehen, ohne den Ural als große orografische Einheit zu berücksichtigen. Dabei ist völlig klar, dass orografische Faktoren seit jeher für die Verbreitung von Gletschern und Firnfeldern von größter Bedeutung waren und sind.

Andere Autoren zogen es vor, die Grenze der maximalen antiken Vereisung innerhalb des Bergrückens anhand der Punkte zu ziehen, an denen es unbestreitbare Spuren der antiken Vereisung gibt. In diesem Fall weicht die Grenze entgegen den bekannten Prinzipien der vertikalen Klimazonierung (und derzeit deutlich im Ural zum Ausdruck) deutlich nach Norden ab (bis 62° N).

Eine solche Grenze wurde zwar auf der Grundlage von Fakten gezogen, führte jedoch unwillkürlich zu Vorstellungen über das Vorhandensein besonderer physikalischer und geografischer Bedingungen, die zum Zeitpunkt der maximalen Vereisung am Rand des Gletschers herrschten. Darüber hinaus haben diese Bedingungen offensichtlich eine so besondere Verteilung der Eisdecke im Ural und im angrenzenden Tiefland beeinflusst.

Mittlerweile wurde die Angelegenheit hier allein aufgrund fehlender Fakten entschieden und die Grenze verlagerte sich nach Norden, ohne die Orographie des Bergrückens zu berücksichtigen.

Auch andere Forscher markierten die Grenze an Stellen, an denen es unbestreitbare Spuren der Vereisung gibt. Sie haben jedoch einen erheblichen Fehler begangen, da sie die Grenze auf der Grundlage einer Reihe von Fakten gezogen haben, die sich ausschließlich auf frische und sehr junge Gletscherformen (Autos, Kare) beziehen, die in der Nachwürmzeit im Nordural entstanden sind. (Ein Beweis für Letzteres ist eine Reihe von Beobachtungen neuerer alpiner Vereisungsformen im subpolaren Ural, Taimyr usw.)

Daher ist unklar, wie eine Verlinkung möglich war alte Grenze maximale Vereisung mit diesen frischen Formen einer sehr jungen Vereisung.

Schließlich wurde erst kürzlich eine andere Lösung des Problems vorgeschlagen. Es besteht darin, die Grenze der Vereisung innerhalb der Berge südlich der entsprechenden Grenze in den angrenzenden Teilen des Tieflandes zu ziehen, unter Berücksichtigung der erheblichen Höhe des Uralkamms, auf dem sich zum Zeitpunkt des Einsetzens des Klimas befand Zumindest sollten sich lokale Vereisungszentren natürlicherweise überhaupt erst gebildet haben. Diese Grenze wurde jedoch rein hypothetisch gezogen, da es keine tatsächlichen Daten über Spuren der Vereisung innerhalb des Bergrückens südlich des Breitengrads des Konzhakovsky-Steins gab (siehe unten).

Daher ist das Interesse an Studien über quartäre Ablagerungen und die Geomorphologie des Abschnitts des Urals, der unmittelbar südlich der Orte liegt, an denen unbedingte Anzeichen einer Vereisung entdeckt wurden (südlich von 61°40" N), offensichtlich. Gleichzeitig gibt es solche bereits alte Werke, in denen es gab detaillierte Beschreibung Relief des Urals in den Becken Lozva, Sosva und Vishera [Fedorow, 1887; 1889; 1890; Fedorov und Nikitin, 1901; Duparc & Pearce, 1905 a; 1905b; Duparc et al., 1909], zeigte, dass wir es hier mit einem eigentümlichen Relief zu tun haben, das durch ein fast vollständiges Fehlen von Gletscherformen und eine sehr weite Entwicklung von Bergterrassen gekennzeichnet ist und in dem nur wenige Forscher [Aleshkov, 1935; Aleschkow, 1935] halten es für möglich, Spuren früherer Gletscheraktivität zu erkennen.

Die Frage nach der Grenzziehung der Vergletscherung innerhalb der Berge hängt hier also eng mit der Lösung des Problems der Bergterrassen zusammen.

In ihren Schlussfolgerungen stützen sich die Autoren auf Faktenmaterial, das als Ergebnis der Arbeit in den PP-Becken gewonnen wurde. Vishera, Lozva und Sosva (1939) und während einer Reihe früherer Jahre im subpolaren Ural, in der Kama-Pechora-Region und im Westsibirischen Tiefland (S.G. Boch, 1929-1938; I.I. Krasnov, 1934-1938).

Insbesondere besuchten die Autoren im Jahr 1939 die folgenden Punkte innerhalb des Uralkamms und angrenzender Teile des Tieflandes zwischen 61°40"N und 58°30"N. unmittelbar südlich der von E.S. angegebenen Grenze der Verbreitung von Gletscherblöcken. Fedorov [1890 ]: Gipfel und Massive von Chistop (1925 m); Oika-Chakur; Stadt Prayer Stone (Yalping-ner, 1296 m); Stadt Isherim (1331 m); Ameisenstein (Gipfel Khus-Oika, 1240 m); Martai (1131 m); Erlenstein; Tulymsky Kamen (Nordspitze); Poo-Thump; Fünfter Schlag; Khoza-Tump; Belt Stone (Gipfel 1341 m und 1252 m); Kvarkush; Denezhkin-Stein (1496 m); Zhuravlev Kamen (788 m); Kasaner Stein (1036 m); Kumba (929 m); Konzhakovsky-Stein (1670 m); Kosvinsky Kamen (1495 m); Suhogorsky Kamen (1167 m); Kachkanar (886 m); Bassegi (987 m). Es wurden auch Täler passiert: r. Vishera (von der Stadt Krasnowischersk bis zur Mündung des Flusses Bolshaya Moyva) und seine linken Nebenflüsse – Bolshaya Moyva, Velsa und Ulsa mit dem Nebenfluss Kutim; R. Lozva (vom Dorf Ivdel bis zur Mündung des Flusses Ushma), der Oberlauf von pp. Vizhaya, Toshemki, Vapsos, r. Kolokolnaya, Vagrana (vom Dorf Petropawlowsk bis zum Oberlauf und zum Fluss Kosya).

Gleichzeitig wurden einige Routen von L. Duparc und E.S. teilweise wiederholt. Fedorov, um Beobachtungen zu überprüfen und zu verknüpfen.

* * *

Bevor wir mit der Beschreibung des Materials und den Schlussfolgerungen fortfahren, sollten wir uns mit einem Überblick über die Literatur befassen, die Fakten zu den Fragen der Vergletscherung des Urals enthält.

Hinweise auf die Vereisung in einer Bergregion können bekanntlich neben eiszeitlichen Ablagerungen (Moränen), die nicht überall erhalten sind, auch eiszeitliche Geländeformen umfassen. Zuallererst - Trogs und Strafen. Auch Beobachtungen von Gletscherschliff und Narben könnten von Bedeutung sein. Dank der Energie der Frostverwitterungsprozesse im Nordural blieben sie jedoch fast nirgendwo erhalten.

Wir beginnen unsere Überprüfung mit den äußersten nördlichen Teilen des Bergrückens, die über 65°30" N liegen, und sind davon überzeugt, dass Gletscherablagerungen und Landformen hier äußerst deutlich zum Ausdruck kommen (siehe Beschreibungen: E. Hoffman [Hofmann, 1856]; O.O. Backlund [ 1911 ]; B.N. Gorodkowa [1926a; 1926b; 1929]; K.I. Aleschkowa [ 1935 ]; G.L. Aasfresser [ 1936 ]; K.I. Zavaritsky [1932 ]).

Im Bereich des sogenannten Subpolar-Urals, zwischen 65°30" und 64°0" N, wurden von B.N. nicht weniger überzeugende Spuren der Vereisung festgestellt. Gorodkow [1929 ], A.I. Aleschkow [1931; 1935; 1937 ], T.A. Dobrolyubova und E.S. Soshkina [1935 ], V.S. Govorukhin [1934 ], S.G. Bochem [ 1935 ] und N.A. Sirin [ 1939 ].

Im gesamten genannten Gebiet kommen Moränen meist in negativen Reliefformen vor, die den Boden von Mulden säumen und hügelige Moränenlandschaften sowie Ketten von Endmoränen in Mulden und an den Mündungen von Mulden bilden. An den Hängen von Gebirgsketten und flachen Bergflächen findet man meist nur einzelne Findlinge.

Südlich von 64°N. und bis 60° N, d.h. In diesem Teil des Urals, der heute Nördlicher Ural genannt wird, verblassen die Spuren der Vereisung, wenn sie sich von Norden nach Süden bewegen.

Schließlich gibt es südlich des Breitengrads von Konzhakovsky Kamen keine Informationen über Gletscherablagerungen und Gletscherlandschaftsformen.

Der Übergang von einem Gebiet mit weit verbreiteter Entwicklung von Gletscherablagerungen zu einem Gebiet, in dem sie fehlen, erfolgt offenbar nicht so allmählich und ist zweifellos mit dem Übergang der Grenze der Wiedervereisung in diesem Gebiet (Würm – in der Terminologie der meisten) verbunden Forscher). Also, V.A. Varsonofyeva skizziert drei Regionen im Ural: eine mit frischen Spuren der Vereisung nördlich von 62°40", eine andere mit Spuren antiker Vereisung (Rissky), deutlich sichtbar bis 61°40" N, und die dritte südlich davon 61°40“, wo die „einzigen Denkmäler“ der Vereisung die wenigen Felsbrocken aus den stärksten und stabilsten Gesteinen sind, die die Zerstörung überstanden haben. Letztere sind (laut V.L. Varsonofyeva) problematische Spuren der Mindel-Eiszeit [1933; 1939 ].

Bereits E.S. Fedorov [1889 ] stellte fest, dass „Bouldervorkommen in den südlichen Teilen des Nordens sehr untypisch sind.“ des Urals, wo der Charakter dieser Ablagerungen der gleiche ist wie moderne Flussablagerungen von Flüssen wie Nyays. Darüber hinaus ist diese Sequenz in der Bergregion so erodiert, dass es schwierig ist, kleine erhaltene Gebiete ihrer früheren Verbreitung zu finden“ (S. 215). Entlang des Flusses sind solche Schutzgebiete markiert. Elma sowie am östlichen Fuß von High Parma. Werke von E.S. Fedorov [1890; Fedorov und Nikitin, 1901 ], V.A. Varsonofeva [1932; 1933; 1939 ] in den Becken Nyaysa, Unya und Ilych zeigten, dass Moränen in der Bergregion nur sporadisch vorkommen und in den flachen Wassereinzugsgebieten nur vereinzelte Findlinge gefunden wurden. Auch hier sind die glazialen Reliefformen mit Ausnahme der jungen Kars stark verdeckt, was vor allem durch die starke Transformation des Reliefs durch subaerielle Entblößung in postglazialen Zeiten erklärt wird. Direkt für das Gebiet, in dem die Autoren 1939 Beobachtungen machten, schrieb E.S. Fedorov [1890 ] weist darauf hin (S. 16), „dass viele besondere Tatsachen auf die Anwesenheit in hinweisen frühere Zeit unbedeutende Gletscher, die von den Bergen des zentralen Uralkamms herabstiegen, aber keine nennenswerte Entwicklung erreichten“, während die Quellen von pp. Capelin und Toshemki und das nördlich davon gelegene Gebiet. An der Quelle des Flusses Ivdel solche Spuren, laut E.S. Fedorov, nein.

Diese Spuren bestehen aus „schichtlosen und dünnen sandig-tonigen Ablagerungen, voll von Felsbrocken und stellenweise nur einer großen Ansammlung von Felsbrocken“ [Fedorow, 1890]. Im Zusammenhang mit diesen Ablagerungen wird das Vorhandensein kleiner Seen oder einfach Becken auf dem Kamm des Urals sowie eine eigentümliche felsige Einfassung der Anfänge einiger Täler beobachtet (das Tal des Flusses M. Nyulas ist besonders erhaben). „Diese Grenzen können als Überreste von Zirkussen, Firnfeldern und Gletschern interpretiert werden, die sich hier befanden.“

Noch spezifischer sind die Anweisungen von L. Duparc, der in seinen Werken [Duparc & Pearce, 1905 a; 1905b; Duparc et al., 1909] beschreibt eine Reihe von Gletscherformen im Bereich des Konzhakovsky Kamen-Gebirges, das 15 km nördlich der Platinmine Kytlym liegt, d.h. auf Breitengrad 59°30". Bei der Beschreibung der Osthänge von Tylay (dem südwestlichen Gipfel 5 km von der Spitze des Konzhakovsky-Steins entfernt) beschreibt Duparc die Quellen der Flüsse, die aus Tylay stammen. Seiner Meinung nach könnten sie kleinere Karas darstellen .

Am Westhang von Tylaya, an der Quelle des Flusses. Garevoy, L. Duparc beschreibt den Erosionszirkus. Offensichtlich handelt es sich bei demselben Erosionseinschnitt und nicht um eine Schnitzerei um eine tiefe Schlucht am oberen Ende des Flusses. Arbeit. Er erwähnt hufeisenförmige Schluchten mit sehr steilen Hängen, die Gruben sehr ähneln.

An der Spitze des Serebryansky Kamen, 10 km östlich der Spitze des Konzhakovsky Kamen, wird im Oberlauf des Flusses ein großer Felskessel beschrieben. V. Katyscherskaja. Die Täler von B. Konzhakovskaya und der Fluss haben den gleichen zirkusförmigen Oberlauf. Mittag. Der Autor beschreibt ausführlich die Form dieser Zirkusse.

Es ist charakteristisch, dass alle Flüsse am Osthang der Wasserscheide – B. Katysherskaya, B. und M. Konzhakovskaya, Poludnevka und Job – ähnliche Täler haben. Die Flüsse schneiden sich in uraltes Schwemmland ein, das ganz am Fuße der Felshänge beginnt und eine Mächtigkeit von bis zu 12-20 m erreicht. Es kann davon ausgegangen werden, dass es sich nicht um uraltes Schwemmland, sondern um Gletscherablagerungen handelt.

In zahlreichen Abschnitten im Bereich des Ortes. Pavdy, L. Duparc fand nichts Ähnliches wie Gletscherablagerungen, aber die Merkmale des Reliefs an den Quellen der Flüsse führten ihn zu der Annahme, dass die höchsten Bergrücken, wie Tylay, Konzhakovsky Kamen und Serebryansky Kamen, kleine isolierte Gletscher trugen während der Eiszeit, deren Aktivität das besondere Relief der Quellen von Konzhakovka und Poludnevka erklärt.

Auch an mehreren neuen Stellen entdeckten die Autoren im Sommer 1939 kleinere Spuren glazialer Aktivität. Beispielsweise am nordöstlichen Hang des Gebetssteins (Yalping-Ner), unmittelbar unterhalb des Hauptgipfels des Berges, bei Auf etwa 1000 m Höhe befindet sich eine stark abfallende, zirkusförmige Senke mit leicht konkavem Boden und zerstörten Mauern, die zum Flusstal hin offen ist. Vizhaya. Ähnliche Formen findet man zwischen den Nord- und Südgipfeln des Mount Oika-Chakur, der 10 km nördlich des Gebetssteins liegt. Hier wurde in einer Höhe von 800 m ein modernes Schneefeld angetroffen.

Am Westhang des Gürtelsteins, an der Quelle der Kutimskaya Lampa, befindet sich auf einer Höhe von etwa 900 m eine zirkusförmige Senke mit flachem Boden, die als uraltes Gefäß eines großen Schneefeldes angesehen werden kann jetzt geschmolzen. Am Fuße dieser Senke gibt es eine Ansammlung von Geröll- und Kieselsteinmaterial, das breite Pfade bildet, die ins Flusstal hinabführen. Lampen.

Auf dem Denezhkin-Stein gibt es auch geringfügige Spuren der Aktivität von Schneefeldern, die sich hier in Form von erweiterten Nischen mit flachem Boden an der Flussquelle befanden. Shegultan und die linken Nebenflüsse des Flusses. Sosva, oberhalb der Waldzone, auf einer Höhe von etwa 800-900 m. Derzeit sind die Böden dieser Nischen, die aus dicken Schichten zerkleinerter Steinsedimente bestehen, von tiefen Erosionsschlaglöchern durchzogen.

Auf dem Konzhakovsky-Stein wurden einige von L. Duparc beschriebene zirkusförmige Flussgipfel untersucht, und die Autoren neigen dazu, diese Formen als Analoga der zirkusförmigen Vertiefungen auf den Denezhkin- und Poyasov-Steinen zu betrachten. Aller Wahrscheinlichkeit nach handelt es sich bei diesen Senken, die keine typischen Zirkusse sind, auch um Auffangbecken für inzwischen geschmolzene Urschneefelder.

Trotz sorgfältiger Suche konnten die Autoren es in den Bergen des Nordurals südlich von 62° N nicht finden. zweifellos Gletscherablagerungen. Zwar wurde an mehreren Stellen Gerölllehm angetroffen, der im Aussehen einer normalen Grundmoräne ähnelte. So zum Beispiel im Flusstal. Velsa, nördlich des Berges: Martai, ein moränenartiger Felsen, wurde in den Gruben der Zauralye-Mine entdeckt. In diesen Lehmböden wurden Felsbrocken und Kieselsteine ​​ausschließlich lokalen Ursprungs gefunden, und anhand der Vorkommensbedingungen konnte man davon ausgehen, dass sie das untere Ende des Deluvialwegs bildeten. Abwesenheit im Flusstal Das Fehlen jeglicher Moränenformationen und die weit verbreitete Entwicklung von Deluvialzügen, die von den Berghängen herabsteigen, zwingen uns, den gefundenen Lehm dem Deluvium zuzuordnen.

Ähnliche grobe kolluviale Lehme mit Kieselsteinen und manchmal auch Felsbrocken wurden auch im Bereich der Sosva-Mine an den Hängen von Denezhkin Kamen gefunden. Somit ist die Beobachtung von E.S. Fedorovs Aussage über das Fehlen „typischer Gletscherablagerungen“ südlich von 61°40“ im Ural wurde bestätigt. In keinem Fall konnten wir Moränen oder gar Findlinge entdecken, die für die Region des Subpolar-Urals so charakteristisch sind.

Zur Veranschaulichung dieser Felsbrockenschichten präsentieren wir einen Abschnitt eines Aufschlusses am Quellgebiet des Bolshaya Capelin östlich der Südspitze von Alder Stone. Anscheinend ist der von E.S. Fedorov [1890 ] unter Nr. 486.

Hier fließt der Fluss zwischen zwei in meridionaler Richtung verlängerten Gebirgszügen – Alder Stone und Pu-Tump. Die Überschwemmungsebene des Flusses schneidet in ältere Sedimente, die den Talboden füllen. Die Höhe der Aufschlusskante liegt 5 m über dem Niedrigwasserspiegel des Flusses. In Richtung Alder Stone ist das Gebiet sumpfig und steigt allmählich an. Im Aufschluss sind zahlreiche große Quarzitblöcke (bis zu 1 m Durchmesser) zu sehen, die zwischen kleinem Schotter aus dunkelgrauem Schiefer mit seltenen Gabbro-Diorit-Kieseln liegen. Das grobe Material ist ungerundet und mit gelblich-braunem lehmsandigem Lehm verkittet. Stellenweise ist die Schichtung deutlich sichtbar, unterscheidet sich jedoch von der Schichtung typischer Alluvien. Dieses Gestein unterscheidet sich von der Moräne, die beispielsweise in den Tälern des subpolaren Urals entwickelt wurde: 1) durch das Vorhandensein von Schichten und 2) durch das Fehlen einer glazialen Bearbeitung (Polieren, Narben) auf großen Quarzitblöcken (auf denen es liegt). meist gut erhalten). Darüber hinaus ist zu beachten, dass die Zusammensetzung des Schutts hier ausschließlich lokal ist. Aufgrund der Einheitlichkeit der Rassen wird dieses Merkmal in diesem Fall zwar nicht ausschlaggebend sein.

Um die Intensität kolluvialer Prozesse zu verstehen, wurden interessante Ergebnisse aus Beobachtungen in den Quellen von pp gewonnen. M. Capelin, Gebet, Vizhay und Ulsinskaya Lampe. In all diesen Fällen handelt es sich um sehr breite badewannenförmige Täler, die in sanfte Wasserscheidenpässe übergehen (M. Moyva, Ulsinskaya Lampa, Vizhay) oder durch mehr oder weniger hohe Massive (Molebnaya) verschlossen werden. Im Oberlauf solcher Täler muss man zugeben, dass der Einfluss moderner Erosion sehr gering ist. Es besteht kein Zweifel, dass solche Täler sehr an einige Täler der Gletscherregion des Subpolar-Urals erinnern, nämlich an diejenigen, die zwischen Mittelgebirgen vergraben sind, wo es keine notwendigen Bedingungen für die Bildung von Karen gab (z. B. die Pon-yu-Fluss – der rechte Nebenfluss von Kozhima, namenlose Flüsse, die am westlichen Fuß des Berges Kosh-ver entspringen, die Quellen von Hartes usw.). Die Talböden sind mit großen Gesteinsfragmenten gesäumt, die an den Hängen der Täler und entlang ihrer Böden hervorragen. Die Fragmente sind spitzwinklig und liegen zwischen feinem Geröll und sandig-tonigen Sedimenten, unter denen manchmal Strukturböden zu beobachten sind. In diesen Ablagerungen sind keine Spuren ihrer Übertragung durch fließendes Wasser zu erkennen, und nur im Flussbett selbst ist geschichtetes Alluvium mit einer großen Anzahl bereits auffällig abgerundeter Felsbrocken zu beobachten.

Wenn man das Tal in Querrichtung verfolgt, fällt der allmähliche Übergang dieser Ablagerungen in das Kolluvium der Hänge auf. An den Quellen des M. Capelin und der Ulsinskaya Lampa sind lange Züge unbefestigter Placer besonders ausgeprägt, die sich in Richtung vom Fuß der steilen Hänge des Tals bis zu seinem tiefsten axialen Teil erstrecken. Dies weist auf die weit verbreitete Entwicklung deluvialer Prozesse in den Tälern hin.

Durch die petrographische Identifizierung von Felsbrocken an der Flussmündung wurden interessante Daten zur Veranschaulichung der Rolle deluvialer Prozesse gewonnen. Gebetsgottesdienst. Hier besteht die Ostseite des Tals aus Quarz-Quarzit-Konglomeraten und die Westseite aus Quarziten und Quarzitschiefern.

Die Analyse zeigte, dass die Verteilung des Schutts auf der West- und Ostseite streng durch das Flussbett bestimmt ist. Der Gebetsraum, und nur hier kommt es durch Ablagerungen durch fließendes Wasser zu einer Vermischung.

Da sich die Geröllwege in Richtung der Hangneigung des Talgrundgesteins verlängern, d.h. Sie liegen meist senkrecht zur Hangnormalen (und zur Talachse), und in den Tälern selbst finden wir keine Spuren glazialer Ansammlungen in Form von Hügelmoränenlandschaften, Endmoränen oder Eskern Wir müssen davon ausgehen, dass, wenn es sich hier um eiszeitliche Ablagerungen handelt, diese durch spätere Entblößung so verändert und durch kolluviale Prozesse von ihrem ursprünglichen Standort verdrängt werden, dass es heute kaum noch möglich ist, sie vom Kolluvium zu trennen.

Hervorzuheben ist auch, dass wir oberhalb des Niveaus der modernen Aue und der ersten Terrasse über der Aue keine runden Kieselsteine ​​und „Flussflüsse“ finden. Normalerweise findet man weiter oben am Hang nur kolluviale Ablagerungen, dargestellt durch ungerundete (aber manchmal kantige) Fragmente lokaler Gesteine, die in gelblichem lehmig-sandigem Lehm oder rötlichem Ton liegen (südlicher Teil der Region). Im Folgenden werden unter dem Begriff „Deluvium“ alle losen Verwitterungsprodukte verstanden, die unter dem Einfluss der Schwerkraft nach unten verdrängt werden, ohne dass sie direkt von fließendem Wasser, Eis oder Wind beeinflusst werden.

Die von vielen Autoren vertretene Annahme über die Erosion von Moränenablagerungen Flussgewässer innerhalb der gesamten Breite der Täler des Vishera- und Lozvinsky-Urals ist zweifelhaft. Aber wir müssen zu dem Schluss kommen, dass auch in den Tälern deluviale Prozesse sehr weit verbreitet waren.

Aus dem oben Gesagten wird deutlich, dass im nördlichen Ural, südlich von 62° N, Spuren der Gletscheraktivität nur an wenigen Stellen in Form verstreuter, schwach ausgeprägter, rudimentärer Formen zu finden sind – hauptsächlich unterentwickelte Kare und Ablagerungen von Schneeflächen .

Je weiter man sich nach Süden bewegt, desto weniger werden diese Spuren. Der letzte südliche Punkt, an dem noch geringfügige Anzeichen von Gletscherformen zu finden sind, ist das Konzhakovsky-Kamen-Massiv.

Alle im subpolaren Ural weit verbreiteten frischen Gletscherformen kommen, wie oben erwähnt, nur auf einigen der höchsten Gipfel des Nordurals vor. Daher gehen die Autoren davon aus, dass es während der letzten Eiszeit (Würm) im Vishera-Ural nur kleinere Gletscher gab, die nicht über die Hänge der höchsten Berggipfel hinausreichten.

Die begrenzte Verbreitung glazialer Formen in den Bergen und das Fehlen jeglicher junger glazialer Ablagerungen in den Tälern weisen also darauf hin, dass der Nordural im Raum zwischen 62° und 59°30" N während der letzten Eiszeit keiner kontinuierlichen Vereisung ausgesetzt war und daher konnte es kein bedeutendes Zentrum der Vereisung gewesen sein.

Aus diesem Grund sind Kolluvialformationen im Nordural äußerst verbreitet.

Wenden wir uns nun der Betrachtung der Spuren der Vereisung in den Randgebieten des Nordurals rund um die Hochgebirgsregionen zu.

Bekanntlich wurden am Westhang des Urals, in der Region Solikamsk, Gletscherablagerungen erstmals von P. Krotov festgestellt [1883; 1885 ].

P. Krotov stieß östlich des Flusses auf einzelne Gletscherblöcke. Kama, in den Pools pp. Gehörlose Vl-Löwen, Yazva, Yaiva und ihre Nebenflüsse - Ivaki, Chanva und Ulvich.

Darüber hinaus beschreibt Krotov die „eiszeitliche Politur der Felsen“ am Fluss. Yayve liegt 1,5 Werst über der Flussmündung. Kadya.

Alle diese Punkte sind immer noch die östlichsten Punkte, an denen Spuren von Gletscheraktivität gefunden werden können. Dieser Autor weist darauf hin, dass „… schließlich Tscherdynsk und wahrscheinlich der gesamte Bezirk Solikamsk in das Verbreitungsgebiet der Spuren von Gletscherphänomenen einbezogen werden müssen.“ Ohne die Tatsache zu leugnen, dass Spuren von Gletscheraktivität in der Vorgebirgszone nur gelegentlich gefunden werden, schreibt Krotov in einer Polemik mit Nikitin: „Die Einzigartigkeit solcher Tatsachen erklärt sich aus den Bedingungen, unter denen der Ural in Bezug auf die Zerstörer war und ist.“ aus Steinen.“

P. Krotov war einer der ersten, der auf die Bedeutung des Vishera-Urals als eigenständiges Vereisungszentrum hinwies und entgegen der Meinung von S.N. die Möglichkeit einer Eisbewegung zuließ. Nikitin, vom Ural nach Westen und Südwesten. Darüber hinaus hat Krotov richtigerweise auf die große Rolle von Frostverwitterungsprozessen bei der Bildung des Reliefs des Urals und bei der Zerstörung von Spuren antiker Vereisung hingewiesen.

Auf vielen der neuesten geologischen Karten ist die Grenze der Verteilung von Gletscherablagerungen nach den 1885 veröffentlichten Daten von P. Krotov dargestellt.

Die Schlussfolgerungen von P. Krotov über die Existenz eines unabhängigen Ural-Vereisungszentrums wurden von S.N. heftig bestritten. Nikitin [1885 ], der bei der Lösung dieses Problems einen sehr voreingenommenen Ansatz verfolgte. So zum Beispiel S.N. Nikitin schrieb [1885 , S. 35]: „... Unser modernes Wissen über den Westhang des Urals... hat die entscheidende Behauptung zuverlässig gestützt, dass es im Ural vor der Petschora-Wasserscheide während des Eises zumindest keine Gletscher gab Alter."

Nikitins Ansichten beeinflussten lange Zeit die Uralforscher. Viele nachfolgende Autoren waren weitgehend von Nikitins Ansichten beeinflusst und zogen die Grenze der Verbreitung erratischer Felsbrocken im Ural nördlich von 62°.

Ansichten von S.N. Nikitin wird bis zu einem gewissen Grad durch die Ergebnisse der Arbeiten von M.M. bestätigt. Tolstikhina [1936 ], der 1935 speziell die Geomorphologie der Kizelovsky-Region untersuchte. MM. Tolstikhina stieß in ihrem Forschungsgebiet auf keine Spuren von Gletscheraktivität, obwohl es nur 20 bis 30 km südlich der Orte liegt, an denen P. Krotov vereinzelte Funde von Gletscherblöcken beschreibt. MM. Tolstikhina glaubt, dass die Hauptoberfläche des untersuchten Gebiets eine vorquartäre Halbebene darstellt.

So sind die Einzugsgebiete des Kosva und der oberen Flüsse, der Flüsse Vilva, laut M.M. Tolstikhina liegen bereits in der extraglazialen Zone.

Die Daten von P. Krotov werden jedoch durch die neuesten Forschungsergebnisse bestätigt.

Die Ergebnisse der Arbeit der Kama-Pechora-Expedition von 1938 zeigten, dass die Moräne der antiken Vereisung über weite Gebiete am rechten Flussufer verteilt war. Kama, südlich von Solikamsk. Am linken Flussufer. Kama, zwischen der Stadt Solikamsk und dem Flusstal. Wilde Vilva-Moränen kommen nur gelegentlich vor, hauptsächlich in Form von Felsbrockenansammlungen, die nach der Erosion der Moräne zurückgeblieben sind. Noch weiter östlich, d.h. Innerhalb des Hügel- und Kammstreifens sind keine Spuren eiszeitlicher Ablagerungen erhalten geblieben. Die Abschnürung der Gletscherablagerungen von West nach Ost, wenn sie sich dem Ural nähern, wird von V.M. Yankovsky für etwa 150 km, d.h. im Streifen vom Quellgebiet des Flusses. Kolva nach Solikamsk. Die Dicke der Moräne nimmt mit der Entfernung vom Ural nach Westen und Nordwesten zu. Mittlerweile enthält diese Moräne eine beträchtliche Anzahl von Felsbrocken aus Gesteinen, die zweifellos uralischen Ursprungs sind. Offensichtlich handelt es sich bei der Abschnürung der Moräne im Osten um ein Phänomen späterer Ordnung, das auf die Einwirkung intensiver Entblößungsprozesse über einen längeren Zeitraum zurückzuführen ist, die im Gebirge zweifellos intensiver wirkten.

Am Osthang des Urals ist die südliche Grenze der Verbreitung glazialer Ablagerungen noch nicht endgültig geklärt.

Im Jahr 1887 wurde E.S. Fedorov beschrieb in einer Notiz über die Entdeckung von Kreide- und Geröllvorkommen im Ural-Teil Nordsibiriens „Spuren kleiner Gletscher, die vom Kamm des Urals herabsteigen“. Der Autor beschrieb Tarn-Seen im Oberlauf des Flusses. Lozva (insbesondere Lundhusea-See-Tour) und hügelige Bergrücken in den Becken von Nord-Sosva, Manya, Ioutynya, Lepsia, Nyaisya und Leplya, die aus nicht geschichtetem sandigem Ton oder lehmigem Sand mit einer großen Anzahl von Felsbrocken bestehen. Der Autor wies darauf hin, dass „die Felsen dieser Felsbrocken echte Uralsteine ​​sind“.

Basierend auf Daten von E.S. Fedorov [1887 ] wurde die Grenze der kontinuierlichen Vereisung im Ural nördlich von 61°40" nördlicher Breite gezogen. E.S. Fedorov und V.V. Nikitin bestritten die Möglichkeit einer kontinuierlichen Vereisung im Gebiet des Bogoslovsky-Gebirgsbezirks [Fedorov und Nikitin, 1901 , S. 112-114)], waren hier aber erlaubt, d.h. auf dem Breitengrad von Denezhkina Kamen, die Existenz von Gletschern von lokaler Bedeutung (alpiner Typ).

Daten von E.S. Fedorov wird durch spätere Beobachtungen von E.P. bestätigt. Moldavantsev, der auch Spuren lokaler Gletscher südlich von 61°40" N beschrieb. Beispielsweise schreibt E.P. Moldavantsev [1927 , S. 737)]: „In den Kanälen von S. Purma und Ushma, westlich von Chistop und Khoi-Ekva, zwischen Flussbächen, die aus Grünsteinfelsen bestehen, kann man gelegentlich im Osten auf kleine Felsbrocken aus grobkörnigem Gabbro-Felsen stoßen, was auf eine mögliche Ausbreitung von Gletschern in der Region hinweist Richtung von den genannten Massiven nach Westen, d.h. gegen den modernen Flusslauf.“

Es ist anzumerken, dass Funde von Felsbrocken, die nur auf das Flussbett beschränkt sind, kein volles Vertrauen verdienen, zumal wir 1939 an den Hängen der Chistop- und Khoi-Ekva-Berge keine Spuren von Gletscherformen fanden, die hätten erhalten bleiben sollen die letzte Eiszeit. Die Tatsache, dass dieser Hinweis kein Einzelfall ist, lässt uns jedoch darauf achten.

Südlich der beschriebenen Flüsse, im Gebiet des Dorfes Burmantova, E.P. Moldauer [1927 , S. 147)] fanden Felsbrocken aus tiefen Gesteinen – Gabbro-Dioriten und Quarzdioriten, sowie Felsbrocken aus metamorphen Gesteinen: Albit-Glimmer-Gneise, glimmerhaltige mittelkörnige Sandsteine ​​und Quarzite. E.P. Moldavantsev kommt zu folgendem Schluss: „Wenn wir einerseits den starken petrographischen Unterschied zwischen den genannten Felsbrocken und dem Grundgestein des Gebiets berücksichtigen, sind ihre Größen Aussehen, und andererseits die weit verbreitete Entwicklung ähnlicher grundlegender tiefer und metamorpher Gesteine ​​​​westlich von Burmantovo (in einer Entfernung von etwa 25–30 km), dann wird es durchaus möglich, die Existenz in der Vergangenheit auf diesem Breitengrad anzunehmen lokale Gletscher vom Alpentyp, die hier von Westen her vordringen, d.h. .e. vom Uralkamm.“ Der Autor glaubt, dass das Flusstal Lozva verdankt seinen Ursprung teilweise der erosiven Aktivität eines der örtlichen, wahrscheinlich polysynthetischen Gletscher. Die Ablagerungen dieses Gletschers (Seitenmoränen) sind laut E.P. Moldavantsev, zerstört durch anschließende Erosion.

Einer der äußersten südlichen Punkte, an denen Gletscherablagerungen angezeigt werden, ist das Gebiet des Dorfes Elovki in der Nähe des Werks Nadezhdinsky im nördlichen Ural, wo E.P. Moldavaitsev und L.I. Demtschuk [1931 , S. 133] deuten auf die Entwicklung brauner, zäher Tone mit einer Mächtigkeit von bis zu 6–7 m hin, die in den oberen Horizonten seltene Einschlüsse runder Kieselsteine ​​und in den unteren eine große Menge groben Materials enthalten.

Der glaziale Charakter der Sedimente im Gebiet des Dorfes Elovki wird aus allen gesammelten Materialien und Sammlungsproben ermittelt - S.A. Jakowlew, A. L. Reingard und I.V. Danilowski.

Aus der Beschreibung geht hervor, dass diese braunen zähen Tone denen ähneln, die überall auf dem Gebiet der Stadt Serow (ehemals Nadeschdinsk) und der Umgebung vorkommen. Im Sommer 1939 wurde in der Stadt Serow ein Wasserversorgungssystem verlegt, das Gräben mit einer Tiefe von bis zu 5 bis 6 m überquerte die ganze Stadt hatten die Autoren Gelegenheit, die Beschaffenheit der quartären Bedeckung zu untersuchen, die über opokaähnlichen paläogenen Tonen liegt. Eine 4–5 m dicke Schicht aus schokoladenbraunem und braunem, dichtem Lehm enthält in den unteren Horizonten meist Geröll und Kieselsteine ​​und verwandelt sich nach oben allmählich in einen typischen lila Decklehm, der an einigen Stellen eine charakteristische lössartige Säulenstruktur aufweist und Porosität.

Die Autoren hatten die Gelegenheit, Oberflächenablagerungen im Gebiet der Stadt Serow mit typischen Decklehmen aus den Gebieten des Dorfes zu vergleichen. Ivdelya, Dorf Pavda, die Stadt Solikamsk, die Stadt Cherdyn, die Stadt N. Tagil und andere und kamen zu dem Schluss, dass auch der im Gebiet der Stadt Serov weit verbreitete braune Lehm zu dieser Art gehört von Decklehmen und nicht von Gletscherablagerungen.

Die Schlussfolgerungen der Autoren über das Fehlen von Gletscherablagerungen im Gebiet der Stadt Serov stimmen mit den Daten von S.V. überein. Epshteia, der 1933 quartäre Ablagerungen am Osthang des Nordurals untersuchte [1934 ]. S.V. Epstein erkundete die Täler des Flusses. Lozva von der Mündung bis zum Dorf Pershino, die Wasserscheide zwischen Lozva und Sosva und das Flussbecken. Touren. Nirgends begegnete er glazialen Ablagerungen und beschreibt nur alluviale und eluvial-deluviale Formationen.

Bisher gibt es keine verlässlichen Hinweise auf das Vorhandensein von Gletscherablagerungen in der Ebene der Becken Sosva, Lozva und Tavda.

Aus der obigen Durchsicht des Materials zum Thema Spuren der antiken Vereisung im Ural sind wir überzeugt, dass innerhalb des eigentlichen Uralkamms weniger dieser Spuren erhalten geblieben sind als in den angrenzenden Teilen des Tieflandes. Wie oben erwähnt, liegt der Grund für dieses Phänomen in der intensiven Entwicklung deluvialer Prozesse, die Spuren der antiken Vereisung in den Bergen zerstörten.

Dies deutet darauf hin, dass die Bildung der vorherrschenden Reliefformen in den Bergen auf dieselben Prozesse zurückzuführen ist.

Bevor endgültige Schlussfolgerungen über die Grenzen der maximalen Vereisung gezogen werden können, ist es daher notwendig, sich mit der Frage nach der Entstehung von Bergterrassen zu befassen und den Grad der Intensität von Frost-Solifluktion und deluvialen Prozessen in den Bergen zu bestimmen.

Zur Entstehung der Bergterrassen

Wenn wir uns direkt den Bergterrassen zuwenden, sollte betont werden, dass unser Hauptaugenmerk auf dem Material lag, das die genetische Seite dieses Phänomens charakterisiert, einschließlich einer Reihe wichtiger Details in der Struktur von Bergterrassen, denen L. Duparc keine Aufmerksamkeit schenkte und deren Bedeutung in einer Reihe moderner Werke hervorgehoben wurde [Obruchev, 1937].

Wir haben bereits die fast universelle Entwicklung von Bergterrassen festgestellt, die den gesamten Charakter der Landschaft des Vishera-Urals bestimmt, was von den nördlicheren Teilen des Urals nicht gesagt werden kann.

Eine derart vorherrschende Entwicklung dieser Formen in den südlicheren Teilen des Urals deutet bereits darauf hin, dass sie kaum in direktem Zusammenhang mit der Aktivität von Gletschern stehen, wie A.N. Aleschkow [Aleshkov, 1935a; Aleschkow, 1935] und sogar Firnschneefelder, da wir in diesem Fall mit einer genau entgegengesetzten Verteilung der Bergterrassen innerhalb des Rückens rechnen müssten. Nämlich ihre maximale Entwicklung im Norden, wo sich die Gletscheraktivität zweifellos intensiver und über einen längeren Zeitraum manifestierte.

Wenn die Bergterrassen eine Folge postglazialer Verwitterung sind, sollte ihnen umso mehr Aufmerksamkeit geschenkt werden, da in diesem Fall das Relief relativ ist eine kurze Zeit erlebte eine sehr bedeutende Transformation und verlor alle Zeichen, die die frühere Vereisung darauf eingeprägt haben könnte.

Aufgrund der großen Kontroverse um dieses Problem und der Vielfalt der Standpunkte zur Entstehung von Bergterrassen, vor allem aber aufgrund der sehr begrenzten Anzahl von Fakten, die ausnahmslos allen vorgeschlagenen Hypothesen zugrunde liegen, haben wir die folgenden Hauptprobleme identifiziert, die Lösung von was sicherlich die Sammlung zusätzlichen Faktenmaterials erforderte: a) Verbindung von Hochlandterrassen mit Grundgestein; b) der Einfluss der Hangexposition und die Rolle des Schnees bei der Bildung von Bergterrassen; c) die Struktur der Terrassen und die Dicke der Schicht lockerer klastischer Sedimente in verschiedenen Bereichen der Hochlandterrassen; d) die Bedeutung von Permafrostphänomenen und Solifluktion für die Bildung von Bergterrassen.

Die Sachmaterialsammlung wurde über mehrere Jahre hinweg durchgeführt; wir hatten die Gelegenheit, eine große Anzahl tiefer Bergbauöffnungen (Gruben und Gräben) in verschiedenen Bereichen von Bergterrassen zu untersuchen und Strukturböden auszuheben.

a) Zur Frage der Verbindung zwischen Bergterrassen mit Grundgestein, deren Vorkommen und der Beschaffenheit einzelner Risse, die in ihnen entwickelt werden, das gesammelte Material gibt die folgenden Anweisungen.

Hochlandterrassen im Ural werden auf einer Vielzahl von Gesteinen entwickelt (Quarzite, Quarz-Chlorit- und andere glimmerhaltige metamorphe Schiefer, Hornfels-Schiefer, grüne Schiefer, Gabbro-Diabas, Gabbros, ultramafische Gesteine, Granite, Granit-Gneise, Granodiorite usw.). Diorite) , was nicht nur aus unseren Beobachtungen, sondern auch aus den Beobachtungen anderer Autoren deutlich wird.

Der verbreiteten Meinung, dass Hochlandterrassen für bestimmte Arten selektiv seien, muss widersprochen werden. Die scheinbar bevorzugte Entwicklung dieser Formen im Bereich von Quarzitaufschlüssen (z. B. im Vishera-Ural) erklärt sich aus der Tatsache, dass diese schwer verwitterten Gesteine ​​die höchsten modernen Massive bilden, in denen klimatische Bedingungen herrschen sind günstig für die Bildung von Bergterrassen (siehe unten).

Im Hinblick auf die schwache Entwicklung der Bergterrassen auf Denezhkin Kamen und Konzhakovsky Kamen, den höchsten Inselbergen des Osthangs in diesem Teil des Urals, ist hervorzuheben, dass sie durch Erosion viel stärker zergliedert sind als beispielsweise der Gürtel Kamen liegt westlich. Wir werden die Gelegenheit haben, die Bedeutung der Erosion als einen Faktor hervorzuheben, der sich negativ auf die Möglichkeit der Bildung von Bergterrassen darunter auswirkt.

Der Einfluss tektonischer Faktoren und Strukturmerkmale des Grundgesteins auf die Entwicklung von Bergterrassen nach der Arbeit von S.V. Obrucheva [1937 ], es wäre möglich gewesen, darauf nicht einzugehen, wenn nicht die kürzlich erschienene Notiz von N.V. gewesen wäre. Dorofeeva [1939 ], wobei diesen Faktoren bei der Bildung von Bergterrassen eine entscheidende Bedeutung zukommt. Es bedarf kaum eines Nachweises, dass in diesem Fall unter Berücksichtigung der komplexen Tektonik des Urals mit der Entwicklung von Bergterrassen nur in genau definierten Zonen zu rechnen ist, während wir im gleichen Vishera-Ural die weit verbreitete Entwicklung von Terrassen beobachten. beginnend am Gürtelstein im Osten und endend am Tulymsky-Stein im Westen. Besonders auffällig ist hier die Tatsache, dass dieses Phänomen ausschließlich mit klimatischen Faktoren zusammenhängt und in erster Linie von diesen bestimmt wird. Dieser Faktor wurde von N.V. völlig ignoriert. Dorofeev, und daher ist nicht klar, warum sich in tieferen Reliefzonen keine Terrassen entwickeln.

Entwicklung von Hochlandterrassen im Bereich des zerstörten Flügels der Antiklinale in der Zone starker Kompression (Karpinsky-Berg), auf nach Osten umgestürzten Falten (Lapcha-Berg), im Bereich der steil nach Osten abfallenden Quarzite und auf ihren Köpfen (Poyasovy Kamen) und sanft nach Osten abfallenden Schichten (Yarota) im Entwicklungsgebiet bedeutender Granitmassive (Neroi-Massiv) und Gabbro-Aufschlüsse unter Bedingungen unterschiedlicher Gesteinsvorkommen und unterschiedlicher Spalttektonik platziert, Noch einmal bestätigt, dass diese Faktoren für die Terrassenbildung nicht entscheidend sind.

Die Höhenverteilung in der Lage der einzelnen Terrassen in Abhängigkeit von den von N.V. angegebenen horizontalen Rissen. Dorofejew [1939 ], wird durch eine Reihe von Tatsachen widerlegt. Zum Beispiel die überall im Vishera-Ural zu beobachtende unterschiedliche Höhenverteilung von Bergterrassengebieten an zwei einander zugewandten Hängen, die genau die gleiche Struktur aufweisen (der Westhang des Gürtelsteins an der Quelle der Ulsinskaya Lampa). Dort beobachten wir auf zwei im Großen und Ganzen ähnlichen Ausläufern des Westhangs, die die gleiche geologische Struktur haben und nur durch ein schmales Erosionstal getrennt sind, 28 auf dem nördlichen Ausläufer und nur 17 wohlgeformte Terrassen auf dem südlichen Ausläufer. Schließlich ist auf einem relativ kleinen terrassierten Hügel aus Gabbro-Diabas (auf der Oberfläche von Kvarkush) eine unterschiedliche Anzahl von Stufen an den nach Süden und Norden ausgerichteten Hängen zu beobachten. Darüber hinaus entwickelt sich, wie Messungen auf Poyasovoy Kamen zeigen, die horizontale Trennung in Quarziten normalerweise im Bereich von 6 bis 12 m, während der Höhenunterschied zwischen den Plattformen von Bergterrassen zwischen 3 und 5 bis 60 m liegt. Wie wir weiter unten zeigen werden Aufgrund der stark andauernden Frostprozesse muss die Oberfläche der Terrassen absinken, sodass horizontale Risse in den Abschnitten nur eine Rolle spielen können Anfangsstadien Entwicklung von Bergterrassen.

Anleitung von N.V. Dorofeeva [1939 ] darauf, dass der Rand der Terrasse notwendigerweise mit dem Ausgang von mehr zusammenfällt hartes Gestein, findet ebenfalls keine Bestätigung und kann am Beispiel desselben Gürtelsteins leicht widerlegt werden, wo man nach dem Auftreffen der Felsen Terrassen in völlig homogenen Quarziten an den Hängen jeder Exposition beobachten kann. Dasselbe wird durch Beobachtungen an den nördlichen Ausläufern des Tulym-Steins, am Ameisenstein, an der Wasserscheide des Petschora-Synja und seinem rechten Nebenfluss des Marina-Baches und an anderen Stellen bestätigt. Das obige Beispiel der Terrassierung eines Hügels aus Gabbro ist ebenfalls bezeichnend. Schließlich bestätigen zahlreiche Beobachtungen, dass dieselbe Terrassenoberfläche Kontakte verschiedener Gesteine ​​schneidet (Diabas und Quarzite auf dem Berg Man-Chuba-Nyol, Maidelsteine ​​und Glimmerschiefer auf der Wasserscheide Pechora Synya und Sedyu, Granite und grüne Schiefer auf dem Tender-Kamm, Quarzite usw Glimmer-Quarzitschiefer in einer Höhe von 963 m usw.). Kurz gesagt, Terrassenvorsprünge fallen nicht unbedingt mit den Kontakten verschiedener Gesteine ​​zusammen und spiegeln in dieser Hinsicht nicht deren Verteilung und Tektonik wider, wie aus Dorofeev hervorgeht. Beispiele für das Gegenteil deuten nur darauf hin, dass bei der Verwitterung der Widerstand von Gesteinen eine entscheidende Rolle spielt, weshalb wir beobachten, dass einzelne Aufschlüsse härterer Gesteine ​​Hügel bilden, die über die allgemeine Oberfläche hinausragen.

Wir dürfen jedoch nicht vergessen, dass diese Hügel ebenfalls terrassiert sind, obwohl ihre Zusammensetzung homogen ist.

B) Hangbelichtung Auch die Entwicklung der Hochlandterrassen scheint davon nicht betroffen zu sein, wie aus den folgenden Daten hervorgeht. Besonders auffällig ist dieser Umstand bei der Betrachtung der Städte. Isherim und Gebetsstein (Yalping-ner). Die Gipfel von Isherim und alle drei seiner Ausläufer, die sich in verschiedene Richtungen erstrecken, sind hier terrassiert. Die nordöstlichen Ausläufer von Isherim wiederum sind durch einen Pass mit dem Gebetsstein verbunden, und die Berge umrunden den Oberlauf des Flusses. Ein nach Norden fließender Gebetsgottesdienst. Der gesamte Kamm des Passes bildet einen glatten Bogen, der sich in östlicher Richtung erstreckt, und die Berge am linken Ufer des Flusses sind in Nord-Süd-Richtung ausgerichtet. Der Gebetsraum und das Yalping-ner-Massiv sind terrassiert. So sehen wir hier auf relativ kleinem Raum perfekt geformte Terrassen an Hängen mit sehr unterschiedlicher Exposition. Es sollte auch betont werden, dass die Exposition bei terrassierten Berggipfeln (höchsten Ebenen von Bergterrassen) überhaupt keine Bedeutung haben kann.

Für die Schneeverteilung ist jedoch die Frage der Hangexposition von großer Bedeutung, deren Rolle bei der Terrassenbildung von S.V. besonders hervorgehoben wurde. Obruchev [1937 ].

Schneewände am Fuße des Felsvorsprungs und an den Hängen von Bergterrassen bilden sich, wie zahlreiche Beobachtungen in den Bergen des Subpolar- und Vishera-Urals zeigen, an den Hängen der nördlichen, nordöstlichen und östlichen Expositionen und ausnahmsweise auch an den Hängen des Südens, Südwestens und Westens. So bemerkte A.N. Aleschkow [1935a] spielen bei ihrer Verteilung die entscheidende Rolle die Verschattungsverhältnisse und die vorherrschenden Winde (westliches Viertel). Darüber hinaus ergaben detaillierte Beobachtungen, dass nur die Schneefelder, die den größten Teil oder den ganzen Sommer über bestehen bleiben, einen signifikanten Einfluss auf ihren Wirt (Hang) haben, was zu einer heftigen Zerstörung des Bergterrassenvorsprungs und der Bildung von Solifluktions-Nivelliergebieten an der Basis des Hangs führt . Ihre positive Rolle bei der Bildung von Bergterrassen liegt darin, dass sie, da sie über einen großen Feuchtigkeitsvorrat verfügen und diesen beim Schmelzen abgeben, nach und nach die Prozesse der Solifluktion auf der Unterseite der Bergterrasse aktivieren.

Es ist jedoch notwendig, ihre Bedeutung und die Rolle, die ihnen bei der Entstehung der Bergterrassen von S.V. zugeschrieben wird, zu leugnen. Obruchev [1937 ]. Dies wird durch die Struktur der Terrassen (siehe unten) und eine Vielzahl von Fakten bestätigt, wenn wir an zwei direkt gegenüberliegenden Terrassenhängen in einem Fall sommerliche Schneehaufen am Fuße der Terrassenvorsprünge beobachten, im anderen Fall da sind keine. Inzwischen unterscheiden sich die Terrassen an beiden Hängen in ihrer morphologischen und sonstigen Charakteristik überhaupt nicht voneinander, wie wir oben festgestellt haben. Dasselbe ist auf abgerundeten Terrassenhügeln (zum Beispiel auf Kvarkush) deutlich sichtbar. Daher kann die Rolle des Schnees keineswegs als entscheidend angesehen werden, da sonst eine deutliche Asymmetrie in der Terrassenentwicklung je nach Hanglage zu beobachten wäre.

c) Machen wir weiter Beschreibung der Struktur von Bergterrassen.

Wie zahlreiche Studien gezeigt haben, ist dies nicht der Fall grundlegender Unterschied In der Struktur der im Entwicklungsgebiet gelegenen Hochlandterrassen unterschiedlicher Größe gibt es keine unterschiedlichen Gesteine. Dies gilt sowohl für die obersten Terrassenebenen (Gipfelstümpfe) als auch für die auf verschiedenen Ebenen liegenden Hangterrassen im Hochland.

Die Struktur der Terrassen erwies sich als so standardisiert, dass an der gemeinsamen Ursache ihrer Entstehung und Unabhängigkeit vom Grundgestein kein Zweifel besteht. Hierbei ist zu beachten, dass einige Autoren z.B. EIN. Aleschkow [ 1935a], folgend morphologische Merkmale, umfassen in das Konzept der Bergterrassen riesige Bergplateaus und Bergtäler, die sich über mehrere Dutzend Kilometer erstrecken. Das sind sehr große Formen Einige Reliefs haben zweifellos einen anderen Ursprung als die von uns beschriebenen Bergterrassen. Formen der Frost-Solifluktion-Terrassierung überlagern sich hier mit älteren Reliefformen.

Unter Verwendung der Terminologie von S.V. Obrucheva [1937 , S. 29], werden wir unterscheiden zwischen: der Klippe (oder dem Hang) der Terrasse, dem Rand und der Oberfläche der Terrasse, wobei wir sie in den vorderen (an den Rand angrenzenden), mittleren und hinteren Teil unterteilen.

Terrassenhanghat einen Neigungswinkel von 25 bis 75° (durchschnittlich 35-45°) und in diesem Bereich kommt es in der Regel zu einem anhaltenden Gefälle (siehe Abb. 4, 5). Bei näherer Betrachtung erkennt man jedoch, dass der Hang im unteren Drittel häufig steiler abfällt (bis zur Senkrechten). Andererseits finden wir vor allem im Randbereich stärker befestigte Hangabschnitte. In der Regel und nicht als Ausnahme sind entlang des Hanges, vor allem im unteren Drittel, zwischen grobem Geröll Aufschlüsse von Grundgestein zu beobachten. In keiner einzigen Grube wurde eine dicke klastische Bedeckung entlang des Hangs entdeckt, wie man es von S.V. erwarten würde. Obruchev [1937 ]. Im Gegenteil, die Richtigkeit der Beobachtung von A.I. wurde bestätigt. Aleshkov, der schrieb, dass „die Felsvorsprünge der Hochlandgebiete durch Felsvorsprünge dargestellt werden“ [1935a, S. 277].

Es stellte sich heraus, dass die Oberfläche der Hochlandterrassen mit einer Schicht klastischer Sedimente bedeckt war, deren Dicke im Durchschnitt zwischen 1,5 und 2,5 m liegt. Sie überschritt nie 3,5 bis 4 m, aber oft liegt das Grundgestein in einer Tiefe von nur 0,5 m m. Die Oberfläche der Terrasse hat immer eine leichte Neigung (2-5°). An den höchsten Stellen der Oberfläche ist die Dicke der Abdeckung normalerweise geringer. Die erhöhte Zone beschränkt sich jedoch keineswegs immer auf den hinteren Teil der Terrassenfläche (auf den Hangfuß der darüber liegenden Terrasse). Es kann sich im Randbereich, in der Mitte und an anderen Stellen befinden (normalerweise befindet sich der erhöhte Teil mit einer dünnen Abdeckung an der Stelle, an der bis vor kurzem Vorsprünge – Aufschlüsse – existierten). Der Bodenfluss ist in Richtung dieser schwachen Böschungen ausgerichtet und verläuft manchmal parallel zum Hangfuß, zur Terrasse oder vom Rand nach innen. Daraus wird deutlich, dass eine Zonierung der Terrassenstruktur in Richtung vom Felsvorsprung bis zum Rand nicht immer zu erwarten ist.

Es ist sehr charakteristisch, dass wir am Fuß des Felsvorsprungs keine Ansammlung von Kolluvium beobachten (Abb. 2, 5) und dass der Fuß des Felsvorsprungs nur dann von einer Ansammlung von Kolluvium umgeben ist, wenn die Oberfläche der darunter liegenden Terrasse stark mit Rasen bedeckt ist fragmentarisches Material, das eine Art Grenze bildet.

d) Sowohl äußere Zeichen als auch die Struktur des fragmentarischen Umhangs weisen zweifellos darauf hin Solifluktionsprozesse fließt auf der Oberfläche der Terrasse und ihren Hängen. Sie äußern sich zunächst in der Ausrichtung von differenziertem Grob- und Feinerdmaterial entsprechend der Oberflächenneigung (Abb. 4). Steinstreifen aus spitzwinkligem grobkörnigem Material wechseln sich mit in Richtung schwacher Neigungen der Terrassenoberfläche verlängerten Erdstreifen ab. Sehr oft sind die Erdstreifen jedoch in einzelne Strukturbodenzellen unterteilt. Stark eingeebnete Bergterrassen zeichnen sich durch eine mehr oder weniger gleichmäßige Verteilung (Abb. 3) struktureller Bodenzellen über die gesamte Fläche aus. Die Art des Strukturbodens bleibt durchgehend mehr oder weniger konstant verschiedene Teile Oberflächen von Bergterrassen. Neben der Neigung kommt es auf das Mengenverhältnis von Feinerde und klastischem Material an. Bei Letzterem spielen die Größe der Fragmente und ihre Form eine Rolle.

Eine gewisse Einzigartigkeit der Arten von Strukturböden hängt jedoch auch von der Beschaffenheit des darunter liegenden Grundgesteins ab, das auf die Verwitterung zurückzuführen ist, aus der sie entstehen. Dies macht sich besonders dann bemerkbar, wenn die Terrassenoberfläche mit Aufschlüssen verschiedener Felsen bedeckt ist. Dann lässt sich beobachten, dass unterschiedliche Arten von Strukturzellen durch eine Kontaktlinie markiert sind. Unsere Beobachtungen bestätigen nicht das Vorhandensein anhaltender Randkämme im vorderen Teil der Terrassen (mit Ausnahme von Einzelfällen). Die Materialabgabe erfolgt in Form von Gesteinsströmen durch die abgesenkten Randbereiche. Anscheinend findet in der Randzone kein Kriechen oder Quetschen statt, da der Prozess der Solifluktion selbst mit dem Auftrieb des Bodens verbunden ist und nur in den Momenten auftritt, in denen dieser Auftrieb auftritt. Daher fließt der Boden in die Richtung des geringsten Widerstands. Der marginale (sehr dünne, sich keilförmig verjüngende) Teil der Schneedecke kann, auch wenn diese entwickelt ist, in keiner Weise die Rolle eines Stoppers spielen. Die Solifluktion wählt einfach eine andere Richtung (mit dem geringsten Widerstand). Dies gilt insbesondere, da die meisten Standorte über drei offene Hänge mit unterschiedlicher Exposition verfügen. Und wenn ein Schneedamm entsteht, passiert das nur bei einem davon. Darüber hinaus reicht die Deckschicht bei hohen Felsvorsprüngen gar nicht bis zum Rand oder weist eine vernachlässigbare Dicke auf und schmilzt sehr schnell (gleichzeitig mit der Freigabe der Terrassenoberfläche). Das Fehlen von Wällen erklärt sich auch dadurch, dass sich der Felsvorsprung selbst und der Terrassenrand stetig und energisch zurückziehen. Derselbe Umstand erklärt das überwiegende Vorkommen von grobem Material entlang der Ränder und Böschungen von Bergterrassen. In den zum Rand gerichteten Steinstreifen sind manchmal längsaxiale Vertiefungen zu beobachten. Dieses Phänomen tritt aus zwei Gründen auf, die häufig zusammenwirken. Einer davon ist auf die Frostscherung zurückzuführen gegenüberliegende Seiten aus zwei benachbarten Erdstreifen entstehen tiefe Rillen im groben Material, ähnliche Themen, die fast überall zwischen einzelnen erhabenen Zellen von Strukturböden beobachtet werden. Ein weiterer Grund liegt darin, dass es sich bei diesen grobkörnigen Streifen um Wasserableitungswege handelt und hier einerseits Feinerde abtransportiert wird und andererseits bei Temperaturschwankungen eine energetische Schuttzerstörung (von unten) erfolgt etwa um den Gefrierpunkt von Wasser. Dadurch setzt sich der Placer entlang der Entwässerungslinie ab. Abschließend ist zu betonen, dass Strukturböden sekundäre Phänomene sind und eher die Richtung der Bodenbewegung in einem bestimmten Gebiet verschleiern. Darüber, dass Letzteres tatsächlich in den meisten Fällen stattfindet Oberteile Die Bedeckung (in der aktiven Permafrostschicht) weist auf die Verdrängung von Bergkristallkristallen aus einstürzenden Wurzelnestern auf der Oberfläche der Terrassen hin. Die Kristalle erscheinen in Form von Strahlen verteilt in Richtung einer leichten Neigung der Terrassenoberfläche. Wie aus der Begehung zahlreicher Gruben und Gräben hervorgeht, ist die Struktur des Bodens im Bereich der Terrassenfläche durch folgende Merkmale gekennzeichnet. Der unterste Horizont stellt eine unebene Grundgesteinsoberfläche dar, die mit grobem Eluvium bedeckt ist, das durch Permafrost gebunden ist. Weiter oben kommt es zu einer Ansammlung von feinem Schotter und teilweise auch zu Schichten feiner Erde (gelblicher Lehm mit feinem Geröll), in denen größere Bruchstücke liegen. Der obere Horizont ist eine Ansammlung von Trümmern, unter denen eine Frostsortierung in Form von Zellen struktureller Böden beobachtet wird (seine Tiefe beträgt nicht mehr als 70 cm über der Oberfläche). Stellenweise ist zu erkennen, wie Tonmassen durch Volumenausdehnung zwischen größeren Bruchstücken nach oben gedrückt werden – feuchte Feinerde beim Gefrieren. Innerhalb der aktiven Schicht sind Strömungsspuren sichtbar Permafrost in einer Tiefe von bis zu 1,5 m (normalerweise jedoch nicht mehr als 1 m) und äußern sich in der Ausrichtung des fein zerkleinerten Materials parallel zur Terrassenoberfläche sowie im Vorhandensein von Falten an der Stelle der Aufschlüsse von das Grundgestein [Boch, 1938b; 1939]. Es ist auch offensichtlich, dass langfristiger saisonaler Permafrost (der nur bis Mitte August für nur einen Monat auftaut) im Frühling und in der ersten Sommerhälfte die gleiche Rolle wie Permafrost spielt und eine wasserdichte Oberfläche schafft, die für die Staunässe der Oberschicht erforderlich ist Bodenhorizonte und Entwicklung in ihnen Solifluktion (Vishera Ural).

Auf der Grundlage des oben Gesagten kommt man nicht umhin, zu dem Schluss zu kommen, dass das erhaltene Faktenmaterial im Widerspruch zu steht bestehende Hypothesen, auch bei solchen, bei denen die Rolle der Frost- und Schneeverwitterung sowie der Solifluktion hervorgehoben wird. Dies gibt uns das Recht, eine etwas andere Erklärung für die Entstehung und Entwicklung von Bergterrassen anzubieten, die besser mit den beobachteten Fakten übereinstimmt. Es kann davon ausgegangen werden, dass für die Bildung von Terrassen das Vorhandensein von Felsvorsprüngen am Hang ausreicht. Dann erscheint unter der Bedingung einer starken Frostzerstörung infolge unterschiedlicher Verwitterung oder tektonischer Merkmale, einschließlich einzelner Risse (in homogenen Gesteinen), ein Felsvorsprung – eine kleine horizontale Plattform und ein steiler Hang, der sie begrenzt.

Auf dem Gelände beginnen sich einige Trümmer anzusammeln. In subarktischen und arktischen Klimazonen wird das klastische Material durch Permafrost zementiert. Somit stellt sich bereits zu Beginn für jeden Standort ein mehr oder weniger konstanter Entblößungsgrad aufgrund der Erhaltung des Standorts durch Permafrost ein. Ab diesem Zeitpunkt unterscheiden sich die Witterungsbedingungen für ein flaches horizontales Gebiet und für einen Hang deutlich. In diesem Fall wird der kahle Hang stark einstürzen und sich zurückziehen, während die Plattformen nur langsam absinken. Für die Geschwindigkeit des Randrückgangs spielen neben klimatischen Faktoren sicherlich auch die Exposition, die Zusammensetzung und die Eigenschaften des Grundgesteins eine Rolle. Allerdings sind diese Faktoren zweitrangig und nie entscheidend. Die Bedeutung eines mehr oder weniger konstanten Niveaus des Geländes liegt jedoch nicht nur darin, sondern auch darin, dass sich hier infolge eines scharfen Bruchs im Profil immer Feuchtigkeit ansammelt, den Hang hinunterfließt und als Form erscheint Folge des Auftauens des Permafrosts. Da die Temperaturen um den Gefrierpunkt des Wassers schwanken, kommt es hier am Hangfuß zu der effektivsten Frostverwitterung. Daher der oben erwähnte Bruch im Hangprofil. Da jedoch die Schwerkraft den flüssigen Boden der aktiven Permafrostzone dazu zwingt, sich zur horizontalen Ebene zu neigen, liegen sowohl der Fuß des Felsvorsprungs als auch die Plattform fast ausschließlich in der horizontalen Ebene (die Rolle dieser Fußlinie ist mit der zugeschriebenen vergleichbar). zum Bergschrund bei der Bildung von Gruben). Von hier aus entsteht der Standort durch den Rückzug des Hangs, und der Wunsch des durchnässten Teils des Bodens, eine mögliche tiefere Position einzunehmen, führt zu einer Nivellierung der resultierenden Oberfläche durch Solifluktion. Im Allgemeinen wird jeder Überstand über der Terrassenoberfläche durch Frosteinwirkung auf die gleiche Weise zerstört (abgeholzt).

Die Rolle des Solifluktionstransports ist sehr wichtig, da wir dank seiner Anwesenheit keine Ansammlungen von Kolluvium am Fuß des Hangs beobachten können. Der letzte Umstand ist für die Gestaltung der Terrasse von größter Bedeutung. Wir müssen jedoch bedenken, dass wir aufgrund des Rückzugs von Leiste und Kante nach hinten immer eine etwas übertriebene Vorstellung von der Geschwindigkeit und Bedeutung des Materialabwurfs durch Solifluktion bekommen.

Durch die allmähliche Zerkleinerung der Bruchstücke und die Entfernung von Feinerde werden die niedrig gelegenen Terrassenbereiche relativ mit Feinerde angereichert.

Es ist jedoch zu bedenken, dass nicht das gesamte klastische Material, das bei der Zerstörung des Hangs entsteht, auf der Oberfläche der darunter liegenden Terrasse landet, da der Abriss nicht nur in Richtung der unteren Terrasse erfolgt. Beispielsweise sind auf terrassierten Bergrücken meist zwei Seiten des Geländes durch einen Erosionshang begrenzt, zu dem auch Kolluvium abgeladen wird.

Bei der Bildung von Terrassen spielen unserer Meinung nach die wichtigste Rolle ausreichende Feuchtigkeit und abwechselndes Gefrieren und Auftauen sowie das Vorhandensein von zumindest langfristigem saisonalem Permafrost. In diesem Zusammenhang ist es interessant zu betonen, dass den gesammelten Informationen zufolge die Oberflächen von Bergterrassen im Winter fast vollständig schneefrei sind, wodurch der Boden hier besonders tief gefriert. Gleichzeitig ist der Hang sowohl unter der Schneedecke als auch in den ihr ausgesetzten Teilen anfällig für Zerstörungen.

Bei den Verallgemeinerungen ist anzumerken, dass im Gegensatz zu S.V. Obruchev glauben wir, dass die unteren Terrassen die oberen „auffressen“ und nicht umgekehrt (Abb. 6, 7). Die meisten eingeebneten Flächen entlang der Gipfel sind durch das oben beschriebene Abschneiden von Leisten durch die Terrassenoberfläche entstanden. Alle Phasen dieses Prozesses können am Gürtelstein mit äußerster Klarheit beobachtet werden. Es besteht daher keine Notwendigkeit, für die oberen Ebenen der Bergterrassen Sonderkonditionen zu akzeptieren, wie dies bei S.V. der Fall ist. Obruchev.

Die Entstehung von Terrassenplattformen in der von G.L. Padalka [1928 ], findet tatsächlich unter diesen besonders günstigen Bedingungen statt. Sie haben jedoch nichts mit der Entwicklung von Frost-Solifluktions-Terrassen zu tun, obwohl sich letztere aus den Reliefgebieten von G.L. entwickeln können. Aas. Solche rudimentären Felsvorsprünge, die teilweise in Frost-Solifluktionsgebiete übergehen, sind auf dem Südgrat des Kentner deutlich zu erkennen.

Die Entwicklung von Terrassen entlang von Bergrücken und an relativ sanften Hängen (Gesamtneigung in der Größenordnung von nicht mehr als 45°) erklärt sich dadurch, dass hier die Terrassenbildung nicht durch Erosionsprozesse behindert wird, da die Terrassenbildung noch Zeit in Anspruch nimmt , und die zerstörerische Arbeit der Erosion ist zu schnell. Der Abriss unterbricht den Prozess von Anfang an. An steilen Hängen verlaufen Solifluktionsprozesse übrigens nicht weniger intensiv, bilden jedoch leicht unterschiedliche Formen (Solifluktionszuflüsse, Steinflüsse).

Nicht weniger bedeutsam ist die Frage, was den unteren Entwicklungsstand von Terrassen bestimmt. Die obigen Überlegungen deuten darauf hin, dass diese Grenze gegeben ist Allgemeiner Fall klimatisch und ist mit der Grenze der Permafrostverteilung (permanent und langfristig saisonal) verbunden. Ein weiterer wichtiger Faktor ist den Autoren zufolge jedoch die Grenze der Waldvegetation. Seine Anwesenheit oder sein Angriff auf gebildete Terrassen (im Vishera-Ural) verändert das Regime der Solifluktionsprozesse erheblich.

Letztendlich verlangsamt sich die Solifluktionsdrift und es kommt zur Ansammlung von Kolluvium am Fuß des Hangs. Dadurch wird die Rolle der Fußlinie auf Null reduziert und die Erneuerung des Gefälles (der Rückzug der Kante) wird immer weniger intensiv.

Auf den Einfluss der Erosion haben wir oben bereits hingewiesen. Wir möchten nur darauf hinweisen, dass gerade in der Erosion oft nach dem Grund gesucht werden muss, warum Hochlandterrassen trotz geeigneter klimatischer Bedingungen schlecht entwickelt sind, wie aus Vergleichen der Reliefs von Denezhkin Kamen und Poyasovoy Kamen hervorgeht.

Es bleibt uns überlassen, unsere Vorstellungen über den Ursprung der Bergterrassen zu bestätigen, indem wir ihre Verbreitung im Ural nachzeichnen. Bei der Bewegung von Süden nach Norden ist eine fortschreitende Abnahme dieser Formen geplant, gleichzeitig aber auch eine Abnahme der absoluten Höhen, auf die sie fallen (Iremel > 1100 m, Vishera-Ural > 700 m, Subpolar-Ural > 500 m, Nowaja). Zemlya > 150 m).

Natürlich entwickelt sich die Frost-Solifluktions-Terrassierung am deutlichsten auf den höchsten Gebirgszügen mit scharfem Relief und tritt genau in der Zeit (nach dem Abgang des Eises) auf, in der die Erosion noch keine Zeit hatte, das Relief zu zerstückeln und zum dominierenden Faktor zu werden Entblößung. Den gleichen Einfluss haben Abrieb (Nowaja Semlja) und Karbildung (Polarer und Subpolarer Ural). Aber auch die geglätteten Oberflächen antiker Peneplains wurden in ihren Teilen, die nicht durch eine dicke Moränendecke geschützt waren, durch Frost-Solifluktion-Prozesse beeinflusst. Im Ural, von Iremel bis Pai-Khoi, überlagern Formen der „frostigen Tiefebene“ ältere Landformen. Unter dem Einfluss dieser Prozesse verändern sich vor unseren Augen Gletscherformen. So verwandeln sich scharfe Grate – Brücken zwischen frischen, aber bereits sterbenden Karas (Salner- und Ieroiki-Massiv) – in eine Treppe aus Bergterrassen.

Sogar auf Novaya Semlya sind die gerade unter der Eisdecke hervorgetretenen Bergoberflächen bereits von Frost-Solifluktion-Terrassierungen erfasst [Miloradowitsch, 1936, Seite 55]. Vielleicht haben die Hochterrassen des Grönli denselben Ursprung [Grönlie, 1921].

Von A.I. notiert Aleschkow [1935a] Die Tatsache, dass erratische Felsbrocken auf der Oberfläche von Bergterrassen gefunden wurden, widersprechen, wie unsere Forschung gezeigt hat, keineswegs den gezogenen Schlussfolgerungen, da es sich hier in allen Fällen um veränderte Frost-zu-Solifluktions-Phänomene durch das Gletscherrelief des Abrisses handelt Das Gebiet, in dem die Moränenbedeckung auf den Gipfeln und Hängen der Berge tatsächlich fehlte, konnte die Zerstörung des Grundgesteins nicht verhindern.

Rund um die Berggebiete, in denen die Prozesse der subaerialen Entblößung mit größter Kraft abliefen, gibt es eine Randzone, in der die vorherrschende Sedimentart eine Art Decklehm ist, in der man die Folgen derselben Prozesse unbedingt erkennen kann [Gerentschuk, 1939], fand jedoch in einer etwas anderen physischen und geografischen Umgebung statt. Diese Art der Verwitterung ist charakteristisch für periglaziale Gebiete und weist darauf hin, dass es in diesen Gebieten schon lange keine Vereisung gab. Auf der Wasserscheide Kama-Pechora und im Westsibirischen Tiefland ist nur eine alte Moräne (Ris) entwickelt. Die zweite Moräne (Würm) erscheint nördlich von 64° N. Es ist jedoch interessant festzustellen, dass es im Vishera-Ural nur frische Spuren der letzten Phase der letzten Vereisung gibt, vergleichbar mit dem Moment der maximalen Entwicklung moderner Gletscher im Gebiet von Sabli, Manaraga und Narodnaya Berge und an den Quellen von Grube-yu. Diese Formen wurden durch die subaerielle Denudation noch nicht ausreichend verändert, was den Rest des Reliefs buchstäblich verändert hat (siehe Bilder in Duparcs Artikel [Duparc et al., 1909] und Abb. 4). Es ist interessant, dieses Phänomen mit den tektonischen Bewegungen des Nordurals im Quartär zu vergleichen. Anleitung von N.A. Sirina [1939 ] über die interglaziale Hebung des Urals mit einer Amplitude von 600–700 m erscheint wenig gerechtfertigt, da die boreale Transgression in der Bolschezemelskaja-Tundra und im Norden des Westsibirischen Tieflandes während der Interglazialzeit stattfindet. Beobachtungen für den Vishera-Ural zeigen, dass hier wahrscheinlich am Ende der Würmzeit (oder in der Nachwürmzeit) eine Hebung um etwa 100-200 m stattfand. Als Ergebnis haben wir die Einschnitte moderner Täler in alte Täler, die durch kolluviale Prozesse umgewandelt wurden. So entstand der Aufschwung zur Zeit der letzten Klimadepression Bevorzugte Umstände für die Entwicklung embryonaler glazialer Formen.

Schlussfolgerungen

1) Die weit verbreitete Entwicklung von Bergterrassen im Nordural lässt uns auf deren Entstehung und Verbreitung im gesamten Gebirgskamm achten.

2) Hochlandterrassen entstehen unter Bedingungen von Permafrost oder langfristigem saisonalem Permafrost mit ausreichender Feuchtigkeit in einem arktischen und subarktischen Klima.

3) Die Bildung von Bergterrassen hängt nicht von der Zusammensetzung, den Vorkommensbedingungen und der Struktur der Kronengesteine ​​ab. Auch die Hangexposition und die Lage von Schneeflächen sind bei der Terrassenbildung nicht entscheidend.

4) Die Bildung von Bergterrassen erfolgt durch das Zusammenwirken von Frost-Solifluktionsprozessen. Die Frostverwitterung führt zu einem relativ schnellen, verständlichen Rückzug des Hanges, und die Solifluktion führt zu einer langsameren Abnahme der Terrassenoberfläche unter dem Einfluss der Planierung loser Verwitterungsprodukte und deren Abtransport vom Terrassenfuß, wo die intensivste Verwitterung stattfindet des Grundgesteins kommt vor.

5) Die Prozesse der Frost-Solifluktion-Terrassierung führen zu einer Transformation des Reliefs in Richtung der Entwicklung eines Stufenprofils und einer allgemeinen Abnahme des Niveaus der über der unteren Grenze des Permafrosts liegenden Gebirgszüge, was letztendlich zur Entwicklung einer „frostigen Halbebene“ führt “.

6) Terrassenbildungsprozesse werden durch Erosion, Abrieb und Karose behindert. Daher entstehen Terrassen überwiegend in periglazialen Gebieten in Gebieten, in denen Erosion und andere Denudationsfaktoren noch nicht entscheidend sind.

7) Im Ural kommt es von Süden nach Norden zu einer fortschreitenden Abnahme der Bergterrassen, was durch die frühere Befreiung des südlichen Teils des Nordurals von der Eisdecke erklärt wird längere Dauer die Auswirkungen von Frost-Solifluktionsprozessen in den südlichen Regionen.

Formen der Frost-Solifluktion-Terrassierung überlagern ältere, insbesondere glaziale Landformen.

8) Im südlichen Teil des Nordurals sind keine Spuren der antiken Vereisung erhalten geblieben, was durch die Entwicklung intensiver Frost-Soliduktions-, Kolluvial- und Erosionsprozesse hier erklärt wird. Inzwischen sind auf demselben Breitengrad in der an die Berge angrenzenden Vorgebirgskammzone und in den Ebenen Spuren der Aktivität des alten Ural-Gletschers erhalten geblieben.

In der Vorgebirgszone der westlichen und östlichen Gebirgskämme findet man gelegentlich an Wassereinzugsgebieten und in den Ebenen, d. h. In Gebieten mit schwächerer Entwicklung von Denudationsprozessen ist eine kontinuierliche Moränendecke der alten Vereisung erhalten geblieben.

9) Die Autoren legen die äußersten südlichen Punkte der Entwicklung von Gletscherablagerungen in den Ebenen fest und skizzieren Zonen intensiven Abbruchs in den Bergen. Diese Gebirgsregionen könnten trotz des Fehlens von Spuren antiker Vereisung die Rolle früherer Vereisungszentren spielen.

Unter Berücksichtigung der orographischen Bedeutung des Nordurals als eigenständiges Vereisungszentrum stellen die Autoren die Frage nach der Klärung der Grenze der maximalen Vereisung im Ural.

10) Die Grenze der maximalen Vereisung im Ural wurde von verschiedenen Autoren im Bereich von 57 bis 62° N gezogen. ohne Berücksichtigung der orographischen Bedeutung des Urals oder auf der Grundlage unbedeutender Spuren der letzten Eiszeit usw., was auf eine Inkonsistenz hinweist dieses Problem. Die obigen Überlegungen zur Entstehung von Hochlandterrassen sowie zur Etablierung von Zonen unterschiedlicher Intensität des deluvialen Abrisses ermöglichen es, die nächste Grenze der maximalen Vereisung zu skizzieren (siehe beigefügte Karte von Abb. 8).

S. BOČ Und I. KRASNOV

Über die Grenze der maximalen quartären Vereisung im Ural im Zusammenhang mit den Beobachtungen von Bergterrassen

Zusammenfassung

1. Die ausgedehnte Entwicklung der Gebirgsterrassen im Nordural lenkt die Aufmerksamkeit auf ihren Ursprung und ihr Vorkommen innerhalb der Grenzen des gesamten Verbreitungsgebiets.

2. Die Gebirgsterrassen entstehen unter den Bedingungen ständig gefrorener Böden oder kontinuierlich saisonal gefrorener Böden bei ausreichender Feuchtigkeit im arktischen oder subarktischen Klima.

3. Die Bildung der Gebirgsterrassen hängt nicht von der Zusammensetzung, Schichtung und Struktur der Nebengesteine ​​ab. Auch die Hanglage und die Lage von Schneeverwehungen stellen nicht die Hauptfaktoren für deren Entstehung dar.

4. Sie entstehen durch gleichzeitige Einwirkung von Frost- und Solifluktionsprozessen. Frost und Verwitterung bewirken ein relativ schnelles Zurückweichen eines Hanges, während die Solifluktion eine moderatere Absenkung der Terrassenoberfläche durch die Einebnung zerfallener Verwitterungsprodukte und deren Entfernung vom Fuß der Terrasse bewirkt, wo die stärkste Verwitterung der Gesteine ​​des Landes stattfindet tritt ein.

5. Die Prozesse der Frost-Solifluktion-Terrassenbildung bewirken eine Änderung des Reliefs in Richtung der Ausbildung eines Stufenprofils und einer allgemeinen Absenkung des Niveaus von Gebirgsmassiven, die über der unteren Grenze dauerhaft gefrorener Böden liegen, eine Tendenz zur Arbeit Endlich ein „Frostpeneplain“ raus.

Die Autoren schlagen vor, die Gebirgsterrassen als Frost-Solifluktions-Terrassen zu bezeichnen, was den Unterschied zu den Drift-Solifluktions-Terrassen hervorhebt.

6. Die Prozesse der Terrassenbildung werden durch Erosion, Abrieb und Karsbildung behindert. Daher entwickeln sie sich hauptsächlich in periglazialen Regionen auf Erosionsgebieten und andere Faktoren der Entblößung haben noch keine vorherrschende Bedeutung erlangt.

7. Im Ural nimmt die Anzahl und Größe der Gebirgsterrassen von Süden nach Norden zunehmend ab, was durch das frühere Verschwinden der Gletscherbedeckung im südlichen Teil des Nordurals und durch die kontinuierlichere Aktivität von Frost-Soliduktionsprozessen im Ural erklärt wird südliche Regionen.

Die Formen der Frost-Solifluktion-Terrassenbildung überlagern sich mit den älteren und insbesondere den glazialen Formen des Reliefs.

8. Im Süden, einem Teil des Nordurals, sind keine Spuren der antiken Vereisung erhalten, was hier durch die intensive Entwicklung der Frost-Soliduktions-, Deluvial- und Erosionsprozesse erklärt wird. Mittlerweile sind auf demselben Breitengrad die Spuren der Aktivität des alten Ural-Gletschers in der Vorgebirgszone und in den Ebenen erhalten geblieben.

Gelegentlich kommen in der Vorgebirgszone an den West- und Osthängen Felsbrocken aus entblößten alten Gletscherablagerungen vor, und in den Ebenen, i.p. In die Regionen einer schwächeren Entwicklung der Denudation.

9. Die Autoren ermitteln die äußersten südlichen Vorkommenspunkte von Gletscherablagerungen in den Ebenen und weisen auf die Zonen intensiver Entblößung in den Bergen hin. Diese Gebirgsregionen könnten, auch wenn sie derzeit keine Anzeichen einer früheren Vereisung aufweisen, Teil früherer Zentren der Vereisung sein.

Angesichts der orographischen Bedeutung des Nordurals als unabhängiges Vereisungszentrum stellten die Autoren die Frage nach einer genaueren Grenze der maximalen Vereisung im Ural.

10. Die Grenze der maximalen Vereisung im Ural wurde von verschiedenen Autoren im Intervall zwischen 57 und 62° nördlicher Breite gezogen, ohne die orographische Bedeutung des Urals zu berücksichtigen oder auf der Grundlage unbedeutender Spuren der letzten Vereisung, d. h eine inkonsistente Behandlung der Frage. Die oben genannten Daten über die Entstehung der Gebirgsterrassen sowie die Festlegung von Zonen unterschiedlicher Intensität der deluvialen Entblößung ermöglichen es, die folgende auf der Karte dargestellte Grenze der maximalen Vereisung zu zeichnen (Abb. 8).

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Das Gebiet des modernen Russlands war im Quartär immer wieder großflächigen Vereisungen ausgesetzt, die durch Zwischeneiszeiten getrennt waren, deren Klima dem heutigen nahe kam oder sogar wärmer war. Innerhalb der Eiszeitepochen wurden Phasen unterschieden, die sich mit Erwärmungsperioden von mehr als 100 % abwechselten niedriger Rang- Interstadiale. Das Alter der ältesten Eiszeit beträgt etwa 800.000 Jahre. Die größte Eiszeitphase war mit der Entwicklung der Don-Eiszeit verbunden, die vor mehr als 500.000 Jahren begann. Anschließend drang das Eis in die Einzugsgebiete von Oka, Don und Unterwolga bis zum 51° nördlichen Breitengrad vor. w. Die spätere Eiszeit – Oka (vor mehr als 350.000 Jahren) war kleiner und reichte offenbar nicht über das Oka-Becken hinaus.

In Sibirien war die maximale Vereisung des frühen Pleistozäns durch zwei große Vorstöße gekennzeichnet. Das Eis bewegte sich nach Süden auf 62–64° N. sh., in die Becken des modernen Unterlaufs des Irtysch, den Mittellauf des Ob und Jenissei bis zur Mündung der Podkamennaya Tunguska; im Nordosten erreichten sie die Ostküste der Taimyr-Halbinsel.

Im Mittelpleistozän, das vor etwa 350.000 Jahren begann, werden zwei glaziale Stadien unterschieden. Die frühe war durch die Entwicklung der Eisdecke hauptsächlich im Nordosten des europäischen Teils Russlands gekennzeichnet. Seine Grenzen sind nicht genau festgelegt. Der jüngere Dnjepr-Eisschild entstand bereits in der zweiten Hälfte des Mittelpleistozäns, vor etwa 250.000 Jahren. Das Eis drang dann hauptsächlich vom westlichen, skandinavischen Zentrum her bis zum Mittellauf des Dnjepr und zum Oberlauf der Oka vor. Die Rolle des Dnjepr-Eisschildes nahm insbesondere während der zweiten, Moskauer Phase derselben Vereisung zu. Seine Reliefbildungsaktivität zeigte sich deutlich im Erscheinungsbild der Hochebenen Smolensk-Roslawl, Twer, Klin-Dmitrow und Galich-Tschukhloma.

Auf dem Territorium Sibiriens waren zu dieser Zeit zwei große Blattvergletscherungen bekannt Westsibirien 59–60° N. w. Die erste ausgedehnte zweiphasige Samara-Eiszeit entwickelte sich ungefähr gleichzeitig mit der Dnjepr-Eiszeit. Eis drang vom Schelf auf das Festland vor und drang nach Süden in die Becken der heutigen Flüsse Ob und Jenissei bis zur Mündung der Podkamennaya Tunguska ein. Zweitens ist die Taz-Eiszeit vom Alter her mit der Moskauer Stufe des Dnjepr vergleichbar.

Im späten Pleistozän wurden die Eisvorstöße, die auf die letzte Zwischeneiszeit von Mikulino (Kazantsev) folgten, die vor 110.000–115.000 Jahren endete, genauer untersucht. Es wird angenommen, dass der erste frühe Waldai-Eisvorstoß im europäischen Teil Russlands von bescheidenem Ausmaß war und sich das Eis zu dieser Zeit nicht über das Ostseebecken hinaus erstreckte. Im Gegenteil: Aus klimatischen Gründen hätte die Vereisung in diesem Zeitalter im Jahr 2000 stärker ausfallen können Sibirische Region Russland. Das Maximum der letzten Deckvereisung des späten Pleistozäns – Valdai (Sartan) geht auf die Zeit vor 20–18.000 Jahren zurück. Dann drang der skandinavische Gletscher in das Gebiet des europäischen Russlands bis zum heutigen Oberlauf von Dnjepr und Wolga vor. In den letzten Stadien seiner Existenz hinterließ es, wie alle früheren Eisschilde, weite Flächen hügeligen Gebirgsrückenreliefs, das aus Gerölllehm und Sand (Moränen) gebildet wurde. In den Berggebieten bildeten sich im Spätpleistozän einzelne Gletscherkuppeln und -kappen und in einigen Gebieten, zum Beispiel in Werchojansk, halbdeckende und netzartige Vereisung.

Im asiatischen Teil Russlands auf den weiten Tiefebenen und Ebenen West-, Mittel- und Ostsibiriens und in Osteuropa Südlich der Grenzen des skandinavischen Gletschers breitete sich eine Permafrostregion aus. Die ersten zuverlässigen Spuren von kontinuierlichem Permafrost mit Anzeichen von polygonalen Eiskeilen in Nordostasien sind aus dem späten Pliozän, im übrigen Sibirien – aus dem Eopleistozän und frühen Pleistozän, in der osteuropäischen Tiefebene – aus dem Mittelpleistozän (Pechora-Kältestadium) bekannt ).

In den letzten 250.000 Jahren wurde ein deutlicher Rückgangstrend in kalten Phasen festgestellt. Quartärperiode Gebiete mit Deckvereisung und eine Zunahme des Gebiets mit kontinuierlichem Permafrost (Permafrostzone - unterirdische Vereisung). Die Permafrostzone erreichte ihre maximale Größe am Ende des Oberpleistozäns (Oberes Valdai-Sartan-Kältestadium). Zu diesem Zeitpunkt verschob sich die südliche Grenze des Permafrosts in Russland südlich von 50° N. w. Überall bildeten sich hier polygonale Eiskeile. Ihr Auftauen führte zur weitverbreiteten Entwicklung kryogener Relikt-Mikroreliefs.

In der zweiten Hälfte des Quartärs ( letzte Million Jahren) kam es zu einer radikalen Umstrukturierung Naturgebiete innerhalb natürlicher Kreisläufe. Während der optimalen Periode des letzten (Mikulino) Interglazials (vor etwa 125.000 Jahren) dehnte sich der Waldgürtel im Norden und Süden aufgrund der Verringerung der Tundrazone, die nur auf den arktischen Inseln verblieben war, erheblich aus nördlich und in den nördlichen Abschnitten des Gydan-Meeres, isoliert durch das Eindringen des Kasanzew-Meeres. Halbinsel und Taimyr, sowie die Steppenzone.

Das Gebiet hat sich enorm erweitert Laubwälder, die die gesamte Subzone der Nadel-Laubwälder ersetzte und signifikanter Teil Unterzonen der südlichen Taiga. Die Grenze der Laubwaldzone im europäischen Teil Russlands verlief mehr als 500 km nördlich und 200–300 km südlich ihrer heutigen Lage. Dementsprechend verlagerten sich Waldsteppen, Steppen und Halbwüsten deutlich nach Süden.

In hohen Breiten wich die Tundra der Waldtundra, deren Landschaften sich der Meeresküste zu nähern begannen. Von Süden her grenzte die Wald-Tundra-Subzone an die Taiga-Region, repräsentiert durch Lärchenwälder.

Südlich der nördlichen Taiga-Subzone in Zentralsibirien Es gab ein Gebiet mit Zedern-Kiefernwäldern, die im Osten, in Zentraljakutien, durch Kiefern-Birken- und Birken-Lärchen-Wälder (am rechten Ufer der Lena) ersetzt wurden.

Während der Eiszeit und insbesondere in der Phase der größten Abkühlung, die dem Maximum in der Entwicklung der Gletschersysteme der Valdai-Sartan-Zeit, also vor etwa 20–18.000 Jahren, entsprach, erfuhr die Landschaftszonierung eine radikale Umstrukturierung. Die Pflanzengemeinschaften der Periglazialregion hatten keine modernen Analoga.

Der Waldgürtel ist völlig degradiert. Taiga und Laubwälder existierten nicht mehr als Bestandteile der Zonenstruktur. Vertreter der Gehölzvegetation behielten in Landschaftssystemen nur eine untergeordnete Bedeutung. Im gesamten außertropischen Raum nahmen spezifische offene Landschaften eine dominierende Stellung ein, deren Kern Steppen- und Tundra-Gemeinschaften waren, die an die kalten periglazialen Bedingungen angepasst waren.

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Das Klima der Erde erfährt regelmäßig gravierende Veränderungen, die mit abwechselnden großflächigen Kälteeinbrüchen, der Bildung stabiler Eisschilde auf den Kontinenten und einer Erwärmung einhergehen. Die letzte Eiszeit, die vor etwa 11.000 bis 10.000 Jahren auf dem Gebiet der osteuropäischen Tiefebene endete, wird als Waldai-Eiszeit bezeichnet.

Systematik und Terminologie periodischer Kälteperioden

Die längsten Phasen der allgemeinen Abkühlung in der Geschichte des Klimas unseres Planeten werden Kryoeras genannt Eiszeiten bis zu Hunderten von Millionen Jahren andauern. Derzeit dauert die känozoische Kryoera auf der Erde seit etwa 65 Millionen Jahren an und wird offenbar noch sehr lange andauern (nach früheren ähnlichen Stadien zu urteilen).

Im Laufe der Äonen haben Wissenschaftler Eiszeiten identifiziert, die von Phasen relativer Erwärmung unterbrochen sind. Perioden können Millionen und Abermillionen Jahre dauern. Die moderne Eiszeit ist Quartär (der Name wird entsprechend der geologischen Periode vergeben) oder, wie manchmal gesagt wird, Pleistozän (gemäß einer kleineren geochronologischen Unterteilung – Epoche). Es begann vor etwa 3 Millionen Jahren und ist offenbar noch lange nicht abgeschlossen.

Eiszeiten wiederum bestehen aus kürzeren – mehrere Zehntausend Jahre dauernden – Eiszeiten oder Vergletscherungen (manchmal wird auch der Begriff „Eiszeiten“ verwendet). Die warmen Intervalle zwischen ihnen werden Interglaziale oder Interglaziale genannt. Wir leben jetzt genau in einer solchen Zwischeneiszeit, die die Waldai-Eiszeit in der Russischen Tiefebene ablöste. Obwohl Vereisungen zweifellos gemeinsame Merkmale aufweisen, zeichnen sie sich durch regionale Besonderheiten aus und werden daher nach einem bestimmten Gebiet benannt.

Innerhalb von Epochen gibt es Phasen (Stadiale) und Interstadiale, in denen das Klima kurzfristigen Schwankungen unterliegt – Pessimum (Kälteeinbrüche) und Optima. Die heutige Zeit ist vom Klimaoptimum des subatlantischen Interstadials geprägt.

Zeitalter der Valdai-Eiszeit und ihre Phasen

Nach dem chronologischen Rahmen und den Bedingungen der Einteilung in Etappen unterscheidet sich dieser Gletscher etwas von der Würm (Alpen), der Weichsel ( Zentraleuropa), Wisconsin (Nordamerika) und andere entsprechende Vereisungen. In der osteuropäischen Tiefebene wird der Beginn der Ära, die das Mikulin-Interglazial ablöste, auf die Zeit vor etwa 80.000 Jahren datiert. Es ist zu beachten, dass die Festlegung klarer Zeitgrenzen eine ernsthafte Schwierigkeit darstellt – diese sind in der Regel unscharf – daher schwankt der zeitliche Rahmen der Etappen erheblich.

Die meisten Forscher unterscheiden zwei Stadien der Waldai-Eiszeit: die Kalininskaja mit maximalem Eis vor etwa 70.000 Jahren und die Ostaschkowskaja (vor etwa 20.000 Jahren). Sie sind durch das Brjansker Interstadial getrennt – eine Erwärmung, die vor etwa 45.35 bis 32.000 bis 24.000 Jahren andauerte. Einige Wissenschaftler schlagen jedoch eine detailliertere Einteilung der Ära vor – bis zu sieben Stadien. Der Rückgang des Gletschers fand vor 12,5 bis 10.000 Jahren statt.

Gletschergeographie und klimatische Bedingungen

Das Zentrum der letzten Eiszeit in Europa war Fennoskandien (einschließlich der Gebiete Skandinaviens, des Bottnischen Meerbusens, Finnlands und Kareliens). Kola-Halbinsel). Von hier aus dehnte sich der Gletscher periodisch nach Süden aus, unter anderem bis in die Russische Tiefebene. Der Umfang war geringer als bei der vorherigen Moskauer Eiszeit. Die Grenze des Waldai-Eisschildes verlief in nordöstlicher Richtung und erreichte in ihrem Maximum weder Smolensk, Moskau noch Kostroma. Dann bog die Grenze auf dem Territorium der Region Archangelsk scharf nach Norden in Richtung des Weißen Meeres und der Barentssee ab.

Im Zentrum der Vereisung erreichte die Dicke des skandinavischen Eisschildes 3 km, was mit dem Gletscher der osteuropäischen Tiefebene vergleichbar ist, der eine Dicke von 1–2 km aufwies. Interessanterweise war die Eisdecke zwar deutlich weniger entwickelt, die Valdai-Eiszeit war jedoch durch raue klimatische Bedingungen gekennzeichnet. Die durchschnittlichen Jahrestemperaturen während des letzten Gletschermaximums – Ostaschkowo – lagen nur geringfügig über den Temperaturen der Zeit der sehr starken Moskauer Eiszeit (-6 °C) und waren 6–7 °C niedriger als heute.

Folgen der Vereisung

Die allgegenwärtigen Spuren der Valdai-Eiszeit in der Russischen Tiefebene weisen auf den starken Einfluss hin, den sie auf die Landschaft hatte. Der Gletscher löschte viele der Unregelmäßigkeiten aus, die die Moskauer Eiszeit hinterlassen hatte, und bildete sich während ihres Rückzugs, als riesige Mengen Sand, Geröll und andere Einschlüsse aus der Eismasse schmolzen, Ablagerungen von bis zu 100 Metern Dicke.

Die Eisdecke bewegte sich nicht als kontinuierliche Masse vor, sondern in differenzierten Strömungen, an deren Seiten sich Häufchen fragmentarischen Materials – Randmoränen – bildeten. Dabei handelt es sich insbesondere um einige Bergrücken im heutigen Valdai-Hochland. Im Allgemeinen ist die gesamte Ebene durch eine hügelig-moränische Oberfläche gekennzeichnet, beispielsweise durch eine große Anzahl von Drumlins – niedrige, langgestreckte Hügel.

Sehr deutliche Spuren der Vereisung sind Seen, die in von einem Gletscher gepflügten Mulden entstanden sind (Ladoga, Onega, Ilmen, Chudskoye und andere). Auch das Flussnetz der Region hat zugenommen modernes Aussehen als Folge des Einflusses des Eisschildes.

Die Valdai-Eiszeit veränderte nicht nur die Landschaft, sondern auch die Zusammensetzung der Flora und Fauna der Russischen Tiefebene, beeinflusste das Siedlungsgebiet des alten Menschen – kurzum, sie hatte wichtige und vielfältige Folgen für diese Region.