Landebenen im Pleistozän während maximaler Abkühlung. Nördlicher außertropischer Raum Glazial-Periglazialer Gürtel.
Im Pleistozän erlebte der nördliche außertropische Raum die Auswirkungen kontinentaler Vereisungen und der damit verbundenen klimatischen Phänomene während der Abkühlungsperioden. In der modernen Klimastruktur gibt es keine Entsprechungen zu diesem Klima; Nur bedingt kann das Klima der Antarktis und Grönlands einen Eindruck davon vermitteln. Die geologische Struktur der lockeren Ablagerungen, die diesem Gürtel entsprechen, spiegelt zwei Gruppen von Phänomenen wider – Spuren der direkten und indirekten Auswirkungen alter Eisschilde.
Der glaziale Teil des Gürtels (eigentlich der Gletschergürtel) ist das von terrestrischen Gletschern bedeckte Gebiet. Die Verteilung der Eisschilde wird durch das Vorhandensein glazialer Reliefformen und in geologischen Studien durch die Entwicklung einer glazialen Formation auf dem Territorium bestimmt. „Eine glaziale Formation ist eine Gemeinschaft sedimentärer Gesteinsformationen, die mit einem glazialen (kryohumiden) Klima verbunden sind, das durch Niederschläge gekennzeichnet ist feste Form und der Überschuss der Niederschlagsmenge gegenüber der Ablation. Gletscherformationen entstehen während eines langfristig stabilen Übergangs von Wasser in den Zustand von Gletschereis (Firn), der eine aktive (kontinentale Vereisung) oder passive (marine Vereisung) Bewegung aufweist“ (Geological Dictionary, 1978). Gemäß der Definition wird eine glaziale Formation in eine glazial-terrestrische Formation, die Eisschild-, Netzglazial- und Gebirgsglazialformationen umfasst, und eine glazial-marine Formation, die Schelfglazial- und Eisbergformationen umfasst, unterteilt.
Unter den Ablagerungen der glazial-terrestrischen Formation ist die Gletscherschichtformation weit verbreitet, bei der Moränen die spezifischste Art von Gletscherablagerungen sind – durch Gletschereis angesammeltes Schuttmaterial, das vom Gletscher getragen und von ihm im Verbreitungsgebiet zurückgelassen wird. Zu dieser Formation gehört auch eine paragenetische Gruppe – fluvioglaziale Ablagerungen.
Es gibt Moränenfazies: Moränen sind einfach und seitlich; Grundmoränen, intraglazial; Es gibt Endmoränen, deren Kartierung der Bestimmung der Grenzen der Verbreitung von Blattvereisungen zugrunde liegt. Die Lithologie der Moränen und die Morphologie des Moränenreliefs sind mittlerweile eingehend untersucht, was Rückschlüsse auf die Dynamik des Gletschers, das Zentrum seiner Entstehung, die Bewegungsrichtung, die Degradationsmerkmale, usw. Die Moräne und das Moränenrelief sind nicht der einzige Hinweis auf die alte Eisbedeckung. Weisen Sie Entwicklungszonen bestimmter Relief- und Ablagerungsformen zu, die das Zentrum der Vereisung konzentrisch umkreisen. Dies sind Zonen: Erhaltung des vorglazialen Reliefs, maximales Gletscherpflügen, Transport von Gletschermaterial, Ansammlung von Moränenmaterial, Entwicklung von periglazialen Seen und Tälern mit Gletscherwasserabflüssen, einschließlich Randkanälen (Aseev, 1974). Somit sind nicht nur die Moränen, sondern auch die Ablagerungen, die den in den oben genannten Zonen ablaufenden Prozessen entsprechen, Indikatoren für die Aktivität des Blattgletschers, insbesondere wenn räumliche Zusammenhänge erkennbar sind.
Eine Analyse der Verteilung auf der Erdoberfläche und Kartierung der Ablagerungen der Gletscherformation ermöglichte es, eine Vorstellung von Fläche, Volumen und Struktur der pleistozänen Vereisungen bei ihrer maximalen Entwicklung zu gewinnen. Aus der in Abb. dargestellten Karte lassen sich einige Schlussfolgerungen ziehen. 3.
Die Ureiszeitregion der nördlichen Hemisphäre erstreckt sich über zwei Kontinente auf beiden Seiten des Nordatlantiks sowie auf den Inseln Grönland und Island. In Nordamerika erreichten Schichtgletscher eine Breite von 40°N. sh., in Europa zogen sie bis 50 ° N. lat. sh., und im nordöstlichen Teil Europas und im westlichen Teil Nordasiens verlief die Grenze mit einem starken Anstieg der Breitengradposition auf den Längengrad der Nordspitze von etwa. Taimyr. Die nordwestlichen Ränder Nordamerikas, die dem Arktischen Ozean zugewandt sind, waren nicht von Gletschern bedeckt: Hier wurden keine glazialen Landformen gefunden. In diesem Zusammenhang ist es angebracht, an den Ausdruck „Kälte tötet Piloten“ zu erinnern.
Die Deckvereisung war heterogen strukturiert. Es gibt Eisschilde, zu denen Eisformationen gehören, deren Dicke so ist, dass die Oberfläche des Gletschers eine parabolische Form hat und die Unregelmäßigkeiten der Oberfläche unter dem Gletscher nicht wiederholt. Teile von Gletschern, deren Dicke weniger als einen Kilometer beträgt und deren Oberfläche das darunter liegende Relief wiederholt, werden als Eisschilde bezeichnet.
Der größte Eisschild Nordamerikas bestand aus drei oder vier Eisschilden: Grönland (heute vorhanden), Laurentian, Cordillera; vielleicht entstand zwischen der Kordillere und den Großen Seen ein viertes Zentrum – Kivatinsky. Alle diese Gletscher bildeten einen einzigen Eisschild (Markov et al., 1968). Eisbewegungen erfolgten aus verschiedenen Zentren, die wichtigste aktive Gletscherformation war der Laurentian Shield.
Europa war vom skandinavischen (europäischen) Gletscher bedeckt, dessen Zentrum im Norden Finnlands lag. Das Eis breitete sich nach Westen, Süden und Südosten aus und bedeckte den flachen Teil Westeuropas und den größten Teil der osteuropäischen Tiefebene. Möglicherweise gab es im äußersten Nordwesten Europas ein unabhängiges britisches Zentrum, das die Mitte Europas mit Eis versorgte. Zusätzliche Nahrung für den europäischen Eisschild lieferten die Gebirgstalgletscher der Alpen, die in Zeiten maximaler Abkühlung in die Ausläufer vordrangen und die Ausläufer der Ebenen besetzten. Der nordöstliche Teil Europas war von einem Gletscher bedeckt, der aus dem Zentrum des Urals (möglicherweise aus Nowaja Semlja) kam; es erreichte die Mündung der Wychegda und kam im Tal der nördlichen Dwina mit dem skandinavischen Gletscher in Kontakt. Die Vereisung Nordasiens hatte ihren Ursprung in Zentren im Polarural (Pai-Khoi), im Byrranga-Gebirge in Taimyr und im Putorana-Gebirge (Chernov, 2004).
Im Osten, in Nordasien, gab es keine Blattvereisung, hier entwickelte sich aktiv die Berg-Tal-Vereisung. In allen Gebirgssystemen der nördlichen Hemisphäre wurden größere Gebirgsvereisungen als bisher festgestellt. In Sibirien weitete sich die Gebirgsvereisung aus; Der „Ausbruch“ der Bodenvereisung beschränkte sich auf die Monsunregion im Fernen Osten.
Die antike Vereisung wird nicht nur durch Flächen charakterisiert, sondern auch durch die Volumina des antiken Eises und das Verhältnis von Volumina und Flächen in verschiedenen Regionen. Dieses Verhältnis wird als Intensität der Vereisung bezeichnet (entspricht der durchschnittlichen Dicke des Eiskörpers), davon hängen die „Lebensfähigkeit“ der Gletscherformation, die Dauer ihrer Existenz und die mit ihrem Abbau verbundenen Prozesse ab. Die Intensität der Vereisung spiegelt auch die paläoklimatischen Bedingungen während der Gletscherbildung wider.
Aus den oben genannten Daten folgt, dass die antike Vereisung Nordamerikas intensiver war als die Vereisung Eurasiens, was mit der größeren Feuchtigkeitsversorgung Nordamerikas heute und in der Vergangenheit einhergeht. Einen wesentlichen Einfluss auf den Feuchtigkeitsgehalt des gesamten Kontinents hatte auch das
Amerika war offen für Feuchtigkeit aus dem Süden.
Die Intensität der Vereisung in Eurasien nimmt in Richtung Osten um das Vier- bis Fünffache ab, und in derselben Richtung nahm auch die Kontinentalität des Klimas zu.
Eine Analyse der Lage und Parameter von Blattgletschern auf der Nordhalbkugel im Maximum ihrer Entwicklung ermöglicht es uns, die folgenden paläogeografischen Merkmale festzustellen. Die größten Gletscherkörper konzentrierten sich in Nordamerika und breiteten sich dort bis in die niedrigsten Breiten (38 ° N) aus. Die Eisschilde Nordamerikas und Eurasiens – die Laurentius- und die Skandinavische – flankierten die Feuchtigkeits- und Wärmequelle, die sie trennte – den Atlantischen Ozean. Beide Schilde wurden zu Eisschilden, als sie sich vom Atlantischen Ozean entfernten, aber in Nordamerika wurden sie nicht zu Eisschilden dünner. In der gleichen Richtung (mit zunehmender Entfernung vom Atlantischen Ozean) wichen die südlichen Grenzen der Eisschilde beider Kontinente nach Norden ab. Die Vereisung erreichte ihre größte Entwicklung nicht in der Arktis, sondern in der Subarktis und der gemäßigten Zone: Es gab Vereisungszentren. Als wir uns in Eurasien vom Atlantik nach Osten bewegten, wurde ein Abschwächungstrend in der Struktur der terrestrischen Vereisung beobachtet: Der skandinavische Schild wurde durch die ural-sibirischen Schichten ersetzt, die in höheren Breiten durch unterirdische Vereisung und Bergtalgletscher ersetzt wurden 60°.
In allen Gebirgssystemen der nördlichen Hemisphäre wurde eine größere Gebirgsvergletscherung als heute beobachtet, hauptsächlich in Form einer Gebirgstal-Vergletscherung, möglicherweise aber auch einer Nettovergletscherung. In Sibirien weitete sich die Gebirgsvereisung aus; Ein neuer „Ausbruch“ der Gebirgsbodenvereisung beschränkte sich auf die Monsunregion im Fernen Osten.
Der indirekte Einfluss der alten Eisschilde auf das Klima und die Landschaften im Pleistozän zeigte sich darin, dass besondere Klimabedingungen, die zusammen als teriglaziale Umgebung bezeichnet werden. Der gesamte Manifestationsraum periglazialer Bedingungen wurde Periglazialgürtel genannt, Teil eines einzigen glazial-periglazialen Gürtels. Haupteinfluss gemahlenes Eis auf den angrenzenden Räumen ist mit niedrigen Temperaturen über dem Eisschild oder der Eisdecke verbunden, die eine zusätzliche Abkühlung erzeugten, die die bereits bestehende durch die globale Abkühlung verstärkte. So erreicht die Lufttemperatur über der Antarktis derzeit -60°...-80° C, und der antarktische Eisschild senkt die Temperatur der angrenzenden Gebiete sowohl im Winter als auch im Sommer. Über den Gletschern herrscht hoher Druck, der Hangwinde mit konstanter Richtung verursacht. Infolgedessen ist das periglaziale Gebiet durch eine niedrige Luftfeuchtigkeit (Trockenheit, Extraaridität) gekennzeichnet. Das Ergebnis ist die Unterdrückung der Erosion und die Entwicklung von Hang- und Äolprozessen, ein tiefes Einfrieren der Böden, was selbst in niedrigen Breiten zur Entwicklung einer unterirdischen Vereisung führt. Es bildete sich eine spezifische Vegetation und Fauna.
Heutzutage findet man solche Situationen in hohen Breiten und in Gebirgsländern in großen absoluten Höhen. Obwohl sie dem Pleistozän etwas ähneln, gibt es keine vollständige Analogie. Dennoch werden einige Phänomene, die dem periglazialen Umfeld des Pleistozäns innewohnen, auch heute noch beobachtet. Dazu gehören unterirdische Vereisungen oder das Entstehungsgebiet dauerhaft gefrorener Böden.
Die moderne (beobachtete) kompakte unterirdische Vereisung beträgt in Eurasien 10.700.000 km2, in Nordamerika 9.000.000 km2 und in der Antarktis 2.700.000 km2 und nimmt insgesamt 14,5 % der Landfläche ein (Markov et al., 1968, laut I. A. Suetova und R. F. Flint). Neuere Schätzungen gehen von größeren Flächen aus.
Das Entwicklungsgebiet der unterirdischen Vereisung der nördlichen Hemisphäre ist in zwei Streifen unterteilt. Nördlich, mit altem, aber auch modernem unterirdischem Eis, ist ein kompakter Raum im Nordosten Eurasiens und im nördlichen Teil Nordamerikas, einschließlich Grönland; es liegt nördlich von 56-58° N. Sch. Der Südstreifen wird durch insularen Permafrost repräsentiert, der in Form von Flecken in einem großen Breitengradbereich vorkommt: in Angara und Transbaikalia bei Breitengraden von 5556 ° N. sh., und außerhalb Russlands weit im Süden (52-50 ° N. sh.).
Die Morphologie und Herkunft von Grundeis ist vielfältig. Die Erforschung der Kryosphäre in den letzten Jahrzehnten hat die Komplexität ihrer Struktur und die Vielfalt der Prozesse bei ihrer Entstehung gezeigt. Die Probleme der Entstehung und Entwicklung der Kryosphäre wurden zum Untersuchungsgegenstand eines eigenständigen Wissenschaftszweigs – der Kryolithologie, deren Erfolg das Verständnis der Paläogeographie von Kryochronen im Pleistozän erweiterte.
Der periglaziale Gürtel im Pleistozän (Markov et al., 1968) ist ein Gürtel um einen Plattengletscher, der je nach klimatischen Bedingungen eine unterschiedliche Breite aufwies. Genetisch ist es mit der Eisdecke verbunden und grenzt den eigentlichen Gletschergürtel nicht nur von Süden, sondern auch von Norden (in Nordamerika) ab. Beide Gürtel – glazial und periglazial – sind trotz der Unterschiede in der exogenen Reliefbildung genetisch untrennbar und werden daher als ein einziger ausgedehnter glazial-periglazialer Gürtel betrachtet (siehe Tabelle 3).
Ein Indikator für eine periglaziale Umgebung ist die Periglazialformation. Es gehört zur Gruppe der Eisformationen und ist eine Gemeinschaft sedimentärer Gesteinsformationen, die mit einem kryoariden Klima verbunden sind, in dem sich Eis nur in Form von Permafrost und Grundeis (Eisrunenformationen) oder auf der Wasseroberfläche ansammeln kann Becken (Eis-Marine-Formationen) (Geologisches Wörterbuch, 1978).
Wie aus der Definition hervorgeht, entspricht die periglaziale Bildung den Bedingungen der Dominanz trockener Kaltluft vom arktischen Typ, die in vielerlei Hinsicht dem maritimen Klima der terrestrischen Vereisung entgegengesetzt ist. Wo diese Bedingungen erhalten geblieben sind (ein stark kontinentales Klima der gemäßigten Zone), entwickelt sich die unterirdische Vereisung weiter und die Formen ihrer Manifestation werden immer komplexer. Wo die unterirdische Vereisung nicht erhalten geblieben ist (Meeresklima der gemäßigten Zone), sind nur noch geologische Spuren der unterirdischen Vereisung und andere Anzeichen einer periglazialen Lage vorhanden. Die Vielfalt der pleistozänen Periglazialformation ist in der Tabelle dargestellt. 5.
Aus der obigen Tabelle geht hervor, dass in der pleistozänen periglazialen Formation kryogene und kryogen-polygenetische Reihen weit verbreitet sind, mit Ablagerungen wie Eluvium mit Involutionen und kochenden Kesseln, mit Schottermuscheln und Pseudomorphosen entlang von Adereis, in denen geschmolzenes Eis ersetzt wird durch die Mineralmasse und daher bleiben die Formen dieser Keile in den Schnitten erhalten. Strukturelle und strukturelle Merkmale spiegeln unterschiedliche klimatische Bedingungen für die Bildung pleistozäner periglazialer Ablagerungen wider. Es gibt also Gruppen von Böden, die sich bei reichlich Schnee entwickeln, und Gruppen, die sich bei geringer Schneedecke und sehr tiefem Gefrieren bilden. Die erste Gruppe entspricht im fossilen Zustand Spuren verschiedener Bodenströmungsprozesse: Involutionen, Solifluktionszungen usw. Die zweite Gruppe von Böden ist durch verschiedene Formen von Frostrissen und im fossilen Zustand durch Pseudomorphosen entlang von Eiskeilen gekennzeichnet. In diesem Zusammenhang wird eine gewisse regionale Begrenztheit skizziert: In den periglazialen Formationen Westeuropas (England, Frankreich) sind Solifluktionstexturen häufiger, in den Formationen Mittel- und Osteuropas - Pseudomorphosen entlang von Eiskeilen (Zeiner, 1963).
