Новейшая палеогеография Северного, Приполярного и Полярного Урала разными исследователями объясняется по-разному в зависимости от их отношения к проблеме материковых оледенений. Господствующей в науке является ледниковая теория, поэтому Урал считается центром оледенений Русской и Западно-Сибирской равнин ([Панов, 1937; Сафронов, 1945]; С.Г. Боч и др., 1951; и др.). Ю.А. Мещеряков называет его «зоной ледниковой (экзарационной и аккумулятивной) морфоструктуры и современных нивально-мерзлотных процессов» ([Мещеряков, 1972], с. 221). Выделяются три ледниковые эпохи - раннечетвертичная (окская, шайтанская), среднечетвертичная (днепровская, самаровская) и позднечетвертичная (калининская, зырянская) (Н.П. Вербицкая и др., 1965).

Наряду с оледенениями важную роль в формировании горного рельефа отводят и новейшим тектоническим поднятиям. По мнению М.М. Фрадкина [1940], С.Г. Боча и И.И. Краснова [1943], Ю.Ф. Захарова [1966] и других авторов, в конце неогена Уральские горы были гораздо выше современных. В ледниковые эпохи квартера они были сильно разрушены и снижены процессами экзарации. Ю.Ф. Захаров подсчитал, что общий объем минеральных веществ, вынесенных в четвертичное время ледниками на Западно-Сибирскую равнину, соизмерим с объемом современного Урала. Только объем валунов и галек уральских пород, содержащихся в четвертичных отложениях низменности, превышает третью часть объема современного восточного склона гор [Захаров, 1966].

Результатом таких палеогеографических построений явился вывод о молодом (поздний неоплейстоцен - голоцен) возрасте рельефа Урала. Часто встречающиеся здесь плоские вершины считаются не поверхностями выравнивания с развитыми на них древними корами выветривания, о чем пишут В.А. Варсанофьева (1932), А.Г. Бер (1948), М.С. Калецкая, А.Д. Миклухо-Маклай (1961) и др., а послеледниковыми образованиями, связанными с экзарацией, морозным выветриванием и солифлюкцией. Эти представления не соответствуют действительной истории развития региона, на что указывают широко распространенные разновозрастные, в том числе древние, геоморфологические уровни в горах и коррелятные им отложения на прилегающих равнинах. Наш вывод о длительной истории развития рельефа северной части Уральских гор основан на материалах многолетних полевых работ в разных частях региона. Маршрутные и площадные исследования проводились в следующих районах: горы Константинов Камень, Минисей, Рай-Из, Пай-Ер, Ярота; верховья рек Щучья (включая оз. Бол. Щучье), Мал. Уса, Елец, Собь, Лагорта, Сыня, Хулга, Манья, Йоутынья, Лозьва, Сосьва.

Вслед за Ю.Ф. Захаровым [1966] автор вместе с В.Б. Арчеговым, Н.Ф. Астафьевым и Е.В. Германом определил объем крупнообломочного материала, вынесенного с восточного склона Приполярного Урала в Западную Сибирь (севернее 64° с.ш.) [Генералов и Кузин, 1968]. Расчеты показали, что в северо-западной части низменности находится около 600 км³ гравия, галек и валунов уральских пород. Их объем равен примерно 16% объема долин восточного склона Урала. Он составляет только 2% объема восточного склона Урала, а не «более 33 %», как пишет Ю.Ф. Захаров. Приведенные данные, показывают, что объем крупнообломочного материала, вынесенного из гор на низменность, завышен Ю.Ф. Захаровым более чем в 15 раз. Этот наш вывод в дальнейшем был подтвержден расчетами А.С. Воронина и Е.В. Германа [1979], сделанными для всей «ледниковой зоны» Урала и Западной Сибири (к северу от 60° с.ш.). Как будет показано далее, вынос обломочного материала из гор на равнину происходил в олигоцене и неогене, а не только в квартере, как считают сторонники ледниковой теории.

Нами выделяются следующие главные этапы развития рельефа Урала:

1) образование пенеплена (юра-палеоген);

2) поднятие и расчленение пенеплена, выработка горного рельефа (палеоген - квартер). Этот этап включает три крупных эрозионно-аккумулятивных цикла, с которыми связано формирование трех генераций речных долин - олигоценовой, неогеновой и четвертичной.

Образование Уральских гор вызвано молодыми поднятиями земной коры вдоль системы глубинных разломов, протянувшихся с севера на юг почти на 2.5 тыс. км. На глубинную природу разломов наряду с геологическими данными указывают и выходы мантийного газа, установленные нами в русле р. Сосьва у подножия восточного склона Северного Урала (И.Л. Кузин, 1999). На большом протяжении ширина северной части хребта не превышает 50-70 км. Только на участках пересечения субмеридиональных (герцинских) разломов догерцинскими разломами субширотного направления она увеличивается до 150-200 км. В пределах таких горных узлов находятся самые высокие вершины Урала - горы Падага-Саурей, Ханмей, Пай-Ер, Народная, Денежкин Камень и др. На их формирование наряду с интенсивными тектоническими поднятиями большое влияние оказал и литологический состав пород. Здесь широко распространены интрузии кислых, основных и ультраосновных пород, прокварцованные гнейсы, кварциты и другие устойчивые к выветриванию породы.

Как уже отмечалось, в рассматриваемом регионе распространены поверхности выравнивания; по разным данным их от одной до трех. По нашему мнению, здесь развита одна поверхность выравнивания (пенеплен) длительного (поздняя юра - эоцен) формирования, испытавшая в послеэоценовое время прерывистые глыбово-сводовые поднятия и эрозионное расчленение. Если из современного рельефа Урала убрать эрозионные формы рельефа (речные долины), то за редким исключением окажется, что горы представляют собой длинную узкую складку - сводообразно изогнутую поверхность выравнивания, осложненную рядом небольших перегибов, связанных с литологическими особенностями пород и дизъюнктивными нарушениями. Высота складки изменяется от нескольких сотен метров на крайнем севере и юге горного хребта до 1000-1500 м - в его срединной части. Поперечный профиль складки асимметричен - ее восточное крыло (склон хребта) в 2-3 раза шире западного (рис. 1). О времени образования поверхности выравнивания, характере ее деформаций и расчленения можно судить по коррелятным отложениям, развитым на прилегающих равнинах.

В Западной Сибири коррелятными развитой на Урале поверхности выравнивания являются отложения верхнеюрско-эоценового возраста, представленные монотонной толщей переслаивающихся песков, алевритов и глин. Характер осадконакопления указывает на то, что на месте Уральских гор в условиях тектонического покоя или медленных поднятий длительное время существовала низкая денудационная равнина (пенеплен), окраинные части которой временами заливались морем. Верхний возрастной предел ее формирования - поздний эоцен, время накопления морских глин тавдинской свиты. Большая часть разреза верхнего мела и палеогена приуральской части плиты представлена кремнистыми породами - опоками, диатомитами, опоковидными и диатомовыми глинами, алевритами и песками. Они образовались в результате накопления и преобразования планктонных микроорганизмов, главным образом диатомовых водорослей. Только небольшая их часть (около 10%) имеет минеральную природу (пески, алевриты и глины), что указывает на тектоническое спокойствие области сноса. В это время на Урале происходило образование коры выветривания.

В олигоцене произошло поднятие Урала, сменившееся к началу неогена тектоническим покоем. Была выработана система речных долин преимущественно субмеридионального направления, согласных с простиранием тектонических структур. Эти долины развиты как в привершинной, так и в окраинных частях хребта. На широком восточном склоне их обычно больше, чем на коротком западном склоне. В привершинной части гор, где тектонические поднятия более интенсивны, днища долин находятся на несколько сотен метров выше, чем на склонах. Ширина долин достигала 2-3 км, глубина - 300-500 м. Большая часть долин этого цикла рельефообразования была уничтожена эрозией неогеновых рек, широкие (до 1.5-2.5 км) долины которых вложены в олигоценовые долины. К настоящему времени сохранились лишь небольшие фрагменты олигоценовых долин (рис. 1). Как и в современных речных долинах, в них наблюдается несколько эрозионно-аккумулятивных террас шириной до 0.3-0.5 км, длиной до 2-5 км.

Крупнообломочный материал олигоценового аллювия представлен только устойчивыми к выветриванию породами - кварцем, кварцитами, кремнем. Основная его масса к настоящему времени размыта и снесена с террас, на поверхностях которых обычно встречаются лишь разрозненные эрратические гальки и валуны разной степени окатанности. Очень редко они залегают в маломощных (0.1-0.2, редко - до 2-3 м) слоях разнозернистого песка или супесей. Аллювий обычно перекрыт разной величины глыбами местных пород, вывороченными мерзлотными процессами.

Появление валунов и галек кварца и кварцитов в привершинных частях хребта сторонники ледниковой теории объясняют не транспортировкой реками в ранний этап образования гор, а воздействием покровных ледников в неоплейстоцене.

Во время формирования олигоценовых долин на прилегающие равнины был вынесен громадный объем продуктов разрушения гор. В Западной Сибири из них отложились озерные (озеро-море) и озерно-речные осадки атлымской, новомихайловской и туртасской свит общей мощностью более 100 м. Вверх по разрезу состав отложений изменяется от разнозернистых песков с гравием и галькой через мелкозернистые и тонкозернистые глинистые пески до алевритов и глин, обогащенных растительными остатками. Их образование связано с крупными озерными системами, длительное время существовавшими после регрессии эоценового моря (С.А. Архипов и др., 1970).

Нижняя часть разреза, представленная белыми и светло-серыми кварцевыми и полевошпатово-кварцевыми песками нижнеолигоценовой атлымской свиты, образовалась из обогащенных кварцем продуктов размыва коры выветривания Урала. По нашим наблюдениям, в верховьях Маньи, Хулги и некоторых других рек, разной величины жилы кварца составляют до 25-30% объема пород, слагающих пенеплен. Вместе с кварцевым песком на низменность выносился и крупнообломочный материал преимущественно устойчивых к выветриванию пород (кварц, реже кварциты и кремень). С удалением от гор его размеры и общее содержание в песках атлымской свиты постепенно уменьшаются. В бассейнах рек Бол. и Мал. Атлым, на расстоянии 350-400 км от гор, его содержание составляет десятые доли процента. В разнозернистых песках здесь наблюдаются отдельные включения и редкие прослои кварцевого гравия и мелких галек; крупные гальки и валуны размером до 10-15 см встречаются крайне редко.

По мере приближения к Уралу объем крупнообломочного материала в отложениях атлымской свиты заметно увеличивается. По нашим определениям, в долине среднего течения р. Соликол-Я (возвышенность Люлин-Вор в 130 км от гор) в них содержится около 10% крупных обломков. Здесь вскрыто 7.5 м светло-серого разнозернистого кварцевого песка с гравийно-галечным материалом, большая часть которого находится в тонких (до 3-5 см) прослоях. Его основная масса представлена мелкими (1-3 см) гальками, крупных галек и валунов размером 0.1-0.2 м мало. По количеству и объему резко преобладают гальки кварца и гораздо меньше кварцита. На долю неустойчивых к выветриванию пород приходится около 10% галек. Они сильно выветрелые и легко растираются руками в порошок. В средней части вскрытого разреза атлымских песков залегает прослой (0.6 м) хорошо окатанного галечника с песчано-гравийным заполнителем, объем последнего - около 30%. Окатанность гравия 1-2 кл, галек - 1-4 кл (преобладают 2-3 классы окатанности). Подавляющее большинство галек (82%) представлено кварцем и кварцитами; гальки, сложенные сильно выветрелыми, неопределимыми породами, составляют 18%. На фоне слабо ожелезненного кварцевого песка и галечника они выделяются цветом: белым, зеленовато-серым, фиолетовым и др. Размер кварцевых галек - до 10 см, преобладают мелкие гальки.

Рядом с описанным разрезом атлымских песков, выше по склону вскрыт пласт кварцевого конгломерата. Он залегает на отложениях квартера - буровато-серых глинистых песках с гальками и валунами разного петрографического состава под углом 35° к горизонту (оползень). Мощность пласта - 2 м, вскрытая длина - более 5 м. Конгломерат представляет собой перлювий по отложениям атлымской свиты. Он образовался в результате размыва нескольких десятков метров кварцевых песков и галечников. Время его образования - ранний миоцен, после накопления распространенных в этом районе верхнеолигоценовых песчаных глин и алевритов туртасской свиты и до выноса из гор на равнину валунно-галечного материала разного петрографического состава, входящего в состав миоцен-плиоценовой сабунской толщи.

Кварцевые конгломераты известны в разных районах приуральской части равнины. Как неогеновые образования они описаны К.В. Курдюковым и др., 1952 (р. Огурья), Г.Ф. Лунгерсгаузеном и др., 1950 (pp. Пыновка, Пелым, Лозьва и др.), Е.И. Пугаченко и др., 1952 (бассейн р. Сев. Сосьва) и другими геологами-съемщиками. Приведенные данные указывают на то, что в раннем олигоцене из Уральских гор на Западно-Сибирскую (как и на Русскую) равнину вместе с мелкоземом был вынесен большой объем гравийно-галечно-валунного материала. Его перенос на расстояние нескольких сотен километров от гор нельзя объяснить без привлечения плавучих льдов. Сказанное относится и к восточной части Западной Сибири, где распространены олигоценовые отложения корликовской толщи, образовавшиеся за счет размыва коры выветривания Среднесибирского плоскогорья. Они представлены серовато-белыми полевошпатово-кварцевыми песками с примесью каолина, содержащими гравий, гальку и валуны преимущественно устойчивых к выветриванию пород (кварц, кремень, халцедон и др.).

В публикациях об условиях образования атлымских и корликовских песков отсутствуют объяснения способа переноса содержащегося в них крупнообломочного материала. Обычно указывается лишь на присутствие гравия, который, как и вмещающий его песок, якобы был перенесен водой. В действительности же наряду с гравием олигоценовые отложения содержат большой объем галек и валунов размером до 0.2-0.3 м. По нашим полевым определениям, только в левобережной части бассейна р. Пур отложения корликовской толщи содержат 3-4 км³ гравийно-галечно-валунного материала. Общий же объем крупнообломочного материала, перенесенного в олигоцене из окружающих гор на равнину, составляет многие десятки кубических километров.

Как известно, равнинные реки (тем более озера) не могут переносить обломки горных пород крупнее 2-3 мм (Л.Б. Рухин, 1969). По нашему мнению, единственным транспортным средством, способным переносить большие массы гравия, галек и валунов на дальние расстояния, является плавучий лед. Признание такого механизма транспортировки крупнообломочного материала противоречит принятым в настоящее время представлениям о климате северной половины Западной Сибири в олигоцене. Отложения атлымской свиты и корликовской толщи содержат споры, пыльцу и семена хвойно-широколиственной растительности тургайского типа с участием субтропических элементов. Климатические условия времени существования этой растительности исключают низкие температуры воздуха, при которых на озерах и реках мог образовываться лед. Однако следует иметь в виду, что большая часть разреза рассматриваемых отложений (чистые пески и галечники) лишена каких-либо палеонтологических остатков. Только в редких прослоях, обогащенных глиной и растительным детритом, найдены споры, пыльца и семена растений, по которым и были определены климатические условия раннего олигоцена. По ним нельзя утверждать, что в течение нескольких миллионов лет времени осадконакопления климат региона был монотонно теплым. Как и в отложениях неогена и квартера [Кузин, 2001; 2001а], присутствие крупнообломочного материала в озерных и речных осадках олигоцена указывает на их ледово-водное происхождение и периодическое понижение температуры до минусовых значений. Как можно судить по содержанию крупнообломочного материала в отложениях, волны холода меньшей интенсивности и продолжительности были в эоцене, палеоцене и даже в мелу и юре [Кузин, 1979]. Мощные толщи эоценовых и верхнемеловых диатомовых и опоковидных пород, распространенные на большей части территории Западной Сибири, указывают на низкую температуру вод морей, в которых они накапливались. В современную эпоху их аналогами являются диатомовые илы, отлагающиеся вокруг Антарктиды и в северной части Тихого океана [Стрельникова, 1963]. На этом фоне происходили кратковременные более резкие понижения температуры вод, когда образовывался лед, разносивший крупнообломочный материал далеко от Урала. Об этом свидетельствуют гальки кристаллических пород размером до 10 см, описанные нами в эоценовых опоковидных глинах возвышенности Люлин-Вор, а также в палеоценовых черных глинах и верхнемеловых диатомовых глинах правобережья нижнего течения р. Оби, где эти породы выведены на поверхность глиняными диапирами.

В приуральской части Русской равнины во время формирования олигоценовых долин Урала образовалась толща континентальных песчано-глинистых отложений, объединенных нами в нижнеадзьвинскую серию. Она описана в нижнем течении р. Адзьва (бассейн р. Печоры), где обнажаются нарушенные процессами глиняного диапиризма отложения разного литологического состава. Их характерной особенностью является практически полное сходство с отложениями атлымской, новомихайловской и туртасской свит олигоцена Западной Сибири. Причинами идентичности вещественного состава, текстурных и структурных особенностей отложений разных регионов являются единая область сноса обломочного материала (Урал с его корой выветривания), аллювиально-озерные (озеро-море) условия осадконакопления, эвстатическая природа изменений базиса эрозии и близкие климатические условия.

Нижняя часть разреза нижнеадзьвинской серии сложена песком сахаристо-белым и светло-серым, полевошпатово-кварцевым, разнозернистым, от мелкозернистого до грубозернистого, с рассеянными песчинками темноцветных минералов. Встречаются обломки гагатизированной древесины размером до 10-15 см; мелкие растительные остатки обычно приурочены к косослоистым сериям. Крупнообломочный материал встречается редко. Его размеры - до 8-10 см, окатанность - 0-3 класса, состав - кварц, кварцит, кремень, другие изверженные, метаморфические и осадочные породы; некоторые гальки насквозь выветрелые. Отложения преимущественно косослоистые, образуют крупные, срезающие друг друга серии, внутри которых наблюдается более тонкая слоистость. Рассматриваемые песчаные отложения выделены нами в адзьвинскую свиту - возрастной аналог нижнеолигоценовой атлымской свиты Западной Сибири. Наиболее полный ее разрез (8 м) описан в обнажении на левом берегу р. Адзьвы в 1.5 км выше пос. Харута.

Наряду с чистыми песками на этом участке долины р. Адзьвы встречаются небольшие (до 3 м мощности) выходы сложно дислоцированных зеленовато-серых глинистых песков и песчаных глин. В них содержатся линзы бурого угля мощностью до 5 см, длиной до 0.5 м. Возможно, они являются возрастным аналогом нижнеолигоценовых отложений новомихайловской свиты Западной Сибири.

Верхнюю часть разреза нижнеадзьвинской серии слагают отложения харутинской свиты. Они представлены глинистыми алевритами темно-серыми с синеватым и зеленоватым оттенком, плотными, массивными, плитчато-слоистыми, с конкрециями аутигенного пирита до 5-6 см в поперечнике. При высыхании породы внутри толстых (2-5 см) слоев видна тонкая (0.3-0.5 см) и тончайшая (доли миллиметра) слоистость. Глинистые алевриты содержат прослои (до 3-5 см) интенсивно ожелезненных в поверхностных условиях алевритов и тонкозернистых песков; их цвет изменяется от ядовито-желтого до темно-бурого. Крупнообломочный материал практически отсутствует - встречено лишь несколько мелких (до 1 см) насквозь выветрелых галек. При выветривании порода становится землисто-комковатой. Видимая мощность отложений - до 6 м. По составу, текстурным и структурным характеристикам отложения харутинской свиты являются возрастным аналогом верхнеолигоценовой туртасской свиты Западной Сибири.

Аналогичные по составу отложения развиты и в других районах Большеземельской тундры. В районе Воркуты, как и в долине р. Адзьвы, глинистые алевриты с редкими мелкими гальками содержат конкреции аутигенного пирита, коллоидное и сернистое железо. Однако здесь они описаны как ледниково-морские (опресненного бассейна) отложения неоплейстоцена (эпоха днепровского оледенения) (Н.П. Вербицкая и др., 1965).

В скальных породах подножия Урала процессами абразии озера-моря была выработана терраса высотой 300-350 м над современным уровнем моря, на которую из гор выходили долины олигоценовых рек. Терраса распространена как на восточном, так и на западном склоне, где В.А. Варсанофьева и некоторые другие геологи описали ее как пьедестал гор, образовавшийся процессами денудации в палеозое. В неогене на многих участках восточного склона Урала водами сабунского озера-моря олигоценовая терраса была снижена до уровня 200-метровой террасы. К настоящему времени обе эти абразионно-аккумулятивные поверхности расчленены долинами небольших водотоков и представляют собой полосу увалов шириной от нескольких сотен метров до 20-30 км. Этот крупный элемент рельефа Урала хорошо выражен на аэро- и космоснимках и на топографических картах [Кузин, 1963]. В бассейнах pp. Собь, Войкар, Сыня и Хулга на скальных поверхностях этих террас на высоте 200-350 м нами описан эрратический крупнообломочный материал. Обычно встречаются отдельные хорошо окатанные гальки и валуны, лишь на некоторых участках они залегают в песчаном и супесчаном мелкоземе мощностью до 2-3 м.

Следующий эрозионно-аккумулятивный цикл Урала приходится на неоген. Он обусловлен как тектоническими поднятиями, так и эвстатическими изменениями главного базиса денудации. Как уже отмечалось, в это время была выработана разветвленная сеть широких (до 1.5-2.5 км) речных долин, унаследовавших долины олигоценовых рек. Обращает на себя внимание несоответствие величины современных водотоков размерами этих долин. Сказанное относится как к рекам, так и к их небольшим притокам, включая ручьи. Их формирование происходило в условиях большей, чем в современную эпоху, обводненности региона.

Днища долин этой генерации находятся на высоте 150-200 м над современными урезами рек. В долинном комплексе гор они представляют собой поверхность седьмой террасы, сложно расчлененную долинами мелких водотоков. На рис. 2 представлен поперечный профиль долины р. Мал. Тыкотлова (приток Хулги) у северо-восточного подножия горы с отметкой 1549 м. На нем видно широкое днище неогеновой долины (седьмой террасы) с вложенной в него узкой долиной современной (неоплейстоцен-голоценовой) реки (шестая и более низкие террасы). В указанном районе широкая неогеновая долина праТыкотловы отчетливо прослеживается на протяжении около 60 км, от р. Тынаготы на юго-западе до р. Грубею на северо-востоке. Она сохранилась на водоразделах современных рек, ориентированных преимущественно поперек горного хребта. К настоящему времени большая часть аллювия с террасы снесена, под «развалками» разной величины глыб местных пород на ней обычно залегают редкие эрратические валуны и гальки. Только на некоторых участках сохранился галечно-валунный материал с небольшой примесью бурого мелкозема мощностью до 5-10 м. В отличие от крупнообломочного материала олигоценовых долин, представленного устойчивыми к выветриванию породами, здесь гальки и валуны имеют «пестрый» петрографический состав. Многие из них сильно выветрелы.

На прилегающих к горам равнинах коррелятные неогеновым долинам отложения слагают аккумулятивную часть 200-метровой (седьмой) террасы, описанной нами в разных районах Западно-Сибирской и Русской равнин [Кузин, 2001; 2001а]. В Западной Сибири они представлены верхнемиоцен-нижнеплиоценовой сабунской толщей озерно-морских преимущественно песчаных отложений мощностью до 100 м и более с сильно выветрелыми гальками и валунами.

Широкие неогеновые долины имеют повсеместное распространение на Урале. Они развиты как в привершинной, так и в окраинных его частях. Обычно их называют ледниковыми долинами, трогами. Некоторые исследователи считают даже, что экзарационная работа ледников была главной в расчленении гор. По Д.Г. Панову [1937], например, 95% всей гидрографической сети Северного и Полярного Урала приурочено к ледниковым долинам, в которых реки выработали водно-эрозионные долины.

Троги Уральских, как и других гор, описывались по аналогии с трогами Альп, где 100 лет назад они были изучены Э. Рихтером [Щукин, 1960]. Как видно на рис. 3, трог состоит из корытообразной долины (собственно трога) и ограничивающих ее по бокам сверху террасовидных площадок - плечей трога. Считается, что весь трог образовался одновременно одним ледником, поверхность которого находилась выше плечей трога. Как пишет И.С. Щукин [1960], эти формы рельефа являются одним из наиболее убедительных показателей прежнего оледенения в горах.

По мнению автора, троги являются неледниковыми образованиями [Кузин, 1966]. И на Урале, и в других горах они распространены не только в «ледниковой», но и во «внеледниковой» зонах. Э. Рихтер, а за ним и другие исследователи включил в них элементы разновозрастных, вложенных друг в друга речных долин. Верхние части трогов (так называемые плечи) представляют собой прибортовые участки днищ неогеновых долин, а нижние - вложенные в них неоплейстоцен-голоценовые долины (рис. 2).

Одновременно с олигоценовыми и неогеновыми долинами формировались кары, широко распространенные в привершинной части хребта. Их основу составляют эрозионные формы рельефа, «привязанные» к днищам указанных древних долин. Многие кары «замыкают» короткие широкие долины небольших водотоков. Как отмечает Л.С. Троицкий [1964], карообразование - процесс длительный, выходящий за рамки отдельных «ледниковых эпох» квартера.

В среднем-позднем плиоцене, во время планетарной регрессии моря, была сформирована система переуглубленных речных долин. На прилегающих к Уралу равнинах днища этих долин залегают на 200-250 м ниже современного уровня моря. В горах первоначальная величина переуглублений была не такой большой и зависела от местных геологических условий. В позднем плиоцене - эоплейстоцене произошло эвстатическое повышение уровня моря более чем на 300 м, в результате которого переуглубленные долины были заполнены морскими, озерными или речными отложениями. На стыке Западно-Сибирской равнины и гор мощность плиоцен-четвертичных отложений изменяется от нескольких десятков до 130 м. Большая часть разреза переуглубленных долин сложена разнозернистыми песками и глинистыми песками с гравием, галькой и валунами, содержащими на некоторых участках морскую микрофауну (определения В.И. Гудиной) [Кузин, 1966]. Наряду с грубыми разностями в некоторых скважинах, пробуренных в непосредственной близости от выходов скальных пород, вскрыты хорошо сортированные микрослоистые алевриты мощностью до 20-30 м. Они практически не содержат крупнообломочного материала. Тектонические поднятия и эрозионный размыв в неоплейстоцене и голоцене значительно сократили глубину плиоценовых долин в горах. Вверх по течению рек переуглубления быстро сокращаются до нуля. Только в Собь-Елецком поперечном прогибе сохранилась плиоценовая переуглубленная долина, заполненная морскими отложениями. В верховьях р. Соби их мощность превышает 120 м при современном урезе реки около 90 м (Н.П. Вербицкая и др., 1965). В эоплейстоцене эта долина являлась одним из проливов на Урале, по которым Северо-Европейское море соединялось с Западно-Сибирским.

С завершением плиоцен-эоплейстоценовой трансгрессии, после заполнения переуглубленных долин осадками и формирования шестой террасы начался последний цикл образования рельефа Урала. Была выработана современная (неоплейстоцен-голоценовая) речная сеть с глубиной вреза около 100 м. Как и на равнинах, в горах в это время были сформированы пять надпойменных террас и пойма. Широко распространенные эти и более древние геоморфологические уровни являются своего рода страницами новейшей истории геологического развития Урала.

Как было показано выше, Урал не был центром материковых оледенений. Основная масса гравийно-галечно-валунного материала уральских пород, распространенного на прилегающих равнинах, была вынесена туда в олигоцене и неогене, задолго до начала четвертичного («ледникового») периода [Кузин, 1979; 2001]. Оледенение на Урале было горно-долинным. Центрами зарождения ледников являлись самые высокие горные массивы, из которых на прилегающие равнины ледники выходили не более чем на 5-10 км. На таком расстоянии наблюдаются самые удаленные от гор гряды конечных морен. Подавляющее большинство исследователей их образование связывает с эпохой сартанского (последнего) оледенения. Противники ледниковой теории считают их более древними формами рельефа.

Одним из центров оледенения являлся горный массив Пай-Ер, самый высокий на Полярном Урале (высота 1499 м). У его западного и восточного подножий на расстоянии 3-4 км от гор развиты гряды конечных морен. Е.В. Максимов [1970] считает, что эти и подобные им образования в других районах Урала отвечают максимальному распространению ледников последнего оледенения, связаны единой генетической цепью со всеми остальными горными конечными моренами и поэтому могут быть сопоставлены с сартанским горным оледенением, наступившим после каргинского времени и датируемым в 13 300 л.н. Л.С. Троицкий [1964] моренные гряды западного подножия этого горного массива относит к зырянскому оледенению. К такому выводу он пришел, сопоставляя во времени горно-долинные оледенения Урала с морскими трансгрессиями на Русской и Западно-Сибирской равнинах и исходя из представления о большой продолжительности времени образования каров. Наши полевые работы позволяют говорить о дозырянском возрасте оледенения этого горного массива. У восточного его подножия гряду конечной морены прорезает р. Бур-Хойла, в долине которой кроме поймы развиты три аккумулятивные и эрозионно-акку-мулятивные надпойменные террасы. В бассейне р. Оби, к которому относится р. Бур-Хойла (приток р. Войкар), третьей надпойменной террасе соответствует зырянская морена. Следовательно, возраст этой морены дозырянский. Она образовалась во время максимального оледенения Урала.

Список литературы

1. Боч С.Г., Краснов И.И. О нагорных террасах и древних поверхностях выравнивания на Урале и связанных с ними проблемах // Изв. ВГО. 1943. Т. 75. Вып. 1.

2. Воронин Л.С., Герман Е.В. О количестве крупнообломочного материала, вынесенного с восточного склона Урала в неоген-четвертичное время Тр. ЗапСибНИГНИ. 1979. Вып. 146.

3. Генералов П.П.. Кузин И.Л. К вопросу о возрасте рельефа Северного, Приполярного и Полярного Урала // Геология и геофизика. 1968. №7.

4. Захаров Ю.Ф. О возрасте рельефа Северного, Приполярного и Полярного Урала // Геология и геофизика. 1966. №11.

5. Кузин И.Л. Геоморфологические уровни севера Западной Сибири // Тр. ВНИГРИ. 1963. Вып. 225.

6. Кузин И.Л. Являлся ли Урал центром материковых оледенений? // Четвертичный период Сибири. М.: Наука, 1966.

7. Кузин И.Л. Крупнообломочный материал в осадочном чехле Западно-Сибирской плиты // Тр. ЗапСибНИГНИ. 1979. Выи. 146.

8. Кузин И.Л. Эрратические валуны Западной Сибири // Изв. РГО. 2001. Т. 133. Вып. 1.

9. Кузин И.Л. Эрратические валуны Европы // Изв. РГО. 2001. Вып. 6.

10. Максимов Е.В. Стадии древнего оледенения и новейшая тектоника в горах Путорана, на Полярном и Приполярном Урале // Докл. отделений и комиссий ВГО. 1970. Вып. 16.

11. Мещеряков Ю.А. Рельеф СССР. М.: Мысль, 1972.

12. Панов Д.Г. Геоморфологический очерк Полярных Уралид и западной части Полярного шельфа // Тр. Ин-та географии АН СССР. 1937. Вып. 26.

13. Софронов Г.П. К геоморфологии Войкарского района (Полярный Урал) // Изв. АН СССР, сер. геол. 1945. №4.

14. Стрельникова Н.И. Об условиях образования диатомитов, диатомовых глин и опоковидных пород Западной Сибири // Тр. ВНИГРИ. 1963. Вып. 225.

15. Троицкий Л.С. О размерах и характере оледенения Урала в четвертичном периоде // Докл. АН СССР. 1964. Т. 155. №2.

16. Фрадкин М.М. Высота восточного склона Урала в неогеновый период // Докл. АН СССР. 1940. Т. 27. № 6.

17. Щукин И.С. Общая геоморфология, т. 1. М.: Изд-во МГУ, 1960.