Pozycja geograficzna

Równina Zachodniosyberyjska jest jednym z niewielu krajów fizyczno-geograficznych, których granice są wyraźnie wyrażone w reliefie. Jego granice na zachodzie stanowią wschodnie podnóże Uralu. Na wschodzie równinę ogranicza półka skalna Grzbiet Jeniseju i płaskowyż środkowosyberyjski, wzdłuż której uformowała się dolina rzeki Jenisej, od północy obmywana jest przez wody Morze Kara. Południowa część równiny wykracza poza Rosję do Kazachstanu i tylko na skrajnych południowo-wschodnich granicach Ałtaj.

Z północy na południe Syberia Zachodnia rozciąga się na prawie 2500 km: od 73°30" (północne obrzeża Jamała) do 51° N (skrajny południowy wschód). W planie jej terytorium ma kształt trapezu z największym zasięgiem od zachodu na wschód na szerokości geograficznej Krasnojarska (około 1900 km). Powierzchnia zachodniej Syberii wynosi około 3 miliony km 2.

Specyficzne cechy przyrody zachodniej Syberii, które decydują o jej oryginalności i wyjątkowości na tle innych krajów fizyczno-geograficznych, to raczej monotonna, słabo nierówna topografia z niskimi wysokościami bezwzględnymi i względnymi, wyjątkowymi bagnami i wyraźnym równoleżnikowym podziałem warunków naturalnych.

Południowa część równiny to najbardziej rozwinięte i zamieszkane obszary Syberii, gdzie przyroda została znacząco zmieniona przez działalność gospodarczą człowieka.

Budowa geologiczna Niziny Zachodniosyberyjskiej jest konsekwencją jej położenia na młodej płycie o tej samej nazwie Uralsko-syberyjski(Środkowo-Eurazjatycka, Ural-Tien Shan) platforma epipaleozoiczna(Rysunek 4).

Fundamentem płyty jest ogromne zagłębienie o stromych ścianach wschodnich i północno-wschodnich oraz łagodnych stronach południowych i zachodnich. Składa się z bloków przedpaleozoicznych, bajkałskich, kaledońskich i hercyńskich. Najstarszym jest masyw środkowy Irtysz-Nadym. Fundament niszczą głębokie uskoki różnego wieku. Do największych należą uskoki podwodne Wschodni Trans-Ural i Omsk-Pur (Kołtogorsk-Urengoj). Powierzchnia fundamentu płytowego podzielona jest na Pas Krawędzi Zewnętrznej i Obszar Wewnętrzny, które są skomplikowane systemem zagłębień i wypiętrzeń odzwierciedlających jego budowę boczną.

Pasek zewnętrzny reprezentowane przez zbocza o charakterze górskim, łagodnie lub bardziej stromo opadające w kierunku środkowej części obniżenia. Fundament w jego granicach leży płytko (niecałe 2,5 km). Najbliżej powierzchni znajduje się na skrajnym południowym zachodzie przełęczy Kustanai (300-400 m). Obszar wewnętrzny podzielony na dwa etapy. Stopień południowy(Środkowy Ob meganteclise) charakteryzuje się głębokością piwnicy od 2,5 do 4,0 km. Większość pominięta krok północny Płyta to megasynekliza Yamalo-Taz (8-12 km). Megasynekliza Yamalo-Taz jest najwyraźniej oddzielona od meganteklizy środkowego Ob przez głęboki uskok subrównoleżnikowy (transsyberyjski), na północ od którego głębokość piwnicy gwałtownie wzrasta z 4 do 6 km.

Pomiędzy podłożem a pokrywą osadową płyty leży kompleks przejściowy epoki triasu i jury dolnej. Jego powstanie wiąże się z łukowatym wypiętrzeniem i rozciągnięciem podłoża, co spowodowało utworzenie wewnątrzkontynentalnej strefy ryftowej z systemem zagłębień o charakterze grabowym. W zagłębieniach tych nagromadziły się osadowo-wulkanogenne i osadowe warstwy kontynentalne węglonośne o miąższości do 3-5 km. Skały magmowe kompleksu przejściowego reprezentowane są głównie przez lawy bazaltowe i tufy. Rozwój zachodnio-syberyjskiej strefy szczelin międzykontynentalnych nie doprowadził do powstania nowego oceanu.

Ogólne osiadanie płyty i akumulacja pokrywy platform osadowych rozpoczęły się w najgłębszej części północnej od triasu górnego, a na pozostałej części obszaru od jury środkowej i miały zróżnicowany charakter. Tworzenie się pokrywy w okresie mezo-kenozoiku przebiegało praktycznie w sposób ciągły w warunkach długotrwałego, stabilnego osiadania.

Pokrywę reprezentują przeplatające się osady piaszczysto-mułowcowe przybrzeżno-kontynentalne oraz morskie warstwy ilaste i piaszczysto-gliniaste o miąższości od 3-4 km w części południowej i ponad 7-8 km w części północnej. W dolnej części odcinka (aż do dolnego oligocenu włącznie) dominują osady morskie, związane z transgresjami borealnymi. Maksymalne transgresje, które objęły niemal cały obszar płyty, miały miejsce pod koniec jury i na początku późnej kredy i paleogenu.

Aktywacja ruchów tektonicznych na platformowym etapie rozwoju płyt wiąże się z pojawieniem się licznych struktur lokalnych, wyrażających się jedynie w pokrywie osadowej. Ustalono, że w strefach uskokowych liczba lokalnych wypiętrzeń, które są głównymi złożami ropy i gazu, wzrasta 3-4 razy w porównaniu z resztą terytorium.

Ruchy tektoniczne oligocenu są związane z wypiętrzeniem północnego bloku płyty, który oddzielił Morze Zachodniosyberyjskie od basenu arktycznego. Reżim morski utrzymuje się jeszcze przez krótki czas w środkowej i południowej części równiny, ale już w środku oligocenu morze ostatecznie opuszcza zachodnią Syberię przez depresję Turgai. Pod tym względem górna część pokrywy osadowej składa się z warstw kontynentalnych, osiągających dużą miąższość w południowej, opadającej części płyty, miejscami do 1-2 km. Wśród nich dominują osady jeziorno-aluwialne piaszczysto-gliniaste i jeziorne, z przewagą gliniastych.

W neogenie wyraźnie wyodrębnia się strefa subrównoleżnikowych wypiętrzeń Ob-Jeniseju, położona powyżej uskoku transsyberyjskiego i odpowiadająca współczesnym Uvalom syberyjskim.

Pod koniec neogenu ukształtowały się już ogólne cechy orograficzne zachodniej Syberii. Niższe obszary pokrywały się z rynnami tektonicznymi, w których prawdopodobnie znajdowały się doliny rzeczne. Poziom morza był wówczas 200-250 m niższy niż obecnie, a większość dna Morza Karskiego wraz z północnymi rejonami równiny stanowił suchy ląd, głęboko rozcięty dolinami rzecznymi.

Ogólne ochłodzenie klimatu zachodzące w neogenie nasiliło się szczególnie pod koniec tego okresu, co doprowadziło do rozwoju zlodowacenia czwartorzędowego.

Ryc. 4 – Główne elementy orograficzne zachodniej Syberii

W okresach zlodowacenia na Syberii Zachodniej na obszarach wolnych od lodu dochodziło do głębokiego zamarzania gleb i tworzenia się wiecznej zmarzliny. Na terenach niezlodowcowych wytworzyły się gliny lessopodobne, pokrywające coraz starsze osady, miejscami osiągające miąższość 2-2,5 m.

W plejstocenie obserwowano powtarzające się zmiany znaku i prędkości ruchów tektonicznych. Pod koniec ostatniego zlodowacenia północne obszary przybrzeżne ponownie opadły, zostały zalane przez wody morskie i nagromadziły się warstwy, które utworzyły holoceńskie tarasy morskie.

Ogólne ocieplenie klimatu w holocenie doprowadziło do przesunięcia się na północ granic stref naturalnych, do zastąpienia roślinności leśnej stepów tundrowych i zimnych stepów leśnych, które istniały w pobliżu granicy lodowców. W południowej części równiny zachowały się stepy leśne i stepy. Ocieplenie osiągnęło maksimum w okresie kserotermicznym (maksimum borealne kserotermiczne 8-9 tys. lat temu), kiedy roślinność drzewiasta rozprzestrzeniała się 3°-4° na północ od współczesnej granicy. Świadczy o tym obecność pni i pniaków w osadach tundry Jamala i Gydanu.

Początek powszechnych bagien na zachodniej Syberii wiąże się z okresem kserotermicznym. Intensywne parowanie z powierzchni doprowadziło do wyschnięcia wielu jezior, zmniejszenia ich głębokości i zarośnięcia. W miejscu zarośniętych jezior powstały liczne obszary bagien. Blisko położone ogniska połączyły się, a powierzchnia bagien wzrosła. Działo się to szczególnie intensywnie w okresach zimnej pogody. W holocenie występuje kilka okresów ocieplenia i ochłodzenia. Obecnie następuje ochłodzenie klimatu i związane z tym powolne przesuwanie się granic stref przyrodniczych na południe. Proces ten jest dość wyraźnie widoczny w północnej części równiny, gdzie tundry wypierają roślinność drzewiastą w pobliżu północnej granicy występowania rzadkich lasów. Na południu wkraczanie lasów na step leśny jest powstrzymywane przez działalność gospodarczą człowieka. Wycinając lasy, ludzie ingerują w naturalny proces i przyczyniają się do powiększenia obszaru strefy stepowej.

Ulga

Współczesna rzeźba zachodniej Syberii jest zdeterminowana rozwojem geologicznym, strukturą tektoniczną i wpływem różnych egzogenicznych procesów formowania reliefu. Główne elementy orograficzne są ściśle zależne od planu strukturalno-tektonicznego płyty, chociaż długotrwałe mezokenozoiczne osiadanie i nagromadzenie grubej warstwy luźnych osadów w dużym stopniu wyrównało nierówności podłoża. Mała amplituda ruchów neotektonicznych wynika z niskiego hipsometrycznego położenia równiny. Maksymalne amplitudy wypiętrzeń dochodzą w peryferyjnych partiach równiny do 100-150 m, a w centrum i na północy zastępują je obniżenia dochodzące do 100-150 m. W obrębie równiny występuje jednak szereg nizin i wzgórza o powierzchni porównywalnej z nizinami i wzgórzami Równiny Rosyjskiej.

Zachodnia Syberia ma kształt schodkowego amfiteatru, otwartego na północ, w stronę wybrzeża Morza Karskiego. W jego granicach wyraźnie widoczne są trzy poziomy wysokości. Pierwszy poziom, zajmujący prawie połowę terytorium, ma wysokość niespełna 100 m. Drugi poziom hipsometryczny położony jest na wysokościach 100-150 m, trzeci - głównie w przedziale 150-200 m z niewielkimi powierzchniami powyżej do 250-300 m.

Najwyższy poziom ogranicza się do marginalnych części równiny, do Zewnętrznego Pasa Tektonicznego. Jest przedstawiony Siewiero-Soswińska, Wierchnetazowska I Wyżyna Dolnego Yisei, płaskowyż Ob, równiny Turyn, Ishim, Kulunda i Kets-Tym.

Wśród morfostruktury dominują te utworzone na monoklizach, delikatnie nachylone do wewnętrznej części zbiornik(skośny) równiny I Płaskowyż. W partiach marginalnych przeważają równiny warstwowo-denudacyjne. W miarę oddalania się od obrzeży amplituda najnowszych wypiętrzeń maleje, zwiększa się miąższość osadów czwartorzędowych, a równiny stratalno-denudacyjne ulegają zastąpieniu zbiornikowo-akumulacyjny.

Najniższe obszary (poniżej 100 m) znajdują się w północnej i środkowej części zachodniej Syberii, w jej Wewnętrznym regionie tektonicznym. Ten Niżneobska, Nadymska, Purskaja, Tazowska, Kondinskaja, Sredneobskaja I Nizina Vakh, o wzniesieniach mniejszych niż 50 m. W kierunku obrzeża powierzchnia stopniowo się podnosi. Tylko Uwały Sybirskie- wyraźnie zarysowany pas wzniesień (Lyulimvor, kontynent Belogorski, grzbiet Numto, wyżyna Wierchnetazowska)- przecinają wewnętrzne obszary równiny w pobliżu 63° N, od Uralu do Jeniseju. Centralna część Uvalów syberyjskich należy do średniego poziomu hipsometrycznego (100-150 m), natomiast zachodnia i wschodnia część peryferyjna, sięgająca do Zewnętrznego Pasa Tektonicznego, należy do najwyższego, trzeciego poziomu. Tym samym spadek powierzchni płyty ku środkowi i jej wzniesienie na krawędziach są dobrze wyrażone orograficznie.

W Regionie Wewnętrznym, charakteryzującym się rozwojem grubej pokrywy osadów mezozoicznych, zatracona została klarowność wyrazu w rzeźbie dużych struktur piwnicznych. Współczesna płaskorzeźba odzwierciedla przede wszystkim plan strukturalny mezo-kenozoiku, w którym pojawia się duża liczba struktur przykrywających, z których wiele znajduje odzwierciedlenie w płaskorzeźbie. Liczba struktur inwersyjnych rośnie. Na przykład Równina Vasyugan to wzgórze - antykliza, łagodząca się z głębokością, położona w obrębie syneklizy.

W warunkach ostatniego osiadania, równiny akumulacyjne i warstwowo-akumulacyjne, zbudowane z luźnych warstw neogenu i czwartorzędu. Istnieje wyraźny wzór w rozmieszczeniu morfostruktur na całym terytorium: szerokie, nisko położone równiny akumulacyjne są oddzielone stosunkowo wąskimi niskimi wzniesieniami warstwowo-akumulacyjnymi (100-150, rzadko do 180 m) - Vasyugan, Syberyjski Uvaly, Jamał i Gydan równiny

Umieszczone na równinie typów Morforzeźby, powstałego w wyniku działania egzogenicznych procesów reliefotwórczych w okresie neogenu-czwartorzędu, wyraźnie widoczna jest naturalna zmiana kierunku z północy na południe. Na północy brzegi Morza Karskiego i jego zatok sąsiadują z równinami morskimi, które w czasach późnych i polodowcowych podniosły się nad poziom morza. Na południu znajdują się równiny morenowe i rzeczno-lodowcowe, których główne cechy rzeźby są związane ze zlodowaceniami czwartorzędowymi. Przylegają do lodowcowych równin jeziorno-aluwialnych, obrysowanych od południa przez nielodowcowe równiny strukturalno-denudacyjne.

Morskie równiny akumulacyjne różnią się płaską ulgą. Istnieje wiele małych, płytkich jezior zajmujących szerokie zagłębienia o płaskim dnie. Powierzchnia wznosi się w kierunku wewnętrznych części półwyspów Jamał, Gydanski i Tazowski, tworząc szereg tarasów (do czterech do sześciu poziomów), których szerokość mierzona jest w dziesiątkach kilometrów. W niektórych miejscach wyraźnie widoczne są występy tarasowe o wysokości 10-20 m. Współczesne procesy przekształcające rzeźbę równin morskich to przede wszystkim wieczna zmarzlina-solinflukcja.

Lodowate i wodno-lodowcowe równiny charakteryzują się bardziej nierównym terenem. Dominuje teren lekko pagórkowaty. Wahania wysokości w międzyciekach wynoszą 10-15 m, rzadko więcej. Jedynie w marginalnych częściach równiny przylegającej do Uralu i Płaskowyżu Środkowosyberyjskiego względne wysokości rosną, a wzgórza i grzbiety morenowe, ozy, kamy i baseny powstałe w wyniku stopienia bloków martwego lodu są stosunkowo dobrze zdefiniowane. W południowej części regionu szeroko rozpowszechnione są płaskie równiny wodno-lodowcowe. Głównym czynnikiem współczesnego przekształcenia rzeźby jest działalność wód płynących. Tworzy się relief erozyjny, szczególnie wyraźny na większych wysokościach.

Równiny aluwialno-jeziorne różnią się płaską ulgą. Przez długi czas dominowały tu procesy akumulacji rzek i jezior. Kiedy ludzie mówią o zachodniej Syberii jako o gigantycznej równinie aluwialnej, zwykle mają na myśli tę jej część.

W czasach późnych i polodowcowych równiny te weszły w fazę rozwarstwienia erozyjnego. Głębokość wcięć erozyjnych dolin zwykle nie przekracza 20 m. Jedynie największe rzeki tranzytowe (Ob, Irtysz, Jenisej) wcinają się do 60-70 m. Wiele małych rzek nie ma morfologicznie wyraźnych dolin. Na rozległych obszarach rzeźbę charakteryzuje bardzo słabe rozwarstwienie pionowe.

Równiny denudacyjne zajmują południową część zachodniej Syberii. W czasach przedczwartorzędowych procesy akumulacyjne zostały tu zastąpione procesami erozji. Jednak duża odległość terytorium od oceanu i suchy klimat determinują słaby rozwój sieci rzecznej. Jedynie południowo-wschodnia część równiny, gdzie z górzystych regionów regionu Ałtaj-Sajan wypływa wiele rzek tranzytowych, wyróżnia się dobrze rozwiniętą topografią erozyjną z delikatnie wypukłymi rozgałęzieniami i gęstą siecią dolin rzecznych. W pozostałej części obszaru przestrzenie międzyciekowe są słabo zagospodarowane siecią erozyjną i charakteryzują się płaską, lekko pofałdowaną topografią. Na powierzchni występuje ogromna liczba zagłębień sufuzyjno-osiadających, zwykle zajmowanych przez jeziora, oraz masa małych, płaskich zagłębień podmokłych. W pobliżu Ob, Jeniseju, Chulym, Irtyszu i Tobolu rozwarstwienie staje się głębsze, a zbocza stają się bardziej strome. Pojawiają się młode rosnące wąwozy.

Cechą charakterystyczną płaskowyżu Priob i zachodniej części równiny Chulym-Jenisej jest relief kalenicowy. Niezwykle prostoliniowe wgłębienia, równoległe do siebie, rozbijają powierzchnię w system płasko zakończonych grzbietów i grzbietów, wznoszących się 100–160 m nad dnem zagłębień. Grzbiety i zagłębienia rozciągają się z południowego zachodu na północny wschód. W kierunku wschodnim ich uderzenie stopniowo zmienia się na równoleżnikowe (ryc. 5).

Pochodzenie płaskorzeźby kalenicowej nie zostało dotychczas ostatecznie ustalone. Hipotez jest kilka: tektoniczna, eoliczna, erozja.

Ryc. 5 – Strefa geomorfologiczna zachodniej Syberii