Da neben der unterirdischen Vereisung auch äolische Prozesse eine wichtige Rolle im Periglazialgürtel spielten, ist die äolische paragenetische Reihe in der geologischen Formation vielfältig in Form von Äolsanden, Löss und lössähnlichen Lehmen vertreten. Die Intensität der Hangprozesse, die im Rahmen der Reduzierung der Vegetationsbedeckung stattfanden, wird durch das lehmige Schuttdeluvium mit Ausrichtung entlang des Streichens der Hänge und lehmige Säulenbildung belegt.
Besonderes Augenmerk sollte auf Löss und lössähnliche Ablagerungen gelegt werden, die als eines der Hauptphänomene des Pleistozäns gelten.
Lösse umfassen Lockergesteine (locker, locker, locker) mit spezifischen Merkmalen, die es ermöglichen, sie von kontinentalen Ablagerungen zu unterscheiden. Die granulometrische Zusammensetzung von typischem Löss wird von Aleurit (Größe 0,01–0,001 mm) dominiert, der bis zu 70 % der Gesamtzusammensetzung ausmacht, eine Größe von mehr als 0,25 mm kommt praktisch nicht vor und überschreitet 5 % nicht. Die Farbe des Lösses ist blassgelb, sehr selten grau. In der Mineralzusammensetzung dominieren Quarz, Silikate und Aluminiumoxid; neugebildete Mineralien sind Calcit (bis zu 6 %). Die Beschaffenheit des Lösses ist schichtlos oder verdeckt schichtig, er weist eine hohe Porosität (40-55 %) auf. Form und Größe der Poren sind vielfältig: Neben abgerundeten Mikroporen gibt es vertikale Tubuli, kavernöse bizarre geschlossene Formen. Aufgrund seiner hohen Porosität ist Löss durchlässig und weist eine hohe Setzungsneigung auf. Sie enthalten Einschlüsse in Form von Schalen von Landmollusken, Knochenreste kleiner Nagetiere und Karbonat-Neubildungen in Form von Kranichen. Der Löss zeichnet sich durch flächiges Vorkommen aus. Mächtige Lössschichten sind in der Lage, eine senkrechte Wand zu halten und Klippen von mehr als 10 m Höhe zu bilden.
Das Problem der Lössgenese war Gegenstand einer der lebhaftesten Diskussionen in der ersten Hälfte des 20. Jahrhunderts.
Die ursprüngliche Hypothese behauptete den physikalischen Ursprung des Lösses; ihre Befürworter waren F. Richthoffen und V. A. Obruchev. Grundlage der Hypothese war die granulometrische Zusammensetzung des Lösses, deren Gleichmäßigkeit unter den Temperaturkontrasten eines stark kontinentalen Klimas entstehen könnte, was zur Spaltung von Mineralien auf die Grenzkorngrößen führte.
L. S. Berg schlug eine geochemische Hypothese für die Entstehung von Löss vor und betrachtete ihn als Eluvium, das in einem trockenen Klima verwittert wurde. Grundlage für dieses Urteil waren analytische Untersuchungen, die eine mit der Bildung eines Bodenprofils vergleichbare chemische Differenzierung in Lösshorizonten zeigten. Er veröffentlichte das Werk „Löss als Verwitterungsprodukt“, das eine Bibliographie von 500 Titeln enthielt.
Die Hypothese der Lössbildung in einem frostigen Klima (die Hypothese der Kryogenese) wird durch moderne Arbeiten von Kryolithologen der Fakultät für Geographie der Moskauer Staatlichen Universität bestätigt, in denen analytische Methoden angewendet wurden, die mit dem Übergang von Wasser inhärente Zeichen aufdecken von einem festen Aggregatzustand in einen flüssigen Zustand.
Die Beschaffenheit der granulometrischen Zusammensetzung von Löss und lössähnlichen Gesteinen lässt uns eine führende Rolle bei der Entstehung physikalischer und vor allem frostiger Verwitterung übernehmen. Es scheint, dass es möglich ist, das Verbreitungsgebiet durch die Bedingungen eines kalten und trockenen Klimas (Periglazial) einzuschränken. Löss ist jedoch sowohl in den subtropischen als auch in den tropischen Zonen der nördlichen und südlichen Hemisphäre bekannt, wo seine Entstehung nicht mit einer stabilen negativen Temperatur und einer periglazialen Umgebung in Verbindung gebracht werden kann. Solcher Löss wird in Zentralasien und in China entwickelt. Löss aus China ist dank der Forschungen von F. Richthoffen (1877) seit langem bekannt. Es ist auf dem Lössplateau (Einzugsgebiet des Flusses Huang He) verbreitet, wo seine Mächtigkeit 140 m erreicht, und das Verbreitungsgebiet beträgt 440.000 km2. Unterschiede in den klimatischen Bedingungen der Lössbildung spiegeln sich in ihren Namen wider: Es wird zwischen „kalten“ und „warmen“ Lössarten unterschieden (Markov et al., 1968). „Kalter“ Löss weist in seiner Struktur Anzeichen kryogener Prozesse auf, wie z. B. Pseudomorphosen entlang von Eiskeilen usw. (siehe Tabelle 5). In den Schichten des „warmen“ Lösses gibt es keine derartigen Anzeichen, wohl aber Hinweise auf trockene Sedimentationsverhältnisse. Löss und lössähnliche Gesteine sind somit integraler Bestandteil der periglazialen Bildung, können aber auch unter anderen Bedingungen entstehen.
Die letzte Arbeit zum Problem der Entstehung von Löss war die Arbeit von Nikolai Ivanovich Krieger, der zeigte, dass viele Faktoren bei der Entstehung dieser Gesteine eine Rolle spielen; Führend in verschiedenen Klimazonen werden unterschiedlich. Gemeinsames Merkmal ist die gezielte Aufbereitung des Materials, die zu einer Zerkleinerung des Materials in eine schlammige Dimension führt. Die Unterschiede hängen mit den Übertragungsmitteln dieses Materials zusammen: Löss kann äolisch oder eluvial sein. In einem feuchten Klima kann sich jedoch kein Löss bilden, und dies ermöglicht es, zusammen mit anderen, eine Lössformation (erstmals von A.P. Pavlov, 1903 verwendet) als einzelne geologische Einheit herauszustellen, die einer trockenen klimatischen Umgebung entspricht (nicht dasselbe wie eine periglaziale Umgebung). ). Im Zusammenhang mit diesem Konzept hat die Diskussion über die Genese von Löss und lössähnlichen Gesteinen im Allgemeinen an Aktualität verloren.
In der Praxis der paläogeographischen Forschung muss man sich mit der Notwendigkeit auseinandersetzen, Abschnitte zu untersuchen, in denen Lössschichten zusammen mit fossilen Böden Horizonte aus glazialen, alluvialen, marinen und anderen Arten von Sedimenten enthalten und (oder) von diesen überlagert werden. In diesem Fall werden die Begriffe „Löss-Formation“, „Löss-Boden-Reihe“, „Löss-Boden-Formation“ verwendet; Unter diesen Begriffen versteht man einen geologischen Körper, der alle vorkommenden genetischen Lagerstättentypen umfasst. Da diese Begriffe von verschiedenen Forschern unterschiedlich verstanden werden, besteht Bedarf an einer einheitlichen Klassifizierung, und in der Arbeit der „Löss“-Geologen ist diese Aufgabe zur dringlichsten geworden.
Ein Merkmal des Periglazialgürtels ist die Bildung einer spezifischen Flora und Fauna, die das ganze Jahr über an niedrige Temperaturen und stark kontinentale Luftfeuchtigkeit angepasst ist.
In der Vegetation der Periglazialgürtel gab es trotz aller Unterschiede in den paläoklimatischen Bedingungen zwischen verschiedenen Kryochronen viele Ähnlichkeiten. Typisch ist vielleicht die Vegetationsbedeckung der letzten Eiszeit (Wurm, Valdai), für die zwei Arten periglazialer Vegetation unterschieden werden: Periglaziale Tundra und periglaziale Steppe. Es wurden auch mehrere Vegetationstypen identifiziert, die Gebiete fernab der Gletschergrenze bewohnten und keine grundlegende Umstrukturierung erfuhren (extraglaziale Vegetation), sich aber deutlich von der interglazialen Vegetation unterschieden. Entlang der Peripherie des skandinavischen Eisschildes waren weite Gebiete von Vegetation besetzt, die Tundra-, Steppen- und Waldkomponenten (Larix, Pinus, Betula) vereinte, stellenweise unter Beteiligung von Halophytengemeinschaften, was als periglaziale Vegetation bezeichnet wird, aber es ist mehr Es ist richtig, es Periglazial-Tundra zu nennen. Periglazial-Waldsteppen- und Steppenvegetation besetzte im Würm-Zeitalter eine Breitenzone von 75-45°N. sh., das sich über das gesamte Territorium Eurasiens erstreckt, kam es in seinem mittleren Breitengrad zu einem Rückgang der Waldvegetation.
Die Tierwelt des neuesten Kryochrons wird durch die Mammutfauna repräsentiert, in der es Tiere verschiedener ökologischer Gruppen gibt – Wald, Steppe und Tundra. Gleichzeitig dringen nördliche Formen weit in den Süden des modernen Lebensraums vor und Steppen- und Halbwüstentiere kommen weit im Norden vor. Charakteristische Tiere: Mammut, Wollnashorn, Rotwild, Rentier, Elch, Moschusochse, Vielfraß, Saiga, Fuchs, Polarfuchs, Wolf, Lemming, Ziesel, Murmeltier, Hase, Springmaus, Bär, Tiger, Hyäne usw.
Basierend auf der Untersuchung der Verteilung der Ablagerungen, aus denen die periglaziale Formation besteht, wurden Vorstellungen über den Raum geschaffen, den der periglaziale Gürtel maximal einnimmt, obwohl seine Grenzen nicht immer klar sind. Es wird angenommen, dass seine Fläche 16 Millionen km2 beträgt.
Wie oben erwähnt, sind beide Gürtel – glazial und periglazial – genetisch verwandt; Während der Kryochronen bildeten beide zusammen einen untrennbaren Raum. Aus allgemeiner klimatischer Sicht tendiert die terrestrische Vereisung zu maritimen Klimaregionen, während die unterirdische Vereisung eher zu kontinentalen Klimaregionen tendiert.
Bedeutet das, dass die Größe der unterirdischen Vereisung von der Größe des Bodens abhängt? Nein, vor allem weil jede dieser Formen, wie bereits erwähnt, mit einem unterschiedlichen Feuchtigkeitsgehalt der Atmosphäre entstanden ist. Da jedes der pleistozänen Kryochronen durch ein eigenes Paläoklima gekennzeichnet ist, wird angenommen, dass die maximale terrestrische Vereisung (Mittelpleistozän) von einem flächenmäßig nicht allzu großen Periglazialgürtel begleitet sein könnte. Kryolithologen glauben, dass die am weitesten verbreitete unterirdische Vereisung während der letzten (Wurm-)Eiszeit entstanden ist. Der Höhepunkt der Entwicklung kryogener Prozesse liegt im Zeitraum von 15.000 bis 17.000 Jahren. N. Die Grenzen der unterirdischen Vereisung dieser Zeit sind in Eurasien bei 4550 ° N markiert. Sch. (Kiew-Wolgograd), in Nordamerika - bei 40-35 ° N. Sch. Dementsprechend betragen die Gebiete der terrestrischen Vereisung zu diesem Zeitpunkt (maximale Entwicklung) 21.870 und 14.750.000 km2 (insgesamt mehr als 35 Millionen km2). Die Kontinuität des Eisgürtels wurde durch die Entwicklung der Meeresvergletscherung und das Vordringen der Grenzen des permanenten Meereises in niedrige Breiten ergänzt.
Die Bildung eines so riesigen glazial-periglazialen Gürtels während des pleistozänen Abkühlungsmaximums, dessen Fläche die Gesamtfläche der modernen arktischen und subarktischen Gürtel deutlich überstieg und deren südliche Grenzen sich in einigen Sektoren den südlichen Grenzen des Die moderne gemäßigte Zone und drang sogar in die Grenzen des modernen subtropischen Gürtels ein, führte zu einer radikalen Umstrukturierung der gesamten Struktur der geografischen Zoneneinteilung der nördlichen Hemisphäre. Praktisch verwandelte sich das Gebiet der modernen gemäßigten Zone mit Wald- und Steppenzonen und vielen Unterzonen Es wird angenommen, dass es einen Gletschergürtel mit Zonen arktischer Wüsten und einen Periglazialgürtel mit Periglazial-Tundra und Periglazial-Steppenvegetation gibt. Die Vielfalt der Landschaften in diesem Raum hat zweifellos abgenommen, obwohl davon ausgegangen werden kann, dass es andere, heute unbekannte Landschaften geben könnte: Die Räume des Periglazialgürtels sind groß, das Relief und das Klima und damit die Landschaften konnten nicht völlig einheitlich sein in seinem gesamten Gebiet. Dennoch trägt der dem gesamten Gürtel innewohnende einheitliche Hintergrund (kalt und trocken) noch nicht zur Landschaftsvielfalt bei. A. A. Velichko nannte dieses Phänomen in der pleistozänen Paläogeographie die Hyperzonalität der pleistozänen Kryochronen.
Gemäßigte Zone. Der Name „Gemäßigte Zone“ in Bezug auf den Raum, der an seine nördliche Grenze zur glazial-periglazialen Zone und die südliche Grenze zum tropisch-äquatorialen Raum angrenzt, ist bedingt, da er nicht der gemäßigten Beleuchtungszone entspricht. Es wäre notwendig, einen neuen Namen zu finden, der die charakteristischen Merkmale dieses Raums während der kältesten Phasen des Pleistozäns im Gegensatz zu den modernen widerspiegelt. Es gibt jedoch keinen gemeinsamen Namen für den gesamten Gürtel, der das Gebiet des modernen subtropischen Gürtels einnimmt. Paläoklimatisch gesehen ist die Feuchtigkeit die Hauptkomponente, die sich in diesem Gürtel stark verändert hat. Landschaftlich war dieses Gebiet von Wald- und Steppenvegetation geprägt. Es ist die Zonierung der Vegetation, die diesem Gebiet während der kältesten Stadien des Pleistozäns innewohnt, die Anlass gibt, den Gürtel als „gemäßigt“ zu bezeichnen.
In der Zoneneinteilung von K. K. Markov wird für dieses Gebiet im Pleistozän der Name „Pluvialgürtel“ (wörtlich „regnerisch“) verwendet, da in einigen Bereichen dieses Gürtels im Vergleich zu modernen Bedingungen das Klima wahrscheinlich viel feuchter war. Die ersten Ideen zu diesem Phänomen in den Klimaschwankungen des Pleistozäns entstanden im Zusammenhang mit dem Vorhandensein hoher Seeterrassen moderner abflussloser Seen, die im Gebiet der modernen subtropischen und südlichen gemäßigten Zonen zahlreich vorkommen. Der Wasserhaushalt abflussloser Seen reagiert empfindlich auf die Abkühlung des Klimas, da dadurch die Verdunstung von der Oberfläche des Sees deutlich reduziert und sein Verbrauch reduziert wird. Im Zuflussteil kann aus dem gleichen Grund (Verringerung der Verdunstung von der Beckenoberfläche) der Zufluss in den See zunehmen, was auch zu einer Vergrößerung des Wasservolumens im See beiträgt. Auch die Niederschlagsmenge auf der Seeoberfläche kann zunehmen. Veränderungen im Gleichgewicht der Seen führen zu Schwankungen ihres Pegels. Die Bildung transgressiver Seeterrassen und Veränderungen in der Zusammensetzung der Seesedimente gehen mit einem gerichteten Anstieg des Seespiegels einher. Der synchrone Anstieg des Pegels abflussloser Seen über ein riesiges Gebiet des nordamerikanischen Kontinents diente als Grundlage für die Annahme, dass die Beziehung „maximale Kühlung – maximale Feuchtigkeit“ stabil ist. In den Hochterrassen nordamerikanischer Seen gab es Funde kälteliebender Fauna, und geochronometrische Daten zeigten, dass ihr Alter der Zeit maximaler Abkühlung im späten Pleistozän entspricht (für frühere Kälteepochen liegen solche Informationen nicht vor). Auf der Grundlage dieser Studien wurde der Begriff „pluviale Epochen“ für kalte Stadien außerhalb des Bereichs der Eisschildentwicklung verwendet, und die Seen, die während der Abkühlungsperioden übertraten, wurden als „pluviale“ Epochen bezeichnet. Der Name wurde 1868 von A. Taylor vorgeschlagen. Warme und trockene Epochen, begleitet von der Rückbildung dieser Seen, wurden als „interpluvial“ bezeichnet. Es wurde ein Postulat formuliert: „Die Hauptmerkmale der pleistozänen Geschichte des subtropischen Gürtels sind seine Befeuchtung während der Eiszeiten und seine Austrocknung während der Zwischeneiszeit“ (Markov et al., 1968, S. 161). So entstand die Hypothese der klassischen Pluvials. In Zukunft erwies sich diese Regel jedoch in Bezug auf den gesamten Gürtel als nicht universell. In den 1980er Jahren entstand eine komplexere Vorstellung von den zeitlichen Zusammenhängen dieser Ereignisse, die auf Studien zu Schwankungen des Pegels abflussloser Seen im späten Pleistozän in den Trockenzonen der nördlichen Hemisphäre Afrikas und Eurasiens basierte.
Die spätpleistozäne Geschichte des Mittelmeerraums ist gut erforscht. Im modernen Klima dieses Territoriums spielt der westliche Transport eine wichtige Rolle: Im Winter verlaufen hier die Bahnen feuchtigkeitstransportierender Wirbelstürme und bestimmen den Feuchtigkeitsgehalt dieses Territoriums; Im Sommer dominiert tropische Luftmasse. In Zeiten der Abkühlung veränderte sich bei stabiler Eisdecke die atmosphärische Zirkulation. Da über dem Valdai-Gletscher ein Hochdruckgebiet entstand, zogen die Wirbelstürme weiter nach Süden als heute und befeuchteten den Süden des Mittelmeers – den Norden Afrikas – und breiteten sich bis in die moderne tropische Zone aus. Der globale Temperaturrückgang führte zu einer Verringerung der Verdunstung und trug zu einem Anstieg der endorheischen Seen bei. Spuren allgegenwärtiger Befeuchtung während der Vereisung im späten Pleistozän bestätigen für das südliche Mittelmeer und Nordafrika sowie für Kleinasien die Beziehung zwischen „Vereisung und Pluvial“ gemäß der Hypothese der klassischen Pluviale (Varushchenko et al., 1987).
Das Kaspische Meer, dessen Pegelschwankungen nicht nur mit klimatischen Schwankungen, sondern auch mit dem Abfluss aus einem riesigen Gebiet verbunden sind, wurde auch als „pluviales“ Reservoir bezeichnet. Es wurde angenommen, dass die Überschreitungen des Kaspischen Meeres der maximalen Entwicklung der Vereisung auf dem Gebiet der osteuropäischen Tiefebene entsprechen. Nach modernen Informationen zur Geschichte des Spätpleistozäns bleibt diese Entsprechung teilweise erhalten, es besteht jedoch kein vollständiger Synchronismus zwischen diesen Phänomenen: Die Maxima zahlreicher pleistozäner Überschreitungen des Kaspischen Meeres fallen auf verschiedene Teile der pleistozänen Verbindungen.
In den Ebenen Zentralasiens, Kasachstans, dem südlichen Teil Westsibiriens und Ostsibiriens kam es während der Vereisungen zu einer Austrocknung des Klimas, und eine Befeuchtung war wahrscheinlicher in warmen (wärmeren als heute) Interglazialen möglich. Die diesen Regionen innewohnende Kontinentalität des Klimas verstärkte sich erst während der Kryochronen, so dass die Vereisungen den Trockenzeiten entsprachen, obwohl das Klima bereits während der Zwischeneiszeiten (einschließlich der modernen) trocken war. Während des gesamten Pleistozäns herrschten in den Wüsten Asiens keine pluvialen Bedingungen, und der Begriff „pluvial“ ist auf dieses Gebiet nur anwendbar, da er den Vergleichszustand des Klimas im Vergleich zu einem noch trockeneren Klima widerspiegelt (Ravsky, 1972).
Der östliche Rand der subtropischen Zone Eurasiens ist die Arena der Monsunzirkulation, die derzeit als Dominanzgebiet der Regenbedingungen bezeichnet werden kann. Die Feuchtigkeitszirkulation erfolgt hier durch den Monsun und hängt von der Intensität der Monsunzirkulation ab. Vor dem Hintergrund der Regression des Weltmeeres während der Vereisungen schwächte sich die Monsunzirkulation sowohl in den tropischen als auch in den außertropischen Regionen ab, daher entsprachen die Ariden den Vereisungen im Vergleich zu den Thermochronen (Alekseev, 1978).
Ein bedeutender Teil des Territoriums liegt östlich der Südküste des Kaspischen Meeres, etwa auf der Breite des Mittellaufs des Flusses. Gelber Fluss, besetzt von Bergen. Bei einer allgemeinen Abkühlung stellte sich heraus, dass es sich um eine Region mit Gebirgsvereisung handelte. Die Entwicklung von Gebirgsvergletscherungen, unabhängig von der Breitenlage, trägt zur Bildung von Regenbedingungen bei, da Berge Feuchtigkeitskondensatoren sind. Gebirgsregionen und Regionen der Entwicklung der Gebirgsvereisung im Pleistozän gehören, wie bereits erwähnt, zu einer besonderen Kategorie von Regionen, die hier nicht berücksichtigt wird.
Im Werk von Yu. M. Vasiliev, das in der Sammlung für den INKVA-Kongress von 1982 präsentiert wurde, ist das in der zweiten Hälfte des 20. Jahrhunderts angesammelte Werk entstanden. Intelligenz. Die wichtigsten Bestimmungen lauten wie folgt. In den an den glazial-periglazialen Gürtel angrenzenden Gebieten könnten sich während der maximalen Vereisung nicht nur pluviale, sondern auch trockene Bedingungen entwickeln. Klimatische Unterschiede zwischen Kryochronen und Thermochronen äußerten sich hier in einer deutlichen Veränderung weniger des thermischen Regimes als vielmehr der Befeuchtung, die durch Veränderungen der atmosphärischen Zirkulation bestimmt wurde. Während der Kaltperioden des Pleistozäns nahm die Intensität der Feuchtigkeitsversorgung des Landes im Vergleich zu Warmperioden im Allgemeinen ab, da der Pegel des Weltmeeres sank und sich die Landfläche aufgrund von Schelfeisschilden weiter ausdehnte. Eine intensive Feuchtigkeitszirkulation konnte nur in engen Kontaktbereichen zwischen Land und Meer mit günstigen Richtungen der vorherrschenden Winde aufrechterhalten werden (z. B. Westtransport im atlantischen Sektor Afrikas und in Kleinasien).
Während es im südlichen Teil des nördlichen außertropischen Raums in hohen Breiten im Pleistozän zu einem Wechsel von Vergletscherungen und Interglazialen kam, wurden Pluvialzeiten durch Trockenzeiten ersetzt. Es gab jedoch keine Ein-Zeichen-Korrelationen zwischen Vereisungen und dem Klima der an den glazial-periglazialen Gürtel angrenzenden Gebiete: Sowohl trockenes als auch pluviales Klima konnten Vereisungen entsprechen, das pluviale Klima entsprach manchmal den Anfangsphasen der Vereisungen, manchmal bis zu deren Ende . Der Begriff „pluvial“ hat somit keinen chronologischen Zusammenhang mit der Entwicklung oder dem Abbau von Eisschilden, sondern wird zu einem Begriff zur freien Verwendung, der den vergleichenden Zustand des Klimas der Region im paläogeografischen Sinne widerspiegelt (Vasiliev, 1982).
Die Aufgabe der paläogeographischen Analyse für die pleistozäne gemäßigte Zone ist die Zuordnung von Sektoren für Kryochronen
mit überwiegend pluvialem oder trockenem Klima. Die Grundlage für unklare Klimaschwankungen im Pleistozän könnte die Vielfalt der klimatischen Bedingungen in den modernen Subtropen sein.
Auf der Nordhalbkugel umfasst die subtropische Zone Nordafrika, die südliche Halbinsel Europas, Westasien, den Kaukasus, den Süden Zentralasiens und einen Teil Zentralasiens, Zentralchina und den südlichen Teil Japans, in Amerika erstreckt sie sich von der kalifornischen Halbinsel in den nördlichen Teil von Florida, USA. Dieser Gürtel wird saisonal von verschiedenen dominiert Luftmassen: tropische Luft im Sommer, gemäßigt im Winter. Darüber hinaus werden Sektoren mit mediterranem, trockenem und Monsunklima je nach Charakteristik der atmosphärischen Zirkulation unterschieden (Abb. 6).
Der Vergleich paläolimnologischer Rekonstruktionen mit modernen Klimazonen des subtropischen Gürtels legt nahe, dass Pluviale den Entwicklungsgebieten des modernen Mittelmeerklimas während der pleistozänen Kryochronen inhärent waren; Gebiete mit kontinentalem subtropischem Klima -arid. Mit arid sind im Vergleich dazu Klimazonen gemeint, die trockener sind als heute. In diesem Sinne sind Ariden auch charakteristisch für subtropische Monsunregionen, die während Kryochronen trockener werden. Die pluvialen Seen Nordamerikas sind nicht nur ein paläoklimatisches, sondern auch ein paläoglaziologisches Phänomen, da die nordamerikanischen Seen im Pleistozän als limnoglaziale Komplexe betrachtet werden können (Sevastyanov et al., 1993), ähnlich den Seen der Westmongolei und anderen Seen, die mit der Entwicklung der Gebirgsvereisung verbunden sind.
Der nördliche außertropische Raum veränderte sich während der pleistozänen Kryochronen dramatisch. Die klimatischen Bedingungen veränderten sich in seinem gesamten Gebiet völlig, was nicht nur eine Folge der starken globalen Abkühlung war, sondern auch das Ergebnis des Einflusses des entstehenden Eisschildes, der für zusätzliche Abkühlung sorgte. Die Landschaftsstruktur veränderte sich in Richtung abnehmender Landschaftsvielfalt: Die Polyzonierung wurde durch die Hyperzonierung ersetzt. Außerhalb des glazial-periglazialen Gürtels veränderte sich die Luftfeuchtigkeit stark, was einen unterschiedlichen Feuchtigkeitsaustausch zwischen Ozean und Land unter den Bedingungen einer tiefen glazieustatischen Regression des Weltozeans widerspiegelte. Diese Veränderungen machten sich am deutlichsten in den atlantiknahen Bereichen der Landebenen bemerkbar, wo die Feuchtigkeit zunahm (Pluviale). Andererseits wurde es in den kontinentalen Sektoren der gemäßigten Zone deutlich trockener und die Monsunzirkulation schwächte sich ab.
Südlicher außertropischer Raum
Die Südhalbkugel unterscheidet sich von der Nordhalbkugel in der Struktur des globalen Reliefs: Das Land bedeckt nur 19 % seiner Fläche, während sein Anteil auf der Nordhalbkugel 39 % beträgt. Die Asymmetrie der Erdfigur drückt sich darin aus, dass auf der Nordhalbkugel 50-70 Breitengrade einen theokratischen Ring bilden und auf der Südhalbkugel auf den gleichen Breitengraden ein Thalassokratischer Ring liegt. Die Asymmetrie des Plobalreliefs manifestiert sich in der asymmetrischen Struktur der Landschaftshülle. Somit ist das Klima auf der Südhalbkugel insgesamt gleichmäßiger als auf der Nordhalbkugel: Auf der Nordhalbkugel beträgt die Langzeittemperatur im Juli und Januar 22,4 bzw. 8,6 °C und auf der Südhalbkugel im Januar und Juli, 17,5 und 11,3 °C. Die Arktis verfügt über eine schwach entwickelte kontinentale und eine hochentwickelte marine und unterirdische Vereisung. Die Antarktis ist ein Kontinent, der von einem ozeanischen Ring umgeben ist, der mit einer mächtigen Eisdecke bedeckt ist: Die kontinentale Vereisung ist hoch entwickelt, während die Vergletscherung im Meer und im Untergrund schwach ausgeprägt ist. Aufgrund der unterschiedlichen Geschichte von Flora und Fauna weisen floristische und faunistische Gebiete tiefe systematische Unterschiede auf. Die Landschaftsstruktur ist asymmetrisch: Auf der Südhalbkugel gibt es keine typischen Tundren und Waldtundras, Taiga, Waldsteppen und Wüsten der gemäßigten Zone. Daher kann die polare Asymmetrie als eine Struktur ersten Ranges betrachtet werden, geographische Zonalität oder Zonalität – zweiten Ranges, da „Zonalität“ nicht die Verteilung azonaler Faktoren beherrscht, wohl aber die Kontrolle azonaler Faktoren über die Verteilung zonaler Phänomene kann nicht geleugnet werden (Kalesnik, 1970).
Glazial-Periglazialer Gürtel. Der wichtigste Eisschild auf der Südhalbkugel war im Pleistozän wie auch heute der Eisschild der Antarktis. Während der maximalen Abkühlung des Pleistozäns könnte es jedoch auch in der außerantarktischen Region zu Vergletscherungen kommen – an den südlichen Enden der Kontinente und auf den Inseln des Südpolarmeeres. Es ist ratsam, den glazial-periglazialen Gürtel der Antarktis und die außertropischen Gürtel der südlichen Hemisphäre, die sich außerhalb dieses Kontinents befinden, getrennt zu betrachten.
Antarktis. Die derzeitige Vereisung der Antarktis beträgt zusammen etwa 14 Millionen km2 Meereis- 15 Millionen km2; Das Eisvolumen beträgt 24 Millionen km3, was 90 % der Vereisung der gesamten Erde ausmacht. Die Antarktis ist vollständig mit Eis bedeckt, 10 % des kontinentalen Eises geht über die Grenzen seines steinernen Teils hinaus und bildet Eisschelfs. Die absolute Höhe des Festlandes mit Eis beträgt 2040 m, der Steinteil erreicht eine Höhe von 860 m.
Die Untersuchung der Antarktis liefert Informationen über die Eigenschaften pleistozäner Eiskappen, insbesondere über die Temperatureigenschaften des kontinentalen Eises. Am Boden des Deckeises schwankt die Temperatur zwischen -10 und -30 °C, es gibt Bereiche, in denen die Temperatur in Bodennähe den Schmelzpunkt erreicht, solche Gletscher mit „warmer Basis“ bewegen sich und gleiten über einen Zwischenfilm aus Schmelzwasser. Dies sind die Eisschelfs Ross und Filkhner, die von Wasseransammlungen, vermutlich subglazialen Seen, unterlagert sind. Das Wurzelbett solcher Gletscher liegt unterhalb des Meeresspiegels, was zu ihrer Pulsation beiträgt.
Die Zeit der Vereisung der Antarktis als lokalem Gebirgsgletscher wird dem Oligozän zugeschrieben – vor 38 Millionen Jahren. N. Es wird angenommen, dass 60 Millionen Liter. N. Die Antarktis war noch Teil von Gondwana. Der Trennung von Südamerika und dann der Trennung Australiens von der Antarktis folgte das Auftreten der polarnahen ozeanischen Zirkulation des südlichen Ringstroms, der das Festland vom Einfluss warmer Strömungen isolierte (Svitoch et al., 2004). Von hier aus ist der Beginn der Vereisung der Antarktis eine Folge tektonischer Ereignisse, die zu einer Umstrukturierung der Ozeanzirkulation führten. Als Folge der gezielten Abkühlung kam es zu einer Zunahme der Gebirgsvereisung. Es wird angenommen, dass 20 Millionen Liter. N. Die Vereisung bedeckte einen erheblichen Teil des Kontinents, erreichte aber noch nicht die Küste. Eisbergablagerungen vor der Küste der Antarktis traten in einer Masse zwischen 5,5 und 4,5 Millionen Jahren auf. N. Dieser Moment gilt als kritisch in der Geschichte der Kryosphäre, insbesondere in der Entwicklung der spätkänozoischen Vereisung der Erde (Zubakov, 1978). Seitdem ist der „Antarktische Kühlschrank“ zu einem globalen Faktor bei der Abkühlung der Ozeane geworden; katastrophale Eisabflüsse wurden möglich – „Wellen“, die den stufenweise oszillierenden Charakter des Klimaregimes kalter Epochen beeinträchtigten; Es begannen rhythmische Schwankungen des Meeresspiegels aufzutreten. Auf globaler Ebene hat sich der Mechanismus der atmosphärisch-ozeanischen Zirkulation auf dem Planeten verändert.
Ideen über Veränderungen in der Größe des Eisschildes der Antarktis während des Pleistozäns könnten aus indirekten Quellen gewonnen werden. Die umfassendste Vorstellung von der Dynamik des Gletscherrandes liefert die Untersuchung der Schelfablagerungen. Der Nachweis von grobem klastischem Material im Flachwasser des Schelfs zeigte, dass sich seine Ansammlungen nicht mehr als 100 km nördlich der heutigen Eiskante befinden, was einer leichten (bis zu 5 %) Verlängerung des Eisschildradius entspricht. Die Untersuchung der Spuren der Vereisung auf dem Festland lieferte weniger verlässliche Informationen. Anzeichen für einen höheren Eisstand wurden in den Spuren von Aushöhlungen auf Nunataks gefunden. Solche Techniken wurden auch auf der Nordhalbkugel eingesetzt, am Beispiel der Spuren der Gletscherausbrüche in den Bergen Skandinaviens und Nordamerikas. Für die Antarktis geben diese Daten die Position an modernes Eis unter der Maximalposition um 500 m. Für Skandinavien beträgt dieser Wert 2500 m, für Nordamerika - 3000 m. Es stellt sich heraus, dass die Variabilität des antarktischen Schildes während des Pleistozäns 56-mal geringer ist als die der pleistozänen Eisschilde des nördliche Hemisphäre. Tatsächlich ist die Variabilität der antarktischen Vereisung sogar noch geringer, da die Messungen an ihrem Randbereich und nicht in der Mitte durchgeführt wurden. Somit ist es offensichtlich, dass die Vereisung der Antarktis im Pleistozän nicht verschwunden ist, ihre modernen Ausmaße ähneln denen der kältesten Zeit. Dies bedeutet, dass die pleistozäne Geschichte der Antarktis den Wechsel von glazialen und interglazialen Epochen im „europäischen“ Sinne des Wortes nicht kannte. In diesem Zusammenhang schlug S. M. Myagkov vor, polare und mittlere Vereisungen als Vereisungen unterschiedlicher Art zu betrachten, die sich in den Bedingungen des Auftretens, dem Grad der Stabilität und der Dauer ihrer Existenz erheblich unterscheiden. Die Berechnung des Eishaushalts des antarktischen Eisschildes (Bardin, Suetova, 1965) zeigte eine Zunahme des Eisschildes der Antarktis, während die Gletscher in den meisten anderen Regionen der Erde abnahmen (Markov et al., 1968). Es ist davon auszugehen, dass globale Erwärmungen von der Größenordnung intra- und sogar jahrhundertealter nicht zum Abbau des Eisschildes der Antarktis, sondern zu dessen Wachstum führen könnten, da sie zum intensiven Feuchtigkeitsfluss in das Innere der Antarktis beitrugen eisigen Kontinent, wo es sich in Form von Schnee und dann Eis ansammelte.
Die Antarktis ist das klassischste Gebiet moderner periglazialer Phänomene (Geographie der Antarktis, 1968), da diese Phänomene durch den indirekten Einfluss von Eisschilden entstehen. Im Gegensatz zur nördlichen Hemisphäre sind die Abmessungen des periglazialen Teils des Gürtels, der durch die Fläche des antarktischen Festlandes begrenzt wird, jedoch gering und werden durch einen schmalen Streifen direkt neben dem Rand des Eisschildes dargestellt . Der äußere Gürtel der Antarktis ist der subantarktische Gürtel. In diesem Raum herrscht (und hatte vermutlich auch im Pleistozän) ein kühles, feuchtes Klima, das unter dem Einfluss des ozeanischen Rings um die Antarktis entsteht. Auf dem Festland selbst entwickeln sich auf exponierten, eisfreien Flächen unter periglazialen Bedingungen Verwitterungsprozesse, in Gesteinssenken finden sich Seen und Flüsse und es gibt eine spezifische Flora und Fauna. Geografische Muschel aus Stein
Die Antarktis ist voller und schwieriger als die eisige. Am typischsten sind diese Phänomene in den antarktischen Oasen.
Der Name „Oase“ in Bezug auf die Antarktis wurde 1938 von A. Stefansson, einem Mitglied der J. Ramill-Expedition zur Antarktischen Halbinsel, vorgeschlagen, dieser Name setzte sich später durch. Die Oasen der Antarktis sind sehr kleine (aber mehr als 10 km2) kahle Flächen, die eine besondere, jeweils unterschiedliche Strahlungsbilanz aufweisen; Ihnen fehlt nicht nur Eis, sondern auch Schnee fast vollständig, und es gibt „trockene“ Flusslandschaftsformen. Die Gesamtfläche der Oasen beträgt etwa 6000 km2, nur 1/2000 der Fläche des Eisschildes, aber in einigen Bergregionen nimmt ihre relative Bedeutung zu, beispielsweise in den Bergen des Queen-Maud-Landes. Die flächenmäßig größten Oasen liegen im Küstenbereich nahe der Schildkante (Tabelle 6).
Eines der Hauptphänomene des Periglazials ist die Entwicklung der unterirdischen Vereisung. In Oasen werden Permafrostkerne beobachtet. Auch unter dem dünnen Randteil der Eisdecke ist eine unterirdische Vereisung möglich, was auf deren Existenz auf der Oberfläche eines Schelfs hindeutet, der flach unter einer Meereswasserschicht liegt. Die Fläche der modernen unterirdischen Vergletscherung der Antarktis wird auf etwa 2 Millionen km2 geschätzt, was nur 10 % der Fläche der modernen unterirdischen Vereisung auf der Nordhalbkugel ausmacht.
Moderne periglaziale Phänomene in den Oasen der Antarktis können denen ähneln, die an den Grenzen von Eisschilden in den kältesten Perioden des Pleistozäns auftraten, man sollte jedoch die Besonderheit der geografischen Lage des Antarktischen Schildes – seiner Meeresumwelt – berücksichtigen . In der Geochemie hypergener Prozesse entsteht einerseits eine kontinentale Wüstenverwitterung, ähnlich der chemischen Verwitterung in den kalten Hochgebirgswüsten Zentralasiens, andererseits wird eine erhebliche Menge an Meersalzen dorthin transportiert Kontinent und lagerten sich in Form von Ablagerungen auf der Oberfläche von Gesteinen ab. Weit entfernt von der Küste, zum Beispiel in den Bergen des Queen-Maud-Landes, auf einer Höhe von 2500 m, sind dunkle Krusten von Wüstenbraun weit verbreitet, und auf der Unterseite der Abschuppungsplatten sind dünne, dichte, helle Krusten unterschiedlicher Zusammensetzung zu sehen. Es gibt Krusten in Form hellweißer Plaques; Dabei handelt es sich um Ansammlungen von Gips, Calcit und Mirabilit, die Produkte kontinentaler Verwitterung sind.
In Oasen wird der Prozess des Wasserschmelzens unter periglazialen Bedingungen beobachtet. Trotz der negativen Lufttemperatur kommt es unter dem Einfluss der direkten Sonneneinstrahlung zu einer Erwärmung der Oberflächen. Sogar in der Zentralantarktis wurde Schmelzen auf dunklen Oberflächen unter Bildung von Wasser beobachtet. Im Sommer fließen Schmelzwasserströme am Boden der „trockenen“ Täler der Oasen entlang, ihr Fluss stoppt jedoch für mindestens 10 Monate, so dass der Gesamtfluss Oberflächenwasser ist sehr klein und nur in einem schmalen Randstreifen des Festlandes möglich, und das Schmelzwasser, das in das Eis eindringt, gefriert und erreicht oft nicht die Meeresküste.
In der Antarktis wurden zahlreiche Seen entdeckt, darunter auch solche, die ständig mit Eis bedeckt sind. Die Landschaften einiger Oasen können als Seelandschaften (Banger-Oase) definiert werden. Abhängig von den Eigenschaften des Eisregimes sind die Gewässer der Seen hinsichtlich der thermischen Eigenschaften und des Salzgehalts unterschiedlich: von ultrafrisch bis salzig (der Lake Don Juan Pond hat einen Salzgehalt von mehr als 38 %). Es ist das Phänomen der dauerhaften Eisbedeckung über Millionen von Jahren, die in Seegewässern ein besonderes Stoff- und Energiegleichgewicht erzeugt, das der Grund für die hohe Salzkonzentration in diesen Seen sein kann.
Die Biota der Oasen der Antarktis ist arm, was natürlich ist: Nirgendwo auf dem Planeten gibt es Land, das so nahe am Pol frei von Eis ist. Die Flora ist allgegenwärtig aus Bakterien, Flechten, deren Vielfalt mit zunehmender Annäherung an den Pol abnimmt, und Moosen. Im schmalen Streifen der Westküste
Auf der Antarktischen Halbinsel gibt es farnartige, blühende Pilze, aber das ist bereits der subantarktische Gürtel. Die Fauna der Antarktis ist mit der Meeresumwelt verbunden. Kontinentale Bewohner von Wirbellosen werden durch Spinnentiere (Milben) und Insekten repräsentiert. Die Population der Seen ist vielfältiger. Sie enthalten eine Vielzahl von Algen, die Bewuchsfilme bilden, und wenn sie absterben, Algensapropel; Grünes Moos wächst in Dickichten mit einer Bodentiefe von bis zu 30 cm. Zu den Tieren im Plankton gehören Rädertierchen und Ruderfußkrebse, ganz unten - Spulwürmer(Markov, 1986).
Die Entwicklung der Vereisung fand in beiden Erdhalbkugeln statt unterschiedlich. Auf der Südhalbkugel begann es viel früher und dauert bis heute an. Seit Beginn seiner Entstehung in Form eines Plattengletschers (etwa 5 Millionen Jahre lang) verschwand er nicht, sondern pulsierte nur.
Außerantarktische Gürtel. Drei der vier außertropischen Gürtel – subantarktischer, gemäßigter und subtropischer Gürtel – besetzen auf der Südhalbkugel kleine südliche Teile der Kontinente Südamerika, Afrika, Australien und im Ozean verstreute Inseln vom subtropischen bis zum subantarktischen Gürtel. Paläogeographische Rekonstruktionen für maximale Abkühlung basieren auf Materialien aus der Mitte des letzten Jahrhunderts (Markov et al., 1968). Bisher sind trotz der Ausweitung der Forschungsarbeit keine neuen Ideen entstanden. Für Südamerika und Neuseeland liegen Daten zur pleistozänen Landgeschichte vor.
Die Vorstellungen über die Gesamtfläche der pleistozänen Vereisung in Südamerika sind widersprüchlich. Die Mehrheit der Forscher spricht von einer kleinen Vereisungsfläche (140.000 km2), einige Autoren halten sie jedoch für gleich der Fläche der modernen Vereisung in Grönland – 1,6 Millionen km2 (Abb. 7). Grundlage für ein solches Urteil ist das Vorhandensein weit entwickelter pleistozäner klastischer Ablagerungen der „Tahuelho“-Formation, die über die Grenzen der Moränen der Gletscher am Fuße der Anden hinaus verbreitet sind und sich an deren Atlantikhang lehnen. Die Entstehung dieser Ablagerungen ist nicht geklärt; manche halten sie für Moränen. Die Lössformation ist in Südamerika weit verbreitet, und zwar nicht nur im außertropischen (modernen Subtropengebiet), sondern auch im tropischen Raum. Sie wurde deshalb „Pampian-Formation“ genannt
unterscheidet sich vom Löss anderer Kontinente dadurch, dass er mit der Asche der Andenvulkane gesättigt ist. Pampische Ablagerungen gehören eher zu „warmen“ Lössgewässern; Ihre Beschränkung auf bestimmte (kalte oder warme) Klimazonen wurde nicht offenbart.
In den östlichen Anden wurde eine Senkung der Schneegrenze festgestellt, die von Süden nach Norden, von der gemäßigten zur tropischen Zone, von 500 auf 1000 m zunahm. Dies deutet auf eine Verschiebung der Zone feuchter gemäßigter Luftmassen zum Äquator während der pleistozänen Abkühlung hin. Die Ausdehnung der gemäßigten Zone bei kaltem Wetter ging mit einer Befeuchtung einher, d. h. für die südlichere Hemisphäre, die maritimer ist, scheint die Hypothese der klassischen Pluviale universeller zu sein als für die nördliche Hemisphäre.
Die pleistozäne Geschichte des außertropischen Raums in Südamerika ist in erster Linie die Geschichte der Gebirgsvergletscherung, die sich in den patagonischen Anden Südamerikas entwickelte.
Im letzten Jahrzehnt wurden seine Schwankungen während des Übergangs vom späten Pleistozän zum Holozän eingehend untersucht (Borisova, 2005), was es ermöglichte, Klimaschwankungen auf der Südhalbkugel mit synchronen Ereignissen auf der Nordhalbkugel zu vergleichen. Die wichtigste Schlussfolgerung dieser Studien war die Bestätigung des globalen Mechanismus klimatischer Schwankungen auch auf der Ebene des Übergangs vom späten Pleistozän zum Holozän. Höchstwahrscheinlich gilt diese Schlussfolgerung auch für Klimaschwankungen des Pleistozäns anderer Ränge.
Die Mächtigkeit der pleistozänen Ablagerungen Neuseelands auf der Nordinsel erreicht eine Mächtigkeit von 2000 m. Spätpleistozäne Ablagerungen sammelten sich unter Bedingungen rhythmischer Abkühlung und Erwärmung des Klimas. Auf der Südinsel werden Moränen der Gletscher der Neuseeländischen Alpen beobachtet, deren Fazies in fluvioglaziale Ablagerungen übergehen. Die neuseeländische Vereisung wurde retikuliert. Die Geschichte des späten Pleistozäns Neuseelands ist synchron mit der Europas und Nordamerikas.
Seit Beginn des Känozoikums herrschte in Australien ein feuchtes Klima, Wälder breiteten sich dort aus, wo heute Steppen und Wüsten sind. Allmählich wurde das Klima trockener, Phasen der Befeuchtung und Austrocknung wechselten sich ab. Es ist erwiesen, dass das Klima der letzten pleistozänen Abkühlung feucht (pluvial) war. Während der Epoche des letzten thermischen Maximums (im Holozän) wurde es trockener. Während kalter Epochen sank der Meeresspiegel, was die Migration von Tieren und Menschen von Südostasien nach Australien durch die Bass-Straße und weiter nach Tasmanien durch die Torres-Straße ermöglichte.
Die Geschichte Südafrikas, gelegen in der subtropischen Zone, spiegelt sich in der Struktur der Flusstäler wider. Die Befeuchtung des Klimas führte zu einem Anstieg des Wassergehalts der Flüsse und zur Bildung von Grundrinnenschwemmen in Form von Kieselsteinen. Das subtropische Afrika befand sich in einem gemäßigten Klima. Zur Zeit der Abkühlung traten pluviale Epochen auf.
Die kleinen Inseln des Südpolarmeeres erlebten je nach geografischer Lage einen Wechsel von Befeuchtung und Austrocknung: Die Inseln Tristan da Cunha und Goff (subtropische Zone) wurden bei kaltem Wetter befeuchtet (Waldvegetation) und bei warmem Wetter ausgetrocknet (Kräutervegetation). ); Während der warmen Jahreszeit kam es auf Auckland Island zu einer Aufforstung.
Während Abkühlungsepochen im südlichen außertropischen Raum, vor allem in der gemäßigten Zone, verschoben sich die Grenzen der Klimazonen in Richtung Äquator. Aufgrund der Dominanz mariner Klimasubtypen auf der Südhalbkugel gab es im gemäßigten Klima keine ariden Varianten; die pleistozäne gemäßigte Zone blieb hier pluvial (siehe Tabelle 3). Die Verschiebung der Grenzen der Klimazonen war viel geringer als im nördlichen außertropischen Raum, da die Vereisung der südlichen Hemisphäre viel weniger pulsierte und im Pleistozän konstant blieb.
Es ist angebracht, die folgende Aussage zu zitieren (J. M. Sune, J986): „Es ist vernünftig anzunehmen, dass Klimaveränderungen im Quartär durch Störungen auf globaler Ebene verursacht wurden, aber es ist unvernünftig anzunehmen, dass die Auswirkungen solcher Störungen dies waren.“ in beiden Hemisphären dasselbe, bis weitere Untersuchungen zeigen, dass dies tatsächlich der Fall ist.
Tropischer äquatorialer Raum
Der moderne tropisch-äquatoriale Raum wird üblicherweise in fünf geografische Zonen unterteilt: äquatoriale, zwei subäquatoriale und zwei tropische (siehe Abb. 2). Das Klima in diesem Raum entstand aufgrund seiner Breitenlage lange vor dem Pleistozän und veränderte sich nur geringfügig. Große Veränderungen in extratropischen Räumen könnten sich auf die Lage der Grenzen der tropischen und äquatorialen Gürtel auswirken, hatten jedoch kaum Auswirkungen auf die Beschaffenheit der Gürtel selbst. Am auffälligsten dürften Veränderungen in den an außertropische Gebiete angrenzenden Tropengürteln gewesen sein.
Tropische Gürtel. Zu Beginn des 20. Jahrhunderts. J.I. S. Berg veröffentlichte ein Schema zur Änderung der Grenzen tropischer Wