II Температурно-климатическая цикличность в антропогене и ее следствия. К вопросу о границе максимального четвертичного оледенения в пределах уральского хребта в связи с наблюдениями над нагорными террасами

Днепровское оледенение
было максимальным в среднем плейстоцене (250-170 или 110 тыс. лет назад). Оно состояло из двух или трех стадий.

Иногда последнюю стадию Днепровского оледенения выделяют в самостоятельное московское оледенение (170-125 или 110 тыс. лет назад), а разделеющий их период относительно теплого времени рассматривают как одинцовское межледниковье.

В максимальную стадию этого оледенения значительная часть Русской равнины была занята ледниковым покровом, который узким языком по долине Днепра проникал на юг до устья р. Орели. На большей части данной территории существовала многолетняя мерзлота, а среднегодовая температура воздуха была тогда не выше -5-6°С.
На юго-востоке Русской равнины в среднем плейстоцене произошло так называемое «раннехазарское» повышение уровня Каспийского моря на 40-50 м, которое состояло из нескольких фаз. Их точная датировка неизвестна.

Микулинское межледниковье
Вслед за днепровским оледенением последовало (125 или 110-70 тыс. лет назад). В это время в центральных районах Русской равнины зима была значительно мягче, чем сейчас. Если в настоящее время средние температуры января близки к -10°С, то в микулинское межледниковье они не опускались ниже -3°С.
Микулинскому времени соответствовало так называемое «позднехазарское» повышение уровня Каспийского моря. На севере Русской равнины отмечалось синхронное повышение уровня Балтийского моря, которое соединялось тогда с Ладожским и Онежским озерами и, возможно, Белым морем, а также Северного Ледовитого океана. Общее колебание уровня мирового океана между эпохами оледенения и таяния льдов составляло 130-150 м.

Валдайское оледенение
После микулинского межледниковья наступило , состоящее из ранневалдайского или тверского (70-55 тыс. лет назад) и поздневалдайского или осташковского (24-12:-10 тыс. лет назад) оледенений, разделенных средневалдайским периодом неоднократных (до 5) колебаний температуры, во время которых климат был гораздо холоднее современного (55-24 тыс. лет назад).
На юге Русской платформы раннему валдаю отвечает значительное «аттельское» понижение – на 100-120 метров – уровня Каспийского моря. Вслед за ним последовало «раннехвалынское» повышение уровня моря примерно на 200 м (на 80 м выше первоначальной отметки). Согласно расчетам А.П. Чепалыги (Chepalyga,т1984), поступление влаги в Каспийский бассейн верхнехвалынского времени превышало ее потери приблизительно на 12 куб. км в год.
После «раннехвалынского» повышения уровня моря последовало «енотаевское» понижение уровня моря, а затем вновь «позднехвалынское» повышение уровня моря примерно на 30 м относительно его первоначального положения. Максимум позднехвалынской трансгрессии пришелся, по данным Г.И. Рычагова, на конец позднего плейстоцена (16 тыс. лет назад). Позднехвалынский бассейн характеризовался температурами водной толщи, несколько ниже современных.
Новое понижение уровня моря происходило довольно быстро. Оно достигло максимума (50 м) в самом начале голоцена (0,01-0 млн. лет назад), около 10 тысяч лет назад, и сменилось последним – «новокаспийским» повышением уровня моря примерно на 70 м около 8 тысяч лет назад.
Примерно такие же колебания поверхности воды происходили в Балтийском море и на Северном Ледовитом океане. Общее колебание уровня мирового океана между эпохами оледенения и таяния льдов составляло тогда 80-100 м.

Согласно результатам радиоизотопного анализа более чем 500 различных геологических и биологических образцов, взятых на юге Чили, средние широты на западе Южного полушария испытывали потепления и похолодания в то же самое время, что и средние широты на западе Северного полушария.

Раздел " Мир в плейстоцене. Великие оледенения и исход с Гипербореи " / Одиннадцать оледенений четвертичного периода и ядерные войны

© А.В. Колтыпин, 2010

Вопрос о том, где следует проводить границу максимального оледенения в пределах Уральского хребта и какова была роль Урала, как самостоятельного центра оледенения в четвертичное время, до настоящего момента остается открытым, несмотря на то очевидное значение, которое он имеет для решения проблемы синхронизации оледенений Северо-Восточной части русской равнины и Западно-Сибирской низменности.

Обычно на обзорных геологических картах Европейской и Азиатской части Союза показывается граница максимального оледенения или граница максимального распространения эрратических валунов.

В западной части СССР, в области Днепровского и Донского ледниковых языков, эта граница давно уже установлена и не подвергается существенным изменениям.

Совсем в ином положении находится вопрос о максимальной границе распространения оледенения к востоку от реки Камы, т.е. на Урале и прилегающих к нему частях Европейской равнины и Западно-Сибирской низменности.

Достаточно взглянуть на прилагаемую карту (фиг. 1), на которой показаны границы по данным разных авторов, чтобы убедиться, что в этом вопросе нет никакой согласованности.

Так, например, максимальная граница распространения эрратических валунов на карте четвертичных отложений Европейской части СССР и прилегающих стран (в масштабе 1: 2 500 000, 1932 г., под ред. С.А. Яковлева) показана на Урале к югу от Конжаковского камня, т.е. южнее 60° с.ш., а на геологической карте Европейской части СССР (в масштабе 1: 2 500 000, 1933 г., под ред. А.М. Жирмунского) показана граница максимального распространения ледников, причем на Урале она проходит к северу от горы Чистоп, т.е. на 61°40" с.ш.

Таким образом, на двух картах, изданных в одном и том же учреждении почти одновременно, на Урале разница в проведении одной и той же границы, только по-другому названной, достигает двух градусов.

Другой пример несогласованности в вопросе о границе максимального оледенения на Урале виден в двух работах Г.Ф. Мирчинка, которые вышли в свет одновременно - в 1937 г.

В первом случае - на карте четвертичных отложений, помещенной в Большом Советском Атласе Мира, Г.Ф. Мирчинк показывает границу распространения валунов рисского времени и проводит ее к северу от горы Чистоп, т.е. на 61°35" с.ш.

В другой работе - «Четвертичный период и его фауна» авторы [ Громов и Мирчинк, 1937 ] проводят границу максимального оледенения, которое в тексте описывается как рисское, лишь немного севернее широты Свердловска.

Таким образом, граница распространения рисского оледенения показана здесь на Урале на 4 ½ градуса южнее границы распространения валунов рисского времени!

Из просмотра фактического материала, положенного в основу этих построений, легко убедиться, что, ввиду недостаточности данных собственно по Уралу, здесь имела место широкая интерполяция между крайними южными точками нахождения ледниковых отложений в прилегающих частях низменностей. И поэтому граница оледенения в горах проводилась в значительной мере произвольно, в интервале от 57° с.ш. до 62° с.ш.

Очевидно также, что существовало несколько способов проведения этой границы. Первый способ состоял в том, что граница проводилась в широтном направлении, не считаясь с Уралом как с крупной орографической единицей. Хотя совершенно ясно, что орографические факторы всегда имели и имеют важнейшее значение для распределения ледников и фирновых полей.

Другие авторы предпочитали проводить границу максимального древнего оледенения в пределах хребта, опираясь на те пункты, для которых имеются бесспорные следы древнего оледенения. В этом случае граница, наперекор общеизвестным принципам вертикальной климатической зональности (и в настоящее время отлично выраженным в пределах Урала), значительно отклонялась к северу (до 62° с.ш.).

Такая граница, хотя и проведенная в соответствии с фактическими данными, невольно толкала к представлениям о наличии особых физико-географических условий, которые существовали вдоль края ледника в момент максимума оледенения. Причем эти условия, очевидно, влияли на столь своеобразное распределение ледникового покрова на Урале и в прилегающих низменностях.

Между тем вопрос здесь решался исключительно отсутствием фактов, а граница отклонялась к северу совсем без учета орографии хребта.

Третьи исследователи намечали границу также по пунктам, для которых имеются бесспорные следы оледенения. Однако при этом допускали существенную ошибку, так как проводили границу на основании ряда фактов, касающихся исключительно свежих и весьма молодых ледниковых форм (каров, цирков), которые возникали на Северном Урале в пост-вюрмское время. (Доказательством последнего служит целый ряд наблюдений над свежими альпийскими формами оледенения на Приполярном Урале, на Таймыре и т.д.)

Поэтому неясно, как можно было увязывать древнюю границу максимального оледенения с этими свежими формами совсем молодого оледенения.

Наконец, еще одно решение вопроса было предложено только в самое последнее время. Оно заключается в том, чтобы проводить границу оледенения в пределах гор, южнее соответствующей границы в прилегающих частях низменностей, учитывая значительную высоту Уральского хребта, на котором в момент наступления климатического минимума естественно должны были, в первую очередь, развиваться локальные центры оледенения. Однако эта граница проводилась чисто гипотетически, так как никаких фактических данных о следах оледенения в пределах хребта к югу от широты Конжаковского камня не имелось (см. ниже).

Отсюда очевиден тот интерес, который представляют исследования четвертичных отложений и геоморфологии отрезка Урала, лежащего непосредственно к югу от мест обнаружения безусловных признаков оледенения (к югу от 61°40" с.ш.). Вместе с тем, уже старые работы, в которых имелось подробное описание рельефа Урала в бассейнах Лозьвы, Сосьвы и Вишеры [ Федоров, 1887; 1889; 1890; Федоров и Никитин, 1901; Duparc & Pearce , 1905 a ; 1905 b ; Duparc et al ., 1909 ], показывали, что здесь приходится иметь дело с своеобразным рельефом, характеризующимся почти полным отсутствием ледниковых форм и очень широким развитием нагорных террас, в которых только единичные исследователи [ Алешков, 1935; Aleschkow , 1935 ] считают возможным видеть следы былой ледниковой деятельности.

Таким образом, вопрос о проведении границы оледенения в пределах гор здесь тесно связан с решением проблемы нагорных террас.

В своих выводах авторы опираются на фактический материал, полученный в результате работ в бассейнах pp. Вишеры, Лозьвы и Сосьвы (в 1939 г.) и в течение ряда предыдущих лет на Приполярном Урале, в Камско-Печорском крае и в Западно-Сибирской низменности (С.Г. Боч, 1929-1938; И.И. Краснов, 1934-1938).

В частности, в 1939 г. авторами были посещены следующие пункты в пределах Уральского хребта и прилегающих частей низменностей между 61°40" с.ш. и 58°30" с.ш. непосредственно к югу от границы распространения ледниковых валунов, указанной Е.С. Федоровым [ 1890 ]: вершины и массивы г. Чистоп (1925 м); Ойка-Чакур; г. Молебный Камень (Ялпинг-нёр, 1296 м); г. Ишерим (1331 м); Муравьиный Камень (вершина Хусь-Ойка, 1240 м); Мартай (1131 м); Ольховый Камень; Tулымский Камень (северная оконечность); Пу-Тумп; Пятый Тумп; Хоза-Тумп; Поясовый Камень (вершины 1341 м и 1252 м); Кваркуш; Денежкин Камень (1496 м); Журавлев Камень (788 м); Казанский Камень (1036 м); Кумба (929 м); Конжаковский Камень (1670 м); Косьвинский Камень (1495 м); Сухогорский Камень (1167 м); Качканар (886 м); Бассеги (987 м). Были также пройдены долины: р. Вишеры (от г. Красновишерска до устья р. Б. Мойвы) и ее левых притоков - Б. Мойвы, Велса и Улса с притоком Кутим; р. Лозьвы (от с. Ивделя до устья р. Ушмы), верховья pp. Вижая, Тошемки, Вапсоса, р. Колокольной, Ваграна (от с. Петропавловска до верховьев и р. Косья).

При этом частично были повторены некоторые маршруты Л. Дюпарка и Е.С. Федорова с целью проверки и увязки наблюдений.

* * *

Прежде чем перейти к описанию материала и выводам, следует остановиться на обзоре литературы, в которой содержатся фактические данные по вопросам оледенения Урала.

Доказательством оледенения в горной области, как известно, могут служить, помимо ледниковых отложений (морены), которые далеко не всюду сохраняются, также ледниковые формы рельефа. В первую очередь - троги и кары. Существенное значение могли бы иметь также наблюдения над ледниковой полировкой и шрамами. Однако, благодаря энергии процессов морозного выветривания на Северном Урале, они почти нигде не сохранились.

Начиная обзор с крайних северных частей хребта, расположенных выше 65°30" с.ш., мы убеждаемся, что ледниковые отложения и формы рельефа выражены здесь чрезвычайно ярко (см. описания: Е.Гофмана [ Hofmann , 1856 ]; О.О. Баклунда [ 1911 ]; Б.Н. Городкова [ 1926а; 1926б; 1929 ]; А.И. Алешкова [ 1935 ]; Г.Л. Падалки [ 1936 ]; А.И. Заварицкого [ 1932 ]).

В области так называемого Приполярного Урала, между 65°30" и 64°0" с.ш., не менее убедительные следы оледенения констатированы Б.Н. Городковым [ 1929 ], А.И. Алешковым [ 1931; 1935; 1937 ], Т.А. Добролюбовой и Е.С. Сошкиной [ 1935 ], В.С. Говорухиным [ 1934 ], С.Г. Бочем [ 1935 ] и Н.А. Сириным [ 1939 ].

Во всей упомянутой области морена обычно залегает в отрицательных формах рельефа, выстилая днища трогов и образуя холмисто-моренные ландшафты и цепи конечных морен в трогах и в устьях каров. На склонах горных массивов и плоских поверхностях гор обычно встречаются только единичные эрратические валуны.

К югу от 64° с.ш. и до 60° с.ш., т.е. в той части Урала, которую в настоящее время принято называть Северным Уралом, следы оледенения затухают по мере движения с севера на юг.

Наконец, к югу от широты Конжаковского Камня никаких сведений о ледниковых отложениях и ледниковых формах рельефа не имеется.

Переход от области повсеместного развития ледниковых отложений к области, где они отсутствуют, по-видимому, не столь постепенный и, несомненно, связан с прохождением в этом районе границы повторного оледенения (вюрмского - по терминологии большинства исследователей). Так, В.А. Варсонофьева намечает на Урале три области: одну со свежими следами оледенения, расположенную к северу от 62°40", другую со следами древнего оледенения (рисского), отчетливо заметными до 61°40" с.ш., и третью, лежащую к югу от 61°40", где «единственными памятниками» оледенения являются немногочисленные, уцелевшие от разрушения, валуны наиболее крепких и устойчивых пород. Эти последние являются (по В.Л. Варсонофьевой) проблематическими следами миндельского оледенения [ 1933; 1939 ].

Уже Е.С. Федоров [ 1889 ] отмечал, что «валунный нанос весьма нетипичен в южных частях Сев. Урала, где характер этих отложений одинаков с современными речными отложениями таких рек, как Няыс. Кроме того, в горной области эта толща размыта настолько, что трудно найти небольшие сохранившиеся площади ее бывшего распространения» (стр. 215). Такие сохранившиеся участки отмечены по р. Елме, а также по восточному подножию Высокой Пармы. Работы Е.С. Федорова [ 1890; Федоров и Никитин, 1901 ], В.А. Варсонофьевой [ 1932; 1933; 1939 ] в бассейнах Няыса, Уньи и Илыча показали, что в горной области морена встречается лишь спорадически, а на плосковершинных водораздельных пространствах были находимы только отдельные эрратические валуны. Ледниковые формы рельефа здесь также сильно затушеваны, за исключением молодых каров, что объясняется, в первую очередь, энергичным преобразованием рельефа субаэральной денудацией в послеледниковое время. Непосредственно для того района, где авторы производили наблюдения в 1939 г., Е.С. Федоров [ 1890 ] указывает (стр. 16), «что многие частные факты намекают на присутствие в прежнее время незначительных ледников, спускавшихся с гор Центрального Уральского кряжа, но не достигавших значительного развития», при этом указаны истоки pp. Мойвы и Тошемки и район, расположенный от них к северу. В истоках р. Ивделя таких следов, по Е.С. Федорову, нет.

Следы эти состоят «из неслоистых и маломощных песчано-глинистых отложений, изобилующих валунами, а местами просто большого скопа валунов» [ Федоров, 1890 ]. В связи с этими отложениями, на гребне Урала наблюдается присутствие небольших озерков или просто котловин, а также своеобразное скалистое окаймление начал некоторых долин (особенно рельефна долина р. М. Нюлас). «Эти окаймления можно толковать как остатки находившихся здесь цирков, фирновых полей, ледников».

Еще более конкретны указания Л. Дюпарка, который в своих работах [ Duparc & Pearce , 1905 a ; 1905 b ; Duparc et al ., 1909 ] описывает ряд ледниковых форм в районе горного массива Конжаковского Камня, расположенного в 15 км к северу от платинового прииска Кытлым, т.е. на широте 59°30". При описании восточных склонов Тылая (юго-западная вершина в 5 км от вершины Конжаковского Камня) Дюпарк описывает истоки речек, берущих начало с Тылая. Они, по его мнению, возможно, представляют незначительные кары.

На западном склоне Тылая, в истоках р. Гаревой, Л. Дюпарк описывает эрозионный цирк. Очевидно таким же эрозионным врезом, а не каром, является глубокий овраг в вершине р. Иов. Он упоминает овраги в форме подковы с очень крутыми склонами, весьма похожими на кары.

На вершине Серебрянского Камня, расположенного в 10 км к востоку от вершины Конжаковского Камня, описывается большой скалистый цирк в верховьях р. В. Катышерской. Такие же циркообразные верховья имеют долины Б. Конжаковской и р. Полудневой. Автор подробно описывает форму этих цирков.

Характерно, что все реки восточного склона водораздела - Б. Катышерская, Б. и М. Конжаковская, Полудневка и Иов имеют сходные долины. Реки врезаются в древний аллювий, который начинается у самого подножия скалистых склонов и достигает мощности до 12-20 м. Можно предположить, что это не древний аллювий, а ледниковые отложения.

В многочисленных разрезах в районе с. Павды, Л. Дюпарк не находил ничего похожего на ледниковые отложения, но особенности рельефа в истоках рек привели его к мысли о том, что наиболее возвышенные гряды, как Тылай, Конжаковский Камень и Серебрянский Камень, несли в ледниковую эпоху маленькие изолированные ледники, деятельностью которых объясняется своеобразный рельеф истоков Конжаковки и Полудневки.

Незначительные следы ледниковой деятельности были обнаружены также авторами в ряде новых пунктов летом в 1939 г. Так, например, на северо-восточном склоне Молебного Камня (Ялпинг-Нер), непосредственно ниже главной вершины горы, на высоте около 1000 м находится сильно сположенная циркообразная западина со слабо вогнутым днищем и разрушенными стенками, открытая в сторону долины р. Вижая. Аналогичные формы встречаются между северной и южной вершинами горы Ойка-Чакур, расположенной в 10 км к северу от Молебного Камня. Здесь был встречен современный снежник на высоте 800 м.

На западном склоне Поясового Камня, в истоках Кутимской Лямпы, расположена циркообразная впадина с плоским днищем на высоте около 900 м, которую можно считать древним вместилищем крупного снежника, в настоящее время стаявшего. У подножия этой впадины находится скопление валунно-галечного материала, которое образует широкие шлейфы, опускающиеся в долину р. Лямпы.

На Денежкином Камне также имеются незначительные следы деятельности недавно бывших здесь снежников в виде расширенных с плоским дном ниш, расположенных в истоках р. Шегультана и левых притоков р. Сосьвы, выше зоны леса, на высоте около 800-900 м. В настоящее время днища этих ниш, сложенных мощными толщами щебневого наноса, прорезаются глубокими эрозионными рытвинами.

На Конжаковском Камне были осмотрены некоторые циркообразные вершины рек, описанные Л. Дюпарком, причем авторы склонны считать эти формы аналогами циркообразных впадин на Денежкином и Поясовом Камнях. Но всей вероятности, эти впадины, не являющиеся типичными цирками, также представляют вместилища древних снежников, которые в настоящее время стаяли.

Несмотря на тщательные поиски, авторам не удалось обнаружить в горах Северного Урала к югу от 62° с.ш. несомненных ледниковых отложений. Правда, в нескольких пунктах был встречен валунный суглинок, сходный по внешнему виду с нормальной донной мореной. Так, например, в долине р. Велса, к северу от горы: Мартай, в шурфах прииска «Зауралье» была обнаружена мореноподобная порода. В этих суглинках были встречены валуны и галька только местного происхождения, причем, судя по условиям залегания, можно было убедиться, что они слагают нижний конец делювиального шлейфа. Отсутствие в долине р. Велса каких-либо моренных образований и широкое развитие делювиальных шлейфов, спускающихся со склонов гор, заставляет нас отнести найденный суглинок к делювию.

Подобные грубые делювиальные суглинки с галькой, а иногда и с валунчиками, были встречены также в районе прииска Сосьва на склонах Денежкина Камня. Таким образом, наблюдение Е.С. Федорова об отсутствии к югу от 61°40" на Урале «типичных ледниковых отложений» подтвердилось. Ни в одном случае нам не удалось обнаружить морены и даже эрратических валунов, столь характерных для района Приполярного Урала.

В качестве иллюстрации того, что собой представляют эти валунные толщи, приведем разрез обнажения, расположенного к истоках Б. Мойвы к востоку от южной оконечности Ольхового Камня. По-видимому, обнажение что отмечено Е.С. Федоровым [ 1890 ] под № 486.

Здесь река протекает между двумя вытянутыми в меридиональном направлении горными массивами - Ольховым Камнем и Пу-Тумпом. Пойма реки врезается в более древние отложения, которыми выполнено днище долины. Высота бровки обнажения 5 м над меженным уровнем реки. В сторону Ольхового Камня местность заболочена и постепенно повышается. В обнажении наблюдаются многочисленные крупные (до 1 м в поперечнике) глыбы кварцитов, залегающие среди мелкой щебенки темно-серых сланцев с редкой галькой габбро-диорита. Крупнообломочный материал неокатан и цементируется желтовато-бурой суглино-супесью. Местами отчетливо видна слоистость, впрочем, отличающаяся от слоистости типичного аллювия. От морены, развитой, например, в долинах Приполярного Урала, эта порода отличается: 1) наличием слоистости и 2) отсутствием ледниковой обработки (полировки, шрамы) на крупных глыбах кварцита (на которых она обычно хорошо сохраняется). Кроме того, следует указать, что состав обломков здесь исключительно местный. Правда, благодаря однообразию пород признак этот в данном случае не будет решающим.

Для понимания интенсивности делювиальных процессов интересные результаты дали наблюдения в истоках pp. М. Мойвы, Молебной, Вижая и Улсинской Лямпы. Во всех этих случаях мы имеем дело с очень широкими ваннообразными долинами, переходящими в пологие водораздельные перевалы (М. Мойва, Улсинская Лямпа, Вижай) или замкнутые более или менее высокими массивами (Молебная). В верховьях таких долин приходится констатировать очень незначительное влияние современной эрозии. Нет сомнения в том, что подобные долины очень напоминают некоторые долины гляциальной области Приполярного Урала, а именно те из них, которые закапчиваются среди сниженных горных массивов, где отсутствовали условия, необходимые для образования каров (например, р. Пон-ю - правый приток Кожима, Безымянные речки, берущие начало у западного подножия горы Кош-вер, истоки Хартеса и др.). Днища долин выложены крупными обломками тех пород, которые выходят на склонах долин и по их дну. Обломки остроугольны и лежат среди мелкой дресвы и песчано-глинистых отложений, среди которых иногда наблюдаются структурные почвы. В этих отложениях нельзя видеть следов переноса их текучей водой, и только в самом русле реки наблюдается слоистый аллювий с большим количеством уже заметно окатанных валунов.

При прослеживании долины в поперечном направлении бросается в глаза постепенный переход этих отложений в делювий склонов. В истоках М. Мойвы и Улсинской Лямпы особенно ярко выражены длинные шлейфы незадернованных россыпей, вытянутых в направлении от подножия крутых склонов долины к ее наиболее пониженной осевой части. Это свидетельствует о широком развитии делювиальных процессов и в долинах.

Любопытные данные, иллюстрирующие роль делювиальных процессов, были получены в результате петрографического определения валунов в вершине р. Молебной. Здесь восточный борт долины сложен кварцево-кварцитовыми конгломератами, а западный - кварцитами и кварцитовыми сланцами.

Анализ показал, что распространение обломочного материала западного и восточного борта строго маркируется руслом р. Молебной, и только здесь происходит смешение его в результате переотложения текучей водой.

Так как шлейфы осыпей вытянуты в направлении уклона коренного ложа долины, т.е. они большей частью расположены перпендикулярно к нормали склона (и к оси долин), а в самих долинах мы не находим никаких следов ледниковой аккумуляции в виде холмисто-моренных ландшафтов, конечных морен или озов, то нужно предположить, что, если мы и имеем здесь дело с ледниковыми отложениями, последние настолько изменены последующей денудацией и смещены от мест своего первоначального залегания делювиальными процессами, что едва ли возможно сейчас отделить их от делювия.

Следует подчеркнуть также то обстоятельство, что мы совершенно не находим окатанных галечников и «речников» выше уровня современной поймы и первой надпойменной террасы. Обычно выше по склону встречаются исключительно делювиальные отложения, представленные неокатанными (но иногда окантованными) обломками местных пород, залегающими в желтоватой суглино-супеси или красноватой глине (южная часть района). В дальнейшем под термином «делювий» широко понимаются все рыхлые продукты выветривания, смещенные под уклон под влиянием силы тяжести, без непосредственного влияния текучей воды, льда, ветра.

Высказанное многими авторами предположение о размыве моренных отложений речными водами в пределах всей ширины долин Вишерского и Лозьвинского Урала подлежит сомнению. Зато приходится придти к выводу, что даже в долинах делювиальные процессы имели очень широкое развитие.

Из вышеизложенного видно, что на Северном Урале, к югу от 62° с.ш., следы ледниковой деятельности встречаются лишь в немногих пунктах, в виде разрозненных, слабо выраженных, зачаточных форм - преимущественно недоразвитых каров и вместилищ снежников.

По мере движения к югу и этих следов становится все меньше. Последним южным пунктом, где еще имеются незначительные признаки ледниковых форм, является массив Конжаковского Камня.

Все свежие ледниковые формы, широко распространенные на Приполярном Урале, встречаются, как выше указывалось, только на некоторых наивысших вершинах Северного Урала. Поэтому авторы считают, что во время последней ледниковой эпохи (вюрм) на Вишерском Урале существовали только незначительные ледники, не выходившие за пределы склонов самых высоких горных вершин.

Таким образом, ограниченное распространение ледниковых форм в горах и отсутствие каких-либо молодых ледниковых отложений в долинах свидетельствуют о том, что Северный Урал на пространстве между 62° и 59°30" с.ш. в последнюю ледниковую эпоху не подвергался сплошному оледенению и, следовательно, не мог являться значительным центром оледенения.

Именно поэтому на Северном Урале имеют исключительно широкое развитие делювиальные образования.

Обратимся теперь к рассмотрению следов оледенения в периферических частях Северного Урала, окружающих высокогорные районы.

Как известно, на западном склоне Урала, в районе г. Соликамска, ледниковые отложения впервые были установлены П. Кротовым [ 1883; 1885 ].

П. Кротов встречал отдельные ледниковые валуны к востоку от р. Камы, в бассейнах pp. Глухой Вл львы, Язьвы, Яйвы и ее притоков - Иваки, Чаньвы и Ульвича.

Кроме того, Кротов описывает «Ледниковую политуру скал» на р. Яйве в 1.5 верстах выше устья р. Кадя.

Все эти пункты являются до сего времени крайними восточными пунктами нахождения следов деятельности ледников. Этот автор указывает, что «...Ведь Чердынскнй и, вероятно, весь Соликамский уезды нужно включить в область распространения следов гляциальных явлений». Не отрицая того факта, что следы деятельности ледников в предгорной зоне встречаются только изредка, Кротов, полемизируя с Никитиным, пишет: «Самая единичность таких фактов объясняется теми условиями, в которых находился и находится Урал по отношению к разрушителям горных пород».

П. Кротов одним из первых указал на значение Вишерского Урала как самостоятельного центра оледенения и допускал возможность движения льдов, в противоположность мнению С.Н. Никитина, с Урала на запад и юго-запад. Кроме того, Кротов правильно подметил большую роль процессов морозного выветривания, в формировании рельефа Урала и в уничтожении следов древнего оледенения.

На многих новейших геологических картах граница распространения ледниковых отложений показывается по данным П. Кротова, опубликованным в 1885 г.

Выводы П. Кротова о существовании самостоятельного Уральского центра оледенения энергично оспаривал С.Н. Никитин [ 1885 ], который весьма предвзято подходил к решению данного вопроса. Так, например, С.Н. Никитин писал [ 1885 , стр. 35]: «... Наши современные познания западного склона Урала... дали надежную опору для решительного утверждения, что на Урале до водораздела Печоры, по крайней мере, не было ледников в ледяную эпоху».

Воззрения Никитина оказывали долгое время влияние на исследователей Урала. В значительной степени под воздействием взглядов Никитина многие последующие авторы проводили границу распространения эрратических валунов на Урале к северу от 62°.

Взгляды С.Н. Никитина до известной степени подтверждаются результатами работ М.М. Толстихиной [ 1936 ], которая в 1935 г. специально изучала геоморфологию Кизеловского района. М.М. Толстихина не встретила никаких следов ледниковой деятельности в районе своих исследований, несмотря на то, что он расположен всего в 20-30 км южнее тех мест, где П. Кротов описывает единичные находки ледниковых валунов. М.М. Толстихина считает, что основная поверхность исследованного района представляет дочетвертичный пенеплен.

Таким образом, бассейны рек Косьвы и верховья, рек Вильвы, по данным М.М. Толстихиной, расположены уже в экстрагляциальной зоне.

Однако данные П. Кротова подтверждаются новейшими исследованиями.

Результаты работ Камско-Печорской экспедиции 1938 г. показали, что морена древнего оледенения распространена на значительных площадях на правом берегу р. Камы, южнее г. Соликамска. На левом берегу р. Камы, между г. Соликамском и долиной р. Глухой Вильвы, морена встречается лишь изредка, преимущественно в виде валунных скоплений, оставшихся после размывания морены. Еще восточнее, т.е. в пределах холмисто-увалистой полосы, никаких следов ледниковых отложений не сохранилось. Выклинивание ледниковых отложений с запада на восток, по мере приближения к Уралу, отмечается В.М. Янковским на протяжении около 150 км, т.е. в полосе от верховьев р. Колвы до г. Соликамска. Мощность морены возрастает по мере удаления от Урала на запад и северо-запад. Между тем в этой морене содержится значительное количество валунов из пород несомненно уральского происхождения. Очевидно, выклинивание морены на восток представляет явление позднейшего порядка, получившееся в результате действия в течение продолжительного времени интенсивных денудационных процессов, которые, несомненно, в горах действовали более интенсивно.

На восточном склоне Урала южная граница распространения ледниковых отложений еще окончательно не установлена.

В 1887 г. Е.С. Федоров в заметке о нахождении меловых и валунных отложений в приуральской части Северной Сибири описал «следы небольших ледников, спускавшихся с гребня Урала». Автор описывал каровые озера в верховьях р. Лозьвы (в частности, озерко Лундхусеа-тур) и холмистые увалы в бассейнах Северной Сосьвы, Маньи, Иоутыньи, Лепсии, Няыся и Лепля, которые сложены из неслоистой песчанистой глины или глинистого песка с громадным количеством валунов. Автор указывал, что «породы этих валунов настоящие уральские».

На основании данных Е.С. Федорова [ 1887 ], граница сплошного оледенения на Урале проводилась к северу от 61°40" с.ш. Е.С. Федоров и В.В. Никитин отрицали возможность сплошного оледенения площади Богословского горного округа [ Федоров и Никитин, 1901 , стр. 112-114)], но допускали здесь, т.е. до широты Денежкина Камня, существование ледников местного значения (альпийского типа).

Данные Е.С. Федорова подтверждаются последующими наблюдениями Е.П. Молдаванцева, который также описывал следы местных ледников к югу от 61°40" с.ш. Так, например, Е.П. Молдаванцев пишет [ 1927 , стр. 737)]: «В руслах pp. Пурмы и Ушмы, западнее Чистопа и Хой-Эквы, среди речников, состоящих из пород зеленокаменной толщи, удается изредка встречать небольшие валуны крупнозернистых габбровых пород, залегающих восточнее, что говорит о возможном распространении ледников в направлении от названных массивов к западу, т.е. против современного течения рек».

Следует отметить, что находки валунов, приуроченные только к руслу реки, не заслуживают полного доверия, тем более, что на склонах гор Чистопа и Хой-Эквы нами в 1939 г. не было обнаружено никаких следов ледниковых форм, которые должны были бы сохраниться от последней ледниковой эпохи. Однако тот факт, что данное указание не является единичным, заставляет обратить на него внимание.

К югу от описанных речек, в районе д. Бурмантовой, Е.П. Молдаванцев [ 1927 , стр. 147)] находил валуны глубинных пород - габбро-диоритов и кварцевых диоритов, а также валуны метаморфических пород: альбито-слюдистых гнейсов, слюдистых среднезернистых песчаников и кварцитов. Е.П. Молдаванцев делает следующий вывод: «Если принять во внимание, с одной стороны, резкое петрографическое отличие названных валунов от коренных пород района, их размеры - внешний облик, а с другой - широкое развитие аналогичных основных глубинных и метаморфических пород к западу от Бурмантово (в расстоянии около 25-30 км), то становится вполне возможным предположить о существовании в прошлом на данной широте местных ледников альпийского типа, надвигавшихся сюда с запада, т.е. от Уральского хребта». Автор считает, что долина р. Лозьвы отчасти обязана своим происхождением эродирующей деятельности одного из местных, вероятно, полисинтетических ледников. Отложения этого ледника (боковые морены), по мнению Е.П. Молдаванцева, разрушены последующей эрозией.

Одним из крайних южных пунктов, где указываются ледниковые отложения, является район д. Еловки, близ Надеждинского завода на Северном Урале, где при разведке месторождения самородной меди Е.П. Молдаваицев и Л.И. Демчук [ 1931 , стр. 133] указывают на развитие бурых вязких глин, мощностью до 6-7 м, содержащих в верхних горизонтах редкие включения окатанной гальки, а в нижних - большое количество крупного материала.

Ледниковый характер отложений района д. Еловки устанавливается по всем собранным материалам и образцам коллекций - С.А. Яковлевым, А.Л. Рейнгардом и И.В. Даниловским.

Из описания видно, что эти бурые вязкие глины подобны тем, какие развиты повсеместно на территории г. Серова (б. Надеждинск) и окрестностей. Летом 1939 г. в г. Серове прокладывался водопровод, и в траншеях глубиной до 5-6 м, пересекавших весь город, авторы имели возможность изучить характер четвертичного покрова, залегающего на опоковидных палеогеновых глинах. Толща шоколадно-коричневых и бурых плотных суглинков, мощностью 4-5 м, обычно в нижних горизонтах содержит дресву и гальку, а кверху постепенно переходит в типичный лиловатый покровный суглинок, обладающий местами характерной лёссовидной столбчатостыо и пористостью.

Авторы имели возможность сопоставить поверхностные отложения района г. Серова с, типичными покровными суглинками из районов с. Ивделя, с. Павды, г. Соликамска, г. Чердыни, г. Н. Тагила и других и пришли к заключению, что бурые суглинки, широко развитые в районе г. Серова, также относятся к типу покровных суглинков, а не к ледниковым отложениям.

Выводы авторов об отсутствии ледниковых отложений в районе г. Серова согласуются с данными С.В. Эпштейиа, который производил изучение четвертичных отложений восточного склона Северного Урала в 1933 г. [ 1934 ]. С.В. Эпштейн исследовал долины р. Лозьвы от устья до д. Першино, водораздел между Лозьвой и Сосьвой и бассейн р. Туры. Нигде он не встретил ледниковых отложений и описывает только аллювиальные и элювиально-делювиальные образования.

До настоящего времени нет никаких достоверных указаний на наличие ледниковых отложений в равнине в бассейнах Сосьвы, Лозьвы и Тавды.

Из приведенного выше обзора материала по вопросу о следах древнего оледенения на Урале мы убеждаемся, что в пределах собственно Уральского хребта этих следов сохранилось меньше, нежели в прилегающих частях низменностей. Как отмечалось выше, причина этого явления заключается в интенсивном развитии делювиальных процессов, которые уничтожили следы древнего оледенения в горах.

Напрашивается предположение, что и образование господствующих форм рельефа в горах обусловлено этими же процессами.

Поэтому, прежде чем сделать окончательные выводы о границах максимального оледенения, необходимо остановиться на вопросе о происхождении нагорных террас и на выяснении степени интенсивности морозно-солифлюкционных и делювиальных процессов в горах.

О происхождении нагорных террас

Обращаясь непосредственно к нагорным террасам, следует подчеркнуть, что главный упор нами сделан на материал, характеризующий генетическую сторону этого явления, в том числе на ряд важных деталей в строении нагорных террас, на которые Л. Дюпарк совершенно не обращал внимания и значение которых было оттенено в ряде современных работ [ Обручев, 1937 ].

Мы уже отмечали, почти повсеместное развитие нагорных террас, определяющее собой весь характер ландшафта Вишерского Урала, чего далеко нельзя сказать о более северных частях Урала.

Такое преимущественное развитие этих форм в более южных частях Урала уже одно указывает, что они едва ли непосредственно связаны с деятельностью ледников, как предполагает А.Н. Алешков [ Алешков, 1935а; Aleschkow , 1935 ], и даже фирновых снежников, ибо в таком случае мы должны были бы ожидать как раз обратного распределения нагорных террас в пределах хребта. А именно - максимального их развития на севере, где ледниковая деятельность несомненно проявлялась более интенсивно и в течение большего периода времени.

Если же нагорные террасы являются следствием послеледникового выветривания, то тем более следует обратить на них внимание, так как в этом случае рельеф в относительно короткое время подвергся весьма существенному преобразованию, утеряв все признаки, которые на нем могло запечатлеть былое оледенение.

Ввиду большой спорности этой проблемы и разнообразия точек зрения на происхождение нагорных террас, но, главным образом, ввиду очень ограниченного числа фактов, положенных в основание всех без исключения предложенных гипотез, нами были выделены следующие основные вопросы, для решения которых безусловно требовался сбор дополнительного фактического материала: а) связь нагорных террас с коренными породами; б) влияние экспозиции склона и роль снега в образовании нагорных террас; в) строение террас и мощность плаща рыхлых обломочных отложений на различных участках нагорных террас; г) значение мерзлотных явлений и солифлюкции для образования нагорных террас.

Сбор фактического материала производился в течение ряда лет, прячем имелась возможность осмотреть большое количество глубоких горных выработок (шурфов и канав), заданных на различных участках нагорных террас, а также произвести раскопку структурных почв.

а) По вопросу о связи нагорных террас с коренными породами, их залеганием и характером трещин отдельностей , которые в них развиты, собранный материал дает следующие указания.

Нагорные террасы на Урале развиты на самых различных породах (кварцитах, кварцево-хлоритовых и других слюдистых метаморфических сланцах, роговиковых сланцах, зеленых сланцах, габбро-диабазах, габбро, на ультраосновных породах, в гранитах, гранито-гнейсах, грано-диоритах и диоритах), что ясно не только из наших наблюдений, но и из наблюдений других авторов.

Распространенное мнение о том, что нагорные террасы обладают избирательной способностью в отношении определенных пород, должно быть отвергнуто. Кажущееся предпочтительное развитие этих форм в области выходов кварцитов (например, на Вишерском Урале) объясняется тем, что именно этими трудно выветриваемыми породами здесь сложены наиболее высокие современные массивы, где климатические условия благоприятны для образования нагорных террас (см. ниже).

В отношении же слабого развития нагорных террас на Денежкином Камне и Конжаковском Камне, наиболее высоких островных гор восточного склона в этой части Урала, следует подчеркнуть значительно большую их расчлененность эрозией, чем, например, расположенного западнее Поясового Камня. Значение эрозии как фактора, отрицательно влияющего на возможность образования нагорных террас, мы еще будем иметь возможность оттенить ниже.

Влияния фактора тектоники и структурных особенностей залегания коренных пород на развитие нагорных террас, после работы С.В. Обручева [ 1937 ], можно было бы не касаться, если бы не появившаяся в последнее время заметка Н.В. Дорофеева [ 1939 ], где этим факторам в образовании нагорных террас придается решающее значение. Едва ли нужно доказывать, что в этом случае, принимая во внимание сложную тектонику Урала, следовало ожидать развития нагорных террас только в строго определенных зонах, между тем как мы наблюдаем на том же Вишерском Урале повсеместное развитие террас, начиная с Поясового Камня на востоке и кончая Тулымским Камнем на западе. Здесь особенно ярко выступает тот факт, что явление это целиком стоит в связи с климатическими факторами и ими в первую очередь определяется. Фактор этот совершенно не учтен Н.В. Дорофеевым, и поэтому непонятно, почему же террасы не развиваются в более низких зонах рельефа.

Развитие нагорных террас в области разрушенного крыла антиклинали в зоне сильного смятия (г. Карпинского), на опрокинутых к востоку складках (г. Лапча), в области круто падающих на восток и поставленных на голову кварцитов (Поясовый Камень) и полого падающих на восток пластов (г. Ярота), в области развития значительных гранитных массивов (Неройский массив) и выходов габбро, в условиях различных залеганий пород и различной трещинной тектоники, лишний раз подтверждает, что решающего значения эти факторы для образования террас не имеют.

Распределение высот в положении отдельных террас, в зависимости от горизонтальных трещин отдельности, на которое указывает Н.В. Дорофеев [ 1939 ], опровергается целым рядом фактов. Например, наблюдающимся всюду на Вишерском Урале различным высотным распределением площадок нагорных террас на двух обращенных друг к другу склонах, обладающих совершенно одинаковым строением (западный склон Поясового Камня в истоках Улсинской Лямпы). Там же, на двух во всем подобных отрогах западного склона, обладающих одинаковым геологическим строением и разобщенным только узкой эрозионной долиной, мы наблюдаем на северном отроге 28, а на южном отроге всего 17 хорошо сформированных террас. Наконец, на сравнительно небольшой террасированной сопке, сложенной габбро-диабазом (на поверхности Кваркуша), наблюдается различное количество ступеней на склонах, обращенных к югу и к северу. Кроме того, как показывают замеры на Поясовом Камне, горизонтальная отдельность в кварцитах развивается обычно в интервале от 6 до 12 м, разница же уровней площадок нагорных террас колеблется от 3-5 до 60 м. Как мы покажем ниже, благодаря энергично идущим морозным процессам поверхность террасы должна снижаться, а следовательно, горизонтальные трещины отдельностей могут играть роль только в начальных стадиях развития нагорных террас.

Указание Н.В. Дорофеева [ 1939 ] на то, что бровка террасы будто бы обязательно совпадает с выходом более твердых пород, также не находит себе подтверждения и может быть легко опровергнуто на примере того же Поясового Камня, где, следуя по простиранию пород, можно наблюдать террасы в совершенно однородных кварцитах на склонах любой экспозиции. То же подтверждается наблюдениями на северных отрогах Тулымского Камня, на Муравьином Камне, на водоразделе Печорской Сыни и ее правого притока ручья Марина и в других пунктах. Показателен также приведенный выше пример с террасированием сопки, сложенной габбро. Наконец, многочисленные наблюдения подтверждают, что одна и та же террасовая поверхность пересекает контакты различных пород (диабазы и кварциты на горе Мань-Чуба-Ньоль, маидельштейны и слюдистые сланцы на водоразделе Печорской Сыни и Седью, граниты и зеленые сланцы на кряже Тендер, кварциты и слюдисто-кварцитовые сланцы на высоте 963 м и т.д.). Короче говоря, уступы террас совсем не обязательно совпадают с контактами различных пород и в этом отношении не отражают их распространения и тектонику, как то следует по Дорофееву. Примеры обратного говорят только о том, что при выветривании сопротивляемость пород играет важнейшую роль, поэтому мы и наблюдаем, что отдельные выходы более твердых пород образуют сопки (тумпы), выступающие над общей поверхностью.

Однако не надо забывать, что эти сопки также террасированы, хотя состав их однороден.

б) Экспозиция склона на развитие нагорных террас, по-видимому, также не оказывает влияния, как это видно из приведенных ниже данных. Особенно это обстоятельство бросается в глаза при осмотре гг. Ишерима и Молебного Камня (Ялпинг-нер). Здесь террасированы вершины Ишерима и все три его отрога, вытянутые в различных направлениях. Северо-восточные отроги Ишерима, в свою очередь, перевалом соединяются с Молебным Камнем, причем горы огибают верховья р. Молебной, текущей в направлении на север. Весь гребень перевала, образующий плавную дугу, вытянутую в восточном направлении, и ориентированные в направлении север-юг горы левобережья р. Молебной и массив Ялпинг-нер, - террасированы. Таким образом, здесь мы на сравнительно небольшом пространстве видим прекрасно сформированные террасы на склонах самой различной экспозиции. Следует также подчеркнуть, что для террасированных вершин гор (самых верхних уровнен нагорных террас) экспозиция вообще не может иметь никакого значения.

Однако вопрос об экспозиции склона имеет очень большое значение для распределения снега, роль которого в образовании террас особенно подчеркивалась и С.В. Обручевым [ 1937 ].

Снежные забои у подножия уступа и на склонах нагорных террас, как показали многочисленные наблюдения в горах Приполярного и Вишерского Урала, образуются на склонах северной, северо-восточной и восточной экспозиций и, как исключение, на склонах южных, юго-западных и западных. Таким образом, как отмечал еще A.Н. Алешков [ 1935а ], в распределении их решающая роль принадлежит условиям затенения и господствующим ветрам (западной четверти). Причем при детальных наблюдениях выяснилось, что только те снежники, которые сохраняются в течение большей части или всего лета, оказывают существенное влияние на свое вместилище (склон), вызывая энергичное разрушение уступа нагорной террасы и образование солифлюкционных площадок выравнивания у подошвы склона. Положительная роль их в образовании нагорных террас заключается и в том, что, обладая большим запасом влаги, они, отдавая ее при таянии, постепенно активизируют процессы солифлюкции на ниже расположенной поверхности нагорной террасы.

Приходится, однако, отрицать за ними то значение и ту роль, которые им приписаны в образовании нагорных террас С.В. Обручевым [ 1937 ]. Это подтверждается строением террас (см. ниже) и огромным числом фактов, когда на двух террасированных склонах прямо противоположной экспозиции мы в одном случае наблюдаем летние снежные забои у подножия уступов террас, а в другом их нет. Между тем террасы на обоих склонах совершенно не отличаются друг от друга по своей морфологической и иной характеристике, как мы уже отмечали выше. То же отлично видно и на округлых террасированных сопках (например, на Кваркуше). Таким образом, роль снега никак не может быть признана решающей дело, так как в противном случае мы наблюдали бы заметную асимметрию в развитии террас в зависимости от экспозиции склона.

в) Переходим к описанию строения нагорных террас .

Как показали многочисленные выработки, никакого принципиального различия в строении нагорных террас различных размеров и расположенных в области развития различных пород нет. Это относится и к самым верхним террасовым уровням (усеченным вершинам) и к нагорным террасам склонов, расположенным на самых различных уровнях.

Строение террас оказалось настолько стандартным, что общность причины их образования и независимость от коренных пород не может подлежать никакому сомнению. Здесь следует оговориться, что некоторые авторы, например, A .Н. Алешков [ 1935 a ], следуя морфологическим признакам, включают в понятие нагорные террасы обширные нагорные плато и нагорные долины протяжением в несколько десятков километров. Эти весьма крупные формы рельефа имеют в ряде случаев несомненно иное происхождение, чем описываемые нами нагорные террасы. Формы морозно-солифлюкционного террасирования здесь накладываются на более древние формы рельефа.

Пользуясь терминологией С.В. Обручева [ 1937 , стр. 29], мы будем различать: обрыв (или склон) террасы, бровку и поверхность террасы, разделяя ее на лобовую (прилежащую к бровке), среднюю и тыловую части.

Склон террасы имеет угол наклона от 25 до 75° (в среднем 35-45°) и, как правило, на данном участке выдержанное падение (см. рис. 4, 5). Однако при более детальном осмотре можно видеть, что нередко в нижней трети склон имеет более крутое падение (до вертикального). С другой стороны, мы можем обнаружить более положенные участки склона, особенно в области бровки. Как правило, а не как исключение, по склону, преимущественно в нижней трети его, среди крупнообломочной осыпи наблюдаются коренные выходы пород. Ни один шурф не обнаружил по склону мощного обломочного покрова, как это следовало ожидать по С.В. Обручеву [ 1937 ]. Напротив, подтвердилась правильность наблюдения А.И. Алешкова, который писал, что «уступы нагорных площадок представлены выходами коренных пород» [ 1935 a , стр. 277].

Поверхность нагорных террас оказалась покрытой плащом обломочных отложений, мощность которого в среднем составляет от 1.5 до 2.5 м. Она никогда не превосходила 3.5-4 м, но нередко коренные породы залегают на глубине всего 0.5 м. Поверхность террасы всегда обладает слабым наклоном (2-5°). Мощность покрова обычно меньше в наиболее возвышенных частях поверхности. Но приподнятая зона отнюдь не всегда приурочена к тыловой части поверхности террасы (к подножию склона вышележащей террасы). Она может находиться в области бровки, в центре и в других местах (обычно возвышенная часть с утонченным покровом располагается на том месте, где еще недавно существовали выступы - останцы). Течение грунта ориентировано в направлении этих слабых уклонов и иногда идет параллельно подножию склона, террасы или от бровки внутрь. Отсюда ясно, что ожидать зональности в строении террас в направлении от подножия уступа к бровке далеко не всегда можно.

Весьма характерно, что у подножия уступа мы не наблюдаем скопления коллювия (фиг. 2, 5), и только при сильной задернованности поверхности нижележащей террасы подножие уступа опоясывается скоплением обломочного материала, образующего подобие бордюра.

г) Как внешние признаки, так и строение обломочного плаща бесспорно говорят о солифлюкционных процессах , протекающих на поверхности террасы и ее склонах. Они выражаются, прежде всего, в ориентировке дифференцированного крупнообломочного и мелкоземистого материала в соответствии с уклоном поверхности (фиг. 4). Каменные полосы, сложенные остроугольным крупнообломочным материалом, чередуются с земляными полосами, вытянутыми в направлении слабых уклонов поверхности террасы. Впрочем, очень часто земляные полосы разбиты на отдельные ячейки структурных почв. Для сильно выровненных нагорных террас характерно более или менее равномерное распределение (фиг. 3) ячеек структурных почв по всей площадке. Тип структурных почв остается более или менее постоянным в различных частях поверхности нагорных террас. Помимо уклона, он зависит от количественного соотношения мелкоземистого и обломочного материала. Для последнего играет роль величина обломков и их форма.

Однако некоторое своеобразие в типах структурных почв зависит также от характера подстилающей коренной породы, за счет выветривания которой они возникают. Это очень хорошо заметно в тех случаях, когда поверхность террасы захватывает выходы различных пород. Тогда можно наблюдать, что и различные типы структурных ячеек маркируются линией контакта. Наши наблюдения не подтверждают присутствия упорных краевых валов в лобовой части террас (за исключением единичных случаев). Сбрасывание материала происходит в виде потоков каменного материала через сниженные участки бровки. Никакого наползания и смятия в краевой зоне, по-видимому, не происходит, так как сам процесс солифлюкции связан с плывучестью грунта и протекает только в моменты, когда эта плывучесть имеет место. Поэтому течение грунта осуществляется в направлении наименьшего сопротивления. Краевая (очень тонкая, сходящая на клин) часть снежного забоя, если последний и бывает развит, никак не может играть роль упора. Солифлюкция просто изберет другое направление (наименьшего сопротивления). Это тем более так, что большинство площадок имеет три открытых склона различной экспозиции. И если снежный забой разовьется, то только на одном из них. Кроме того, на высоких уступах забой вообще не достигает бровки или имеет здесь ничтожную мощность и стаивает очень быстро (одновременно с освобождением поверхности террасы). Отсутствие валов объясняется также тем, что сам уступ и бровка террасы неуклонно и энергично отступают на себя. Этим же обстоятельством объясняется преимущественное нахождение крупнообломочного материала по бровке и склону нагорных террас. В каменных полосах, направленных к бровке, иногда наблюдаются продольные осевые ложбины. Явление это возникает в силу двух причин, часто действующих совместно. Одна из них заключается в том, что благодаря морозному сдвигу, действующему в противоположные стороны от двух смежных земляных полос, в крупнообломочном материале возникают глубокие борозды, подобные тем, которые наблюдаются почти всюду между отдельными приподнятыми ячейками структурных почв. Другая причина лежит в том, что эти крупнообломочные полосы являются путями дренажа вод, и здесь, с одной стороны, идет вынос мелкозема, а с другой - энергичное разрушение обломков (снизу) при колебании температуры вокруг точки замерзания воды. В результате имеет место оседание россыпи по линии дренажного потока. Наконец, следует подчеркнуть и то обстоятельство, что структурные почвы суть явления вторичные и скорее маскируют направление движения грунта на данном участке. О том же, что последнее действительно имеет место в самых верхних частях покрова (в активном слое мерзлоты), свидетельствует смещение кристаллов горного хрусталя из разрушающихся коренных гнезд, расположенных на поверхности террас. Кристаллы оказываются распределенными в виде струй в направлении слабого уклона поверхности террас. Как это видно из осмотра многочисленных шурфов и канав, строение грунта в области террасовой площадки характеризуется следующими чертами. Самый нижний горизонт представляет неровную поверхность коренных пород, покрытую крупнообломочным элювием, скованным мерзлотой. Выше наблюдается скопление мелкой щебенки и иногда прослои мелкозема (желтоватого суглинка с мелкой дресвой), в котором лежат более крупные обломки. Верхний горизонт представляет скопление обломков, среди которых наблюдается морозная сортировка в виде ячеек структурных почв (глубина ее не превосходит 70 см от поверхности). Местами видно, как глинистые массы выдавливаются вверх среди более крупных обломков в результате расширения объема - влажного мелкозема при замерзании. Следы течения заметны в пределах активного слоя вечной мерзлоты на глубине до 1.5 м (но обычно не свыше 1 м) и выражаются в ориентировке мелкощебенчатого материала параллельно поверхности террасы, а также присутствием смятий на месте выходов коренных гривок [ Боч, 1938б; 1939 ]. Очевидно также, что длительная сезонная мерзлота (оттаивающая только к середине августа, всего на 1 месяц), весной и в первую половину лета играет ту же роль, что и вечная мерзлота, создавая водоупорную поверхность, необходимую для переувлажнения верхних горизонтов грунта и развития в них солифлюкции (Вишерский Урал).

На основании наложенного, нельзя не придти к выводу, что полученный фактический материал стоит в противоречии с существующими гипотезами, даже с теми из них, в которых оттенены роль морозного и снежного выветривания и солифлюкции. Это дает нам право предложить несколько иное объяснение возникновению и развитию нагорных террас, которое больше отвечает наблюденным фактам. Можно предполагать, что для зарождения террас достаточно того, чтобы на склоне имелись обнажения коренных пород. Тогда при условии энергичного морозного разрушения, в результате диференциального выветривания или особенностей тектоники, в том числе и трещин отдельностей (в однородных породах), возникает уступ - небольшая горизонтальная площадка и ограничивающий ее крутой склон.

На площадке начинает скапливаться некоторое количество обломочного материала. В условиях субарктического и арктического климата обломочный материал будет сцементирован мерзлотой. Таким образом, уже в самом начале для каждой данной площадки возникает более или менее постоянный денудационный уровень в силу консервации площадки мерзлотой. Условия выветривания для плоско-горизонтальной площадки и для склона с этого момента становятся резко различными. При этом голый склон будет энергично разрушаться и отступать, в то время как площадки лишь медленно снижаться. Для быстроты отступания бровки, помимо климатических факторов, безусловно играют роль экспозиция, сложение и свойства коренных пород. Однако эти факторы имеют второстепенное значение и никогда не решают дела. Значение более или менее постоянного уровня площадки, однако, не только в этом, а и в том, что здесь в результате резкого излома профиля всегда скапливается влага, стекающая по склону и появляющаяся в результате таяния мерзлоты. Таким образом, при колебаниях температуры вокруг точки замерзания воды здесь у подножия склона будет происходить наиболее эффективное морозное выветривание. Отсюда и излом в профиле склона, о котором упоминалось выше. Но так как сила тяжести заставляет текучий грунт активной зоны мерзлоты стремиться к горизонтальной плоскости, то и подножие уступа и площадка лежат почти строго в горизонтальной плоскости (роль этой линии подножья сравнима с той, которая приписывается бергшрунду в образовании каров). Отсюда площадка получается в результате отступления склона, а стремление переувлажненной части грунта занять возможное низшее положение приводит к солифлюкционной нивелировке возникшей поверхности. В общем, всякий выступ над поверхностью террасы будет таким же образом уничтожен (спилен) морозным выветриванием.

Роль солифлюкционной транспортировки очень велика, так как именно благодаря наличию ее мы не наблюдаем скоплений коллювия у подножия склона. Последнее обстоятельство имеет важнейшее значение в формировании террасы. Однако надо помнить, что, благодаря попятному отступанию уступа и бровки, мы всегда получаем несколько преувеличенное представление о скорости и значении солифлюкционного сбрасывания материала.

В результате постепенного измельчения обломков и выноса мелкозема, площади террас, занимающих низкое положение, относительно обогащены мелкоземом.

Впрочем, надо помнить, что отнюдь не весь кластический материал, получающийся при разрушении склона, попадает на поверхность нижележащей террасы, так как снос осуществляется не только в направлении нижней террасы. Например, на террасированных гребнях две стороны площадки обычно ограничены эрозионным склоном, в сторону которого также происходит сбрасывание делювия.

В формировании террас, по нашему мнению, играет важнейшую роль достаточное увлажнение и попеременное промерзание и оттаивание и наличие хотя бы длительной сезонной мерзлоты. В этом отношении интересно подчеркнуть, что по собранным сведениям поверхности нагорных террас зимой почти совсем оголены от снега, благодаря чему промерзание грунта осуществляется здесь особенно глубоко. В то же время склон подвергается разрушению и под снежным покровом и в обнаженных от него частях.

Переходя к обобщениям, следует указать, что, в противоположность С.В. Обручеву, мы считаем, что нижние террасы «съедают» верхние, а не наоборот (фиг. 6, 7). Большинство выровненных площадок по вершинам получилось в результате описанного выше срезания поверхностью террас уступов. Все стадии этого процесса можно наблюдать на Поясовом Камне с предельной отчетливостью. Поэтому нет никакой необходимости принимать для верхних уровней нагорных террас какие-то особые условия, как это приходится делать С.В. Обручеву.

Возникновение площадок террас путем, указанным Г.Л. Падалкой [ 1928 ], в действительности имеет место при данных особо благоприятствующих на то условиях. Однако они не имеют ничего общего с развитием морозно-солифлюкционных террас, хотя последние и могут развиться из рельефных площадок Г.Л. Падалки. Такие зачаточные уступы, частично переходящие в морозно-солифлюкционные площади, отчетливо видны на южном гребне Кент-нёра.

Развитие террас по гребням и на относительно пологих склонах (общий уклон порядка не свыше 45°) находит себе объяснение в том, что здесь образованию террас не мешают процессы эрозии, так как для формирования террас все же нужно время, а разрушающая работа эрозии и слишком быстрый снос прерывают процесс в самом его начале. На крутых склонах процессы солифлюкции протекают, между прочим, не менее интенсивно, хотя и образуют несколько другие формы (солифлюкционные наплывы, каменные реки).

Не менее существенным является вопрос о том, чем обусловлен нижний уровень развития террас. Приведенные выше соображения указывают, что предел этот в общем случае климатический и связан с границей распространения мерзлоты (вечной и длительной сезонной). Однако другим важнейшим фактором, по мнению авторов, является граница лесной растительности. Присутствие ее или наступание на сформированные террасы (на Вишерском Урале) существенным образом меняет режим солифлюкционных процессов.

В конечном итоге солифлюкционный снос замедляется и вызывает скопление коллювия у подножия склона. Благодаря этому роль линии подножия сводится на нет и обновление склона (отступание бровки) идет все менее интенсивно.

Влияние эрозии мы уже отмечали выше. Укажем только, что именно в эрозии часто надо искать причину, почему нагорные террасы слабо развиты, несмотря на подходящие климатические условия, как это следует из сравнений рельефа Денежкина Камня и Поясового Камня.

Нам остается подтвердить наши соображения о происхождении нагорных террас, проследив их распространение в пределах Урала. При движении с юга на север намечается прогрессивное убывание этих форм, но одновременно и понижение абсолютных отметок, до которых они опускаются (Иремель > 1100 м, Вишерский Урал >700 м, Приполярный Урал >500 м, Новая Земля >150 м).

Естественно, что морозно-солифлюкционное террасирование отчетливей всего развито на наиболее возвышенных и обладающих резким рельефом горных массивах и падает именно на тот период (следующий после ухода льдов), когда эрозия еще не успела расчленить рельеф и сделаться господствующим агентом денудации. Такое же влияние оказывают абразия (Новая Земля) и карообразование (Полярный и Приполярный Урал). Но и сглаженные поверхности древних пенепленов подвергались влиянию морозно-солифлюкционных процессов в своих не защищенных мощным моренным покровом частях. На Урале, от Иремеля до Пай-Хоя, формы «морозного пенеплена» накладываются на более древние формы рельефа. Ледниковые формы на наших глазах преобразуются под влиянием указанных процессов. Так, острые гребни - перемычки между свежими, но уже отмирающими карами (массивы Сальнер и Иероики) превращаются в лестницу нагорных террас.

Даже на Новой Земле только что вышедшие из под ледяного покрова поверхности гор уже захвачены морозно-солифлюкционным террасированием [ Милорадович, 1936 , стр. 55]. Возможно, такое же происхождение имеют высокие террасы Грёнли [ Gr ö nlie , 1921 ].

Отмеченные А.И. Алешковым [ 1935 a ] факты нахождения эрратических валунов на поверхности нагорных террас, как показали наши исследования, отнюдь не противоречат сделанным выводам, так как во всех случаях мы имеем здесь дело с измененными морозными к солифлюкционными явлениями ледниковым рельефом области сноса, где покров морены на вершинах и склонах гор фактически отсутствовал и не мог препятствовать разрушению коренных пород.

Вокруг горных областей, где с наибольшей силой протекали процессы субаэральной денудации, располагается периферическая зона, где преобладающим типом наноса является своеобразный покровный суглинок, в котором нельзя не видеть следствия тех же процессов [ Геренчук, 1939 ], но протекавших в несколько другой физико-географической обстановке. Этот тип выветривания характерен для перигляциальных областей и свидетельствует о том, что эти районы с давних пор не подвергались оледенению. На Камско-Печорском водоразделе и в Западно-Сибирской низменности развита только одна древняя (рисская) морена. Вторая морена (вюрмская) появляется северней 64° с.ш. Однако любопытно отметить, что на Вишерском Урале встречаются только свежие следы последней фазы последнего оледенения, сопоставляемой с моментом максимального развития современных ледничков в районе гор Сабли, Манараги, Народной и в истоках Грубе-ю. Эти формы еще недостаточно изменены субаэральной денудацией, буквально переработавшей весь остальной рельеф (см. рисунки в статье Дюпарка [ Duparc et al ., 1909 ] и рис. 4). Это явление интересно сопоставить с тектоническими движениями Северного Урала в четвертичное время. Указание Н.А. Сирина [ 1939 ] на межледниковое поднятие Урала с амплитудой 600-700 м кажется мало обоснованным, так как на межледниковое время падает бореальная трансгрессия в Большеземельской тундре и на севере Западно-Сибирской низменности. Наблюдения для Вишерского Урала показывают, что здесь поднятие порядка 100-200 м, вероятно, имело место в конце вюрмского времени (или в пост-вюрмское время). В результате мы имеем врезание современных долин в древние долины, преобразованные делювиальными процессами. Таким образом, поднятие в момент последней климатической депрессии создало благоприятные условия для развития эмбриональных ледниковых форм.

Выводы

1) Широкое развитие нагорных террас на Северном Урале заставляет обратить внимании на их происхождение и распространение в пределах всего хребта.

2) Нагорные террасы образуются в условиях вечной или длительной сезонной мерзлоты, при достаточном увлажнении, в арктическом и субарктическом климате.

3) Образование нагорных террас не зависит от состава, условий залегания и строения коронных пород, Экспозиция склона и расположение снежных забоев в образовании террас решающего значении также не имеют.

4) Формирование нагорных террас происходит в результате морозно-солифлюкционных процессов, действующих совместно. Морозное выветривание вызывает относительно быстрое понятное отступание склона, а солифлюкция обусловливает более медленное снижение поверхности террасы под воздействием планации рыхлых продуктов выветривания и сноса их от подножия террасы, где происходит наиболее интенсивное выветривание коренных пород.

5) Процессы морозно-солифлюкционного террасирования вызывают преобразование рельефа в сторону выработки ступенчатого профиля и общего снижения уровня горных массивов, лежащих выше нижней границы мерзлоты, стремясь, в конечном итоге, к выработке «морозного пенеплена».

6) Процессам террасообразования препятствуют: эрозия, абразия и карообразование. Поэтому террасы развиваются преимущественно в перигляциальных областях на тех участках, где эрозия и другие факторы денудации еще не приобрели решающего значения.

7) На Урале наблюдается прогрессивное убывание нагорных террас с юга на север, что объясняется более ранним освобождением южной части Северного Урала от ледникового покрова и большей продолжительностью действия морозно-солифлюкционных процессов в южных районах.

Формы морозно-солифлюкционного террасирования накладываются на более древние, в частности, ледниковые формы рельефа.

8) В южной части Северного Урала не сохранилось следов древнего оледенения, что объясняется развитием здесь интенсивных морозно-солифлюкционных, делювиальных и эрозионных процессов. Между тем на той же широте в прилегающих к горам предгорной увалистой зоне и в равнинах следы деятельности древнего Уральского ледника сохранились.

В предгорной зоне западных и восточных увалов изредка на водоразделах встречаются валуны из размытых древних ледниковых отложений, а в равнинах, т.е. в областях более слабого развития денудационных процессов, сохранился сплошной покров морены древнего оледенения.

9) Авторы устанавливают крайние южные пункты развития ледниковых отложений в равнинах и намечают зоны интенсивного сноса в горах. Эти горные районы, несмотря на отсутствие в настоящее время следов древнего оледенения, могли играть роль древних центров оледенения.

Учитывая орографическое значение Северного Урала как самостоятельного центра оледенения, авторы ставят вопрос об уточнении границы максимального оледенения на Урале.

10) Граница максимального оледенения на Урале проводилась разными авторами в интервале от 57 до 62° с.ш. без учета орографического значения Урала или на основании незначительных следов последней ледниковой эпохи и т.д., что свидетельствует о несогласованности в данном вопросе. Приведенные выше соображения о генезисе нагорных террас, а также установление зон различной интенсивности делювиального сноса позволяют наметить следующую границу максимального оледенения (см. прилагаемую карту фиг. 8).

S. BOČ and I. KRASNOV

ON THE BOUNDARY OF THE MAXIMUM QUATERNARY GLACIATION IN THE URALS IN THE CONNECTION WITH THE OBSERVATIONS OF MOUNTAINOUS TERRACES

Summary

1. Broad development of mountainous terraces in the North Urals attracts one"s attention to their origin and occurrence within the boundaries of the whole range.

2. The mountainous terraces are formed in the conditions of perpetually frozen grounds or continuously seasonally frozen ones in the case of sufficient moisture in Arctic or Subarctic climate.

3. The formation of the mountainous terraces does not depend on the composition, bedding and structure of the country rocks. Exposure of a slope and location of snow drifts as well do not represent the chief factors of their formation.

4. They appear due to simultaneous effect of frost and solifluction processes. Frost, weathering causes relatively quick retreat of a slope, while solifluction effects a more moderate lowering of the terrace surface due to the levelling of disintegrated products of weathering and their removal from the foot of the terrace, where the most intense weathering of the country rocks occurs.

5. The processes of the frost-solifluction terrace formation cause a change of relief towards the working out of a step profile and general lowering of the level of mountainous massifs, which lie above the lower boundary of permanently frozen grounds, a tendency existing to work out finally a «frost peneplain».

The authors suggest lo call the mountainous terraces - the frost-solifluction terraces, which put a stress on their difference from the drift solifluction terraces.

6. The processes of terrace formation are hindered by erosion, abrasion and formation of kars. Therefore, they develop chiefly in periglacial regions on the areas, where erosion and other factors of denudation have not yet become of predominant importance.

7. In the Urals the mountainous terraces diminish progressively in number and size from the south to the north, which is explained by earlier disappearance of glacial cover in the south part of the North Urals and by more continuous activity of frost-solifluction processes in southern regions.

The forms of frost-solifluction terrace formation are superposed upon the more ancient and, particularly, on the glacial forms of the relief.

8. No traces of ancient glaciation are preserved in the south, part of the North Urals, which is explained here by an intense development of the frost-solifluction, deluvial and erosion processes. Meanwhile on the same latitude the traces of activity of ancient Uralian glacier have been preserved in the foothill zone and on the plains.

Boulders from the denudated ancient glacial deposits occur sometimes in the foothill zone on the west and east slopes and continuous cover of moraine of ancient glaciation has been preserved in plains, i.p. in the regions of weaker development of denudation.

9. The authors establish the extreme southern points of occurrence of glacial deposits in the plains and indicate the zones of intense denudation in the mountains. These mountainous regions, notwithstanding they presently show no signs of ancient glaciation, could play part of ancient-centres of glaciation.

Considering the orographic importance of the North Urals as of an independent centre of glaciation, the authors put forth a question concerning a more accurate boundary of maximum glaciation in the Urals.

10. The boundary of maximum glaciation in the Urals has been drawn by different authors in the interval between 57 and 62° of the north latitude without any consideration of orographic importance of the Urals or on the basis of insignificant traces of the last glaciation which means an inconsistent treatment of the question. The mentioned above data concerning the origin of mountainous terraces, as well as the establishing of the zones of different intensity of deluvial denudation, allow to draw the following boundary of maximum glaciation shown on the map (Fig. 8).

ЛИТЕРАТУРА

1. Алешков А.Н. Дунито-перидотитовые массивы Полярного Урала. Мат. Ком. экспед. исслед. АН СССР. № 18. 1929.

2. Алешков А.Н. Пo Северному Уралу. Известия РГО. 1931, том LXIII , вып. 4, стр. 1-26.

3. Алешков А.Н. Геологический очерк р-на горы Неройки. Cб. «Приполярный Урал», изд. СОПС АН СССР. 1937, стр. 3-55.

4. Алешков А.Н. О нагорных террасах Урала. Сб. «Уральск. приполярные районы». Тр. Ледник. экспед., вып. IV. Л.: 1935, стр. 271-292.

5. Алешков А.Н. Гора Сабля и ее ледники. Сб. «Уральск. приполярные районы». Тр. Ледник. экспед., вып. IV. Л .: 1935, стр . 56-74.

6. Aleschkow A.N. Uber Hochterrassen des Ural. Zeichtrift für Geomorphologie, Bd. IX , Heft . 4. 1935.

7. Баклунд О.О. Общий обзор деятельности эспед. бр. Кузнецовых на Полярный Урал летом 1909 г. Зап. Имп. АН. серия VIII . т. XXV III . Л. 1, СПб, 1911.

8. Боч С.Г. Геоморфологический очерк р-на г. Народной. Сб. «Урльск. Приполярные районы». Тр. Ледник. экспед., вып. I V. Л.: 1935. стр. 116-149.

9. Боч С.Г. О нахождении вечной мерзлоты на Северном Урале. Природа. № 5. 1938.

10. Боч С.Г. О солифлюкционных террасах Приполярного Урала (Автореферат доклада, прочитанного на заседании Геоморфологической комиссии Гос. геогр. о-ва 19 февраля 1938 г.). Изв. Гос. геогр. о-ва № 3, 1938.

11. Боч С.Г. О некоторых типах делювиальных отложений Приполярного Урала. Бюлл. Моск. о-ва естеств., Геология, № 6, 1939.

12. Варсонофьева В.А. Геоморфологические наблюдения на Северном Урале. Изв. Гос. геогр. о-ва, вып. 2-3. т. LXI V , 1932.

13. Варсонофьева В.А. О следах оледенения на Северном Урале. Тр. Ком. по изуч. четвертичн. периода, т. III, 1933, стр. 81-105.

14. Варсонофьева В.А. Четвертичные отложения бассейна Верхней Печоры в связи с общими вопросами четвертичной геологии Печорского края. Учен. зап. Каф. геол. Моск. гос. пед. ин-та, 1939, стр. 45-115.

15. Введенский Л.В. О следах альпийского оледенения на Сев. Урале на примере ледника Гофмана. За индустр. сов. Востока, 1934.

16. Городков Б.Н. Полярный Урал в верхнем точении р. Соби. Тр. Бот. музея АН СССР, вып. XIX. 1926.

17. Городков Б.Н. Полярный Урал в верхнем течении рек Соби и Войкара. Изв. АН СССР. 1926.

18. Городков Б.Н. Полярный Урал в верховьях рек Войкара, Сыни и Ляпина. Ком. экспед. исслед. АН СССР, 1929.

19. Говорухин В.С. Введение в тундроведение. Вып. 1, М., 1934.

20. Геренчук К.И. Солифлюкция как фактор образования покровных суглинков на морене. Учен. зап. Моск. гос. ун-та. География, вып. 25, 1939.

21. Громов В.И. и Мирчинк Г.Ф. Четвертичный период и его фауна. Животный мир СССР, Зоолог. ин-т АН СССР, 1937.

22. Grönlie O.T. Contributions to the Quaternary geology of the Nowaya Zemlya. Rep . Scient . Res . Norw . N . Z . Exp . 1921, № 21. Oslo , 1921.

23. Добролюбова Т.А., Сошкина Е.Д. Общая геологическая карта Европейской части СССР (Северный Урал), лист. 123. Тр. Ленингр. геол.-гидро-геогр. треста, вып. 8, 1935.

24. Дорофеев Н.В. К вопросу генезиса нагорных террас. Проблемы Арктики, № 6, 1939, стр. 89-91.

25. Duparc L., Pearce F. Sur la presence de hautes terrasses dans l’Oural du Nord. La geographie. Bull. de la Societe de Geographie, Paris, 1905.

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

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

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

29. Завapицкий A.Н. Перидотитовый массив Рай-из в Полярном Урале. Всес. геол.-развед. объед., 1932, стр. 1-281.

30. Клер В.О. О каменных россыпях Урала. Зап. Уральск. об-ва любит. естеств. в Екатеринбурге, т. XXXI, вып. 1. 1911. стр. 9.

31. Кротов П.И. Геологические исследования на западном склоне Чердынского Урала, произведенные по поручению Геологического комитета летом 1883 г. Изд. Геол. ком., отд. оттиск, 1883.

32. Кротов П.И. Следы ледникового периода в северо-восточной части Европейской России и на Урале. Тр. о-ва естеств. при Казанск. ун-те, т. XIV, вып. 4, Казань, 1885.

33. Ламакины В.В. и Н.В. Саяно-Джидинское нагорье (по исслед. 1928 г.). Землеведение, т. 32, вып. 1-2, М., 1930, стр. 21-54.

34. Милорадович Б.В. Геологический очерк северо-восточного побережья Северного острова Новой Земли. Тр. Арктич. ин-та, т. XXXVIII. Л., 1936.

35. Молдаванцев Е.П. Месторождения платины в районе Бурмантово в Северном Урале. Изв. Геол. ком., 1927, т. 46, № 2.

36. Молдаванцев Е.П., Демчук A.И. Геологический очерк района дер. Еловки и его месторождения самородной меди близ Надеждинского завода на Северном Урале. Изв. Всес. геол.-развед. объед., т. 50, вып. 90, 1931.

37. Молдаванцев Е.П . Геологический очерк района Чистоп и Хой-Эква в Северном Урале. Изв. Геол. ком., 1927, т. 46, № 7.

38. Никитин С.Н. Пределы распространения ледниковых следов в Центральной России и на Урале. Изв. Геол. ком., т. IV, 1885, стр. 185-222.

39. Обручев С.В. Солифлюкционные (нагорные) террасы и их генезис на основании работ в Чукотском крае. Проблемы Арктики, № 3-4. Л.: 1937.

40. Падалка Г.Л. О высоких террасах на Северном Урале. Вести. Геол. ком., т. III, № 4, 1928.

41. Падалка Г.Л. Перидотитовый массив Пай-ер на Полярном Урале. Тр. Арктического института. Т. 47. Л.: 1936.

42. Сирин Н.А. Некоторые данные о геологическом строении Ляпинского края на Приполярном Урале. Проблемы Арктики, № 3, 1939, стр. 70-75.

43. Толстихина М.М. Материалы к геоморфологии Кизеловского района на Западном склоне Урала. Изв. Гос. геогр. об-ва, т. 68, вып. 3, 1936, стр. 279-313.

44. Тюлинa Л.Н. О явлениях, связанных с почвенной мерзлотой и морозным выветриванием на горе Иремель (Южный Урал). Изв. Геогр. о-ва, т. 63, вып. 2-3, Л., 1931, стр. 124-144.

45. Федоров Е.С. Геологические исследования в Северном Урале в 1884-1886 гг., СПб., 1890, Горн, журн., т. I и II.

46. Федоров Е.С. Геологические исследования в Северном Урале в 1887-1889 гг. (Отчет о деятельности геологической партии Северной экспедиции). СПб., 1889, Горн. журн., т. II.

47. Федоров Е.С. Заметка о нахождении меловых и валунных отложений в Приуральской части Северной Сибири. Изв. Геол. ком., т. 7, .1887, стр. 239-250.

48. Федоров Е.С., Никитин В.В . Богословский Горный округ. Монография. изд. Стасюлевича, 1901.

49. Эпштейн С.В. Маршрутные геолого-геоморфологические наблюдения на восточном склоне Северного Урала. Изв. Гос. геогр. о-ва, вып. 2, т. 46, 1934.

50. Эдельштейн Я.С. Инструкция для геоморфологического изучения и картирования Урала. Изд. Главсевморпути, Л., 1936.

1,8 миллионов лет назад начался четвертичный (антропогенный) период геологической истории земли продолжающийся и поныне. Расширялись бассейны рек. Шло быстрое развитие фауны млекопитающихся, особенно мастодонтов (которые позднее вымрут, как и многие другие древние виды животных), копытных и высших обезьян. В этот геологический период истории земли появляется человек (отсюда и слово антропогенный в названии этого геологического периода).

На четвертичный период приходится резкое изменение климата на всей Европейской части России. Из теплого и влажного средиземноморского, он превратился в умеренно-холодный, а затем и в холодно-арктический. Это привело к оледенению. Льды накапливались на Скандинавском полуострове, в Финляндии, на Кольском полуострове и растекались к югу.

Окский ледник своим южным краем покрыл и территорию современного Каширского района, в том числе и наш край. Первое оледенение было самым холодным, древесная растительность в районе Оки исчезла почти полностью. Продержался ледник недолго. Первое четвертичное оледенение достигло долины Оки, отчего и получило наименование «Окского оледенения». Ледник оставил моренные отложения, в которых преобладают валуны местных осадочных пород.

Но такие благоприятные условия снова сменил ледник. Оледенение было планетарного масштаба. Началось грандиозное днепровское оледенение. Толщина Скандинавского ледникового щита достигала 4-х километров. Ледник двинулся через Балтику в Западную Европу и Европейскую часть России. Границы языков днепровского оледенения проходили в районе современного Днепропетровска и почти достигли Волгограда.

Мамонтовая фауна

Климат снова потеплел и стал средиземноморским. На месте ледников распространилась теплолюбивая и влаголюбивая растительность: дуб, бук, граб и тис, а также липа, ольха, береза, ель и сосна, орешник. В болотах росли папоротниковые, характерные для современной Южной Америки. Началась перестройка речной системы и формирование четвертичных террас в долинах рек. Этот период получил название межледниковый окско-днепровский век.

Ока послужила своеобразным барьером для продвижения ледяных полей. По мнению ученых, правобережье Оки, т.е. наш край, не превратился в сплошную ледяную пустыню. Здесь были поля льдов, чередуемые с промежутками протаявших возвышенностей, между которыми текли реки из талых вод и скапливались озера.

Потоки льда днепровского оледенения принесли в наш край ледниковые валуны из Финляндии и Карелии. Долины старых рек заполнились среднеморенными и флювиогляциальными отложениями. Вновь потеплело, и ледник стал таять. Потоки талых вод устремились на юг по руслам новых рек. В этот период формируются третьи террасы в речных долинах. Во впадинах образовывались большие озера. Климат был умеренно холодным.

В нашем крае господствовали лесостепная растительность с преобладанием хвойных и березовых лесов и больших участков степей, покрытых полынью, лебедой, злаками и разнотравьем.

Межстадиальная эпоха была короткой. Ледник вновь вернулся в Подмосковье, но не достиг Оки, остановившись недалеко от южной окраины современной Москвы. Поэтому это третье оледенение получило название Московского. Некоторые языки ледника достигали долины Оки, но до территории современного Каширского района они не дошли. Климат был суровым, и ландшафт нашего края становится близким к степной тундре. Леса почти исчезают и их места занимают степи.

Наступило новое потепление. Реки снова углубляли свои долины. Сформировались вторые террасы рек, изменилась гидрография Подмосковья. Именно в тот период образовалась современная долина и бассейн Волги, впадающей в Каспийское море. Ока, а с ней и наша речка Б. Смедва и ее притоки, вошли в Волжский речной бассейн.

Данный межледниковый период по климату прошел этапы от континентально умеренного (близкого к современному) до теплого, с средиземноморским климатом. В нашем крае вначале доминировали березы, сосна и ель, а потом снова зазеленели теплолюбивые дубы, буки и грабы. В болотах росла кувшинка бразения, которую сегодня встретишь лишь в Лаосе, Камбодже или Вьетнаме. В конце межледникового периода снова доминировали березово-хвойные леса.

Эту идиллию испортило Валдайское оледенение. Лед со Скандинавского полуострова вновь устремился на юг. В этот раз ледник не дошел до Подмосковья, но изменил наш климат на субарктический. На многие сотни километров, в том числе и по территории нынешнего Каширского района и сельского поселения Знаменское, протянулась степь-тундра, с высохшей травой и редким кустарником, карликовыми березами и полярными ивами. Эти условия были идеальны для мамонтовой фауны и для первобытного человека, который тогда уже обитал на границах ледника.

В период последнего Валдайского оледенения сформировались первые террасы рек. Окончательно оформилась гидрография нашего края.

Следы ледниковых эпох встречаются в Каширском районе часто, но их трудно выделить. Разумеется, большие каменные валуны - это следы ледниковой деятельности днепровского оледенения. Их притащил лед из Скандинавии, Финляндии и с Кольского полуострова. Самые древние следы ледника - это моренный или валунный суглинок, представляющий из себя беспорядочную смесь глины, песка, камней бурого цвета.

Третья группа ледниковых пород - пески, получившиеся в результате разрушения моренных слоев водой. Это пески с крупной галькой и камнями и пески однородные. Их можно наблюдать на Оке. К ним относятся и Белопесоцкие пески. Часто встречающиеся в долинах рек, ручьев, в оврагах слои кремневой и известковой щебенки являются следами русла древних рек и ручьев.

С новым потеплением наступила геологическая эпоха голоцена (он начался 11 тысяч 400 лет назад), продолжающегося и в наши дни. Окончательно сформировались современные речные поймы. Мамонтовая фауна вымерла, а на месте тундры появились леса (вначале еловые, затем березовые, а позднее смешанные). Флора и фауна нашего края приобрела черты современной - той, что мы видим сегодня. При этом левый и правый берега Оки до сих пор сильно отличаются своим лесным покровом. Если на правом берегу преобладают смешанные леса и много открытых участков, то на левом берегу доминируют сплошные хвойные леса - это следы ледниковых и межледниковых изменений климата. На нашем берегу Оки ледник оставил меньше следов и климат у нас был несколько мягче, чем на левом берегу Оки.

Геологические процессы продолжаются и сегодня. Земная кора в Подмосковье за последние 5 тысяч лет поднимается лишь слегка, со скоростью 10 см в столетие. Формируется современный аллювий Оки и других рек нашего края. К чему это приведет спустя миллионы лет, мы можем только догадываться, ибо, кратко познакомившись с геологической историей нашего края, мы смело можем повторить русскую поговорку: «Человек предполагает, а Бог располагает». Поговорка эта особенно актуальна, после того как мы в этой главе убедились, что человеческая история - это песчинка в истории нашей планеты.

Следуя работам К. К. Маркова, -на Русской равнине можно считать доказанным наличие следов трех древних оледенений - лихвинского, днепровского с московской стадией и валдайского. № качестве ландшафтных рубежей имеют значение границы двух последних оледенений. Что касается самого древнего - лихвинского - оледенения, то следы его сохранились настолько слабо, что даже трудно в точности указать его южную границу, расположенную значительно южнее границы валдайского оледенения.

Значительно лучше прослеживается южная граница днепровского - максимального на Русской раввине - оледенения. Пересекая Русскую равнину с юго-запада на северо-восток, от северной окраины Болыно-Подольской возвышенности к верховьям Камы, южная граница днепровского оледенения образует на Днепровской и Окско-Донской низменностях два языка, проникающие на юг до 48° с. ш. Но и эта граница в основном остается только геологической границей (исчезновение из разрезов тонкого слоя морены), почти не находящей отражения в рельефе и других элементах ландшафта. Вот почему южная граница днепровского оледенения не рассматривается в качестве геоморфологического рубежа не только в таких общих сводках, как «Геоморфологическое районирование СССР» (1947), но и в более узких, региональных работах. Еще меньше оснований видеть в границе днепровского оледенения важный ландшафтный рубеж. Опираясь на отсутствие заметных ландшафтных различий у южной границы днепровского ледника, мы, например, при ландшафтном районировании Черноземного центра не считали ее за рубеж, достаточный для выделения ландшафтных районов и, тем более, провинций. Выделенный же район ледникового правобережья Дона обособляется не в связи с границей оледенения, а главным образом на основании более сильного эрозионного расчленения, вызванного близостью района к низкому базису эрозии - реке Дону.

Резче выглядит на местности южная граница московской стадии днепровского оледенения. В центре Русской равнины она проходит через Рославль, Малоярославец, северо-западную окраину Москвы, "Плес на Волге, Галич на водоразделе рек Костромы и Унжи. К северу и к югу от нее заметно изменяются формы рельефа: пропадают последние следы всхолмленности водоразделов, свойственной ледниковому Северу, исчезают озера, возрастает эрозионная освоенность водоразделов.

Указанные геоморфологические различия у границы московской стадии днепровского оледенения нашли отражение, в частности, в границах геоморфологических районов Подмосковья, выделенных коллективом авторов МГУ [Дик Н. Е., Лебедев В. Г., Соловьев А. И., Спиридонов А. И., 1949, с. 24, 27]. Вместе с этим граница московской стадии днепровского оледенения в центре Русской равнины служит известным рубежом и в отношении других элементов ландшафта: к югу от нее в подпочвах начинают преобладать покровные и лёссовидные суглинки, наряду с песчаными полесьями появляются «ополья» с темноцветными лесостепными почвами, уменьшается степень заболоченности водоразделов, усиливается роль дуба в составе лесов и т. д. [Васильева И. В., 1949, с. 134-137].

Однако признанию границы московской стадии днепровского оледенения за важный ландшафтный рубеж мешают два обстоятельства. Во-первых, граница эта не настолько резкая, чтобы ее можно было сравнивать с орографическими рубежами; во всяком случае, даже в центре Русской равнины контрасты в ландшафте между Мещерой и Среднерусской возвышенностью несравненно резче и больше, чем контрасты в ландшафте Среднерусской возвышенности к северу и к югу от границы московской стадии днепровского оледенения. Во-вторых, ландшафтные различия, наблюдающиеся вблизи южной границы московской стадии днепровского оледенения в районе Москвы и к юго-западу от нее, в значительной мере связаны с тем, что данная территория, располагается на небольшом расстоянии от северной границы лесостепной зоны - главного ландшафтного рубежа Русской равнины, характеризующегося глубоким изменением всех элементов ландшафта и,

понятно, >не связанного с границей московской стадии днепровского оледенения. Севернее Волги, вдали от главного ландшафтного рубежа, значение границы московской стадии днепровского оледенения как ландшафтного рубежа еще более снижается.

Не отрицая значения границы московской стадии днепровского оледенения как ландшафтного рубежа, мы далеки и от переоценки ее. Данная граница представляет ландшафтный рубеж, но ландшафтный рубеж внут-рипровинциального значения, разграничивающий не ландшафтные провинции, а ландшафтные районы (быть может, группы районов); в последнем случае она приобретает значение рубежа, разграничивающего субпро-вшщии (полосы).

Самой свежей, наиболее отчетливо выраженной в рельефе является граница последнего, валдайского, оледенения, проходящая южнее Минска, далее по Валдайской возвышенности на северо-восток к среднему течению рек Северной Двины и Мезени. Граница эта отделяет озерно-моренные ландшафты чрезвычайно свежей сохранности от моренных ландшафтов, подвергшихся значительной переработке. К югу от границы валдайского ледника резко сокращается количество водораздельных моренных озер, "более развитой и зрелой становится речная сеть. Значение границы последнего оледенения как важного геоморфологического рубежа признается положительно всеми исследователями и находит законное объяснение в различном возрасте геоморфологических ландшафтов к северу и к югу от границы валдайского ледника. Можно ли, однако, видеть ib этой границе одновременно и важный ландшафтный рубеж? Геологическое строение (состав коренных пород, а отчасти и четвертичные наносы) при переходе через данный рубеж не испытывает заметных изменений. Остаются без существенных изменений климатические условия я макроформы рельефа. Нет резких перемен также и в почвах с растительностью: как правило, изменяются не типы и разновидности почв и не растительные ассоциации, а их пространственные сочетания, группировки. В области свежего моренного рельефа растительный покров и почвы оказываются, в соответствии с рельефом, менее однородными, более пестрыми, чем к югу от рубежа. Словом, южная граница валдай-

ского оледенения, хотя и более резко;выраженная на местности, чем граница московской стадии днепровского оледенения, имеет значение для целей ландшафтного районирования только как внутрипровинциальный - субпровинциальный я районный - рубеж.

Геоморфологические рубежи

Границы четвертичных оледенений составляют лишь одну группу широко распространенных геоморфологических ландшафтных рубежей. Границы геоморфологических районов одновременно служат и ландшафтными рубежами, так как даже небольшие изменения в рельефе влекут за собой соответствующие изменения в растительности, в почвах, микроклимате. Часто при этом ландшафтные различия выражаются не в появлении за рубежом новых почвенных разностей и растительных группировок, а в вознйкно-вении других сочетаний тех-же самых почвенных разностей и растительных группировок.

На крупных реках переход широкой полосы террасовых ра-внин в коренной склон представляет важный геоморфологический ландшафтный рубеж. При исключительной ширине террас, как, например, по лесостепному левобережью Днепра, переход каждой надпойменной террасы в другую есть ландшафтный рубеж.

В равнинных условиях ландшафтные различия нередко обусловлены степенью эрозионного расчленения, связанной или с принадлежностью территории к разным бассейнам рек, или с различной удаленностью от одного и того же базиса эрозии. Например, на севере Окско-Донской низменности несомненно различные ландшафтные районы составляют, с одной стороны, приближенная к Оке (а потому и более расчлененная) Сапож-ковская мягковолнистая моренная равнина с островами дубрав на оподзоленном черноземе -и серых лесостепных почвах и расположенная на водоразделе рек Пары, Мостьи и Воронежа Окско-Донская |водораздельная равнина с пятнами западинных лесов на черноземе, - с другой.

Отчетливо выраженные геоморфологические (точнее, геолого-геоморфологические) рубежи образуют границы молодых - четвертичных - трансгрессий. Они про-

ходят на севере, по берегам Белого, Баренцева и Балтийского морей, где плоские приморские равнины, недавно освобожденные от моря, граничат с холмистыми ледниковыми ландшафтами. На юго-востоке для целей районирования необходимо иметь в виду северную и северо-западную границы трансгрессий Каспия, в частности Х"Валынокую, идущую на север до степной зоны включительно.

Геоморфологические и геологические рубежи чаще всего определяют границы ландшафтных районов. Это и понятно, так как сам ландшафтный район есть не что другое, как «геоморфологически обособленная часть ландшафтной провинции, обладающая характерными для нее сочетаниями почвенных разностей и растительных группировок» [Мильков Ф. Н., ШбО, с. 17]. Но было бы заблуждением считать, что геоморфологические районы должны совпадать с ландшафтными районами и что достаточно произвести геоморфологическое районирование территории, чтобы этим самым уже предопределить ландшафтное районирование. Точное совпадение у некоторых авторов, например у А. Р. Мешкова (1948), геоморфологических районов с физико-географическими мы объясняем недостаточным анализом ландшафтных рубежей. Дело >в том, что в определении границ ландшафтных районов принимают участие не -одни геоморфологические рубежи. Помимо геологических и геоморфологических рубежей, уже рассмотренными нами, имеют значение и другие, которых мы здесь не имеем возможности касаться. Кроме того, в природе количество геоморфологических рубежей не исчерпывается теми рубежами, которые ограничивают геоморфологические районы. Поэтому нередко бывает так, что рубеж, важный для целей геоморфологического районирования, теряет свое значение при ландшафтном районировании, я, лао-борот, рубеж, оказывающий большое воздействие на почвы, растительность и даже климат, имеет второстепенное значение"при выделении геоморфологических районов.

В качестве примера расхождения ландшафтного (физико-географического) районирования с геоморфологическим сошлюсь на собственный опыт подразделения двух разнородных территорий Русской равнины - Чкаловекой области и Черноземного центра: на

территории Чкаловской области вместо 13 геоморфологических районов, объединенных в 3 геоморфологические провинции [Хоментовский А. С., 1951], выделено 19 ландшафтных районов, сведенных -в 4 ландшафтные провинции [Мильков Ф. Н., 1951]. При районировании Черноземного центра его территория подразделена наЗ ландшафтные провинции, состоящие из 13 районов, в то время как в геоморфологическом отношении на той же самой территории выделено всего 6 районов.

Автор : М. Гросвальд
Источник : альманах «Науки о Земле», 10/1989.
Публикуется в незначительном сокращении.
Полный вариант в формате PDF (5Mb)

Границы Евразийского ледникового покрова

Ледниковой теории 150 лет. За полтора века, прошедшие с первых трактатов ученых-гляциалистов, эта теория далеко ушла от представлений своих основателей, она бесконечно расширила свою фактическую базу, приобрела арсенал собственных методов, обогатилась новыми обобщениями, освободилась от заблуждений. Ее прогрессу способствовал труд десятков выдающихся исследователей из многих стран, среди которых почетное место принадлежит нашим соотечественникам Г. Е. Щуровскому, Ф. Б. Шмидту, П. А. Кропоткину, А. П. Павлову, большому отряду более молодых геоморфологов и геологов.

Освещение истории ледниковой теории в нашу задачу не входит, а тем, кто ею интересуется, могу рекомендовать книгу Дж. Имбри и К. П. Имбри «Тайны ледниковых эпох». Для наших же целей важно подчеркнуть главное: заметные успехи русской науки в познании оледенений территории страны ясно обозначились уже в 50- 70-е годы XIX века, т. е. одновременно со становлением ледниковой теории на Западе.

Последующие десятилетия были отмечены развертыванием картирования следов оледенения на северных равнинах России и в ее горном обрамлении. А в 30-х годах появились первые крупные сводные работы и среди них - «Геология Сибири» В. А. Обручева и «Ледниковый период на территории СССР» И. П. Герасимова и К. К. Маркова. На основе последней был создан учебник для университетов и пединститутов «Четвертичная геология» (1939). Идеи книг Герасимова и Маркова оказали влияние на несколько поколений советских палеогеографов, не утратили они своей роли и сегодня.

Суть этих идей можно свести к следующим положениям. Последнее оледенение Европы, да и всей Евразии было представлено одним большим ледниковым щитом - Скандинавским. Его юго-восточная окраина покрывала Прибалтику, Карелию и Кольский полуостров, так что интенсивное покровное оледенение испытал только северо-запад европейской части СССР. Следы этого оледенения - системы параллельных конечно-моренных поясов, маркирующих его максимальную стадию и несколько стадий убывания, - имеют ясно выраженное северо-восточное простирание и оканчиваются на берегу моря у устья Мезени и полуострова Канин.

Существование небольших ледниковых покровов допускалось также на Северном и Полярном Урале, на плато Путорана и в горах Бырранга на Таймыре. Признавалось и оледенение горных областей - Кавказа, Памира, Тянь-Шаня, Алтая, Саян, гор Забайкалья и Северо-Востока СССР, но оно считалось горнодолинным, т. е. частичным, а не сплошным. Развивая идеи некоторых предшественников, К. К. Марков выдвинул гипотезу метахронности оледенений Европы и Сибири, предполагавшую их неодновременность, даже контрафазность.

И. П. Герасимов и К. К. Марков, считали, что ни северо-восток Русской равнины, ни север Западной Сибири и Якутии в позднем плейстоцене оледенению не подвергались. А раз так-все крупные северные реки могли свободно стекать в Северный Ледовитый океан, льды их не подпруживали, приледниковых озер не создавали. О них и писать-то было нечего: в трех томах «Четвертичного периода» у Маркова с соавторами проблеме этих озер уделена лишь одна страница. Да и там речь идет о Балтийском ледниковом озере, детище Скандинавского щита.

И 50 лет назад и значительно позже почти никто из специалистов не сомневался, что древние ледниковые покровы тяготели только к суше. Судя по палеогеографическим картам того времени, они неизменно оканчивались на границе с океанами, а на полярных архипелагах - Земле Франца-Иосифа, Новой Земле, Северной Земле - были изолированные ледниковые шапки. Их ледоразделы приходились на центры островов, а края лишь незначительно выдвигались на окружающий шельф. Основные же пространства и этого шельфа, и глубоководного Арктического бассейна несли только пленку дрейфующих паковых льдов.

Именно так думали Герасимов и Марков, и в этом нет ничего удивительного: их взгляды наилучшим образом объясняли известные в то время факты, наиболее полно соответствовали тогдашнему уровню ледниковой теории. Удивительно другое - что и сейчас, 50 лет спустя, их концепция безраздельно поддерживается очень многими. Хотя проведенные с тех пор исследования - геологические съемки, экспедиции Академии наук и университетов - доставили огромный объем совершенно новых знаний.

Так, изучение Антарктиды показало, что ее ледниковый покров налегает не только на поднятую выше уровня моря сушу, но и на обширные площади шельфов, погруженные много ниже этого уровня, и что большие участки периферии покрова, имеющие толщины в сотни метров, сейчас находятся на плаву. А исследование шельфов Арктики позволило доказать, что краевые мелководные моря Северной Евразии в прошлом подвергались оледенениям антарктического типа, из которых последнее имело место в позднем плейстоцене, в валдайскую эпоху похолодания.

Кроме того, теперь стало ясно, что и древнейшие оледенения Земли, пермо-карбоновое и докембрийские, охватывали не только сушу древних материков, но и сопредельные шельфы и глубокие моря. Так, что сложные ледниковые покровы, подобные Антарктическому, были не исключением из правила, а типичным феноменом всех холодных эпох последних полутора-двух миллиардов лет истории Земли.

Эти положения - фундаментальный вклад в ледниковую теорию, их принципиальное значение трудно переоценить. Однако чтобы составить представление о масштабах оледенения некоторой конкретной территории, необходимо и другое - совершенно конкретные данные о распространении ледниковых отложений и форм рельефа на равнинах и в горах, об их возрасте, следах ледниково-подпрудных озер и перестроек речной сети, индикаторах движения древнего льда, размахе снижения древней снеговой границы и многое другое.

В нашем случае, для Северной Евразии, надо было прежде всего знать географию границ последнего оледенения. Материалов на сей счет накоплено очень много, их собирали сотни исследователей. Однако они в основной своей массе остаются рассеяны по бесчисленным статьям, картам, объяснительным запискам, рукописным отчетам, многие из которых до недавнего времени носили гриф секретности. Все это надо было собрать, сопоставить, обсудить с авторами, очистить от домыслов, синтезировать в единую картину, лишенную внутренних противоречий. Надо ли говорить, что на это ушел не один десяток лет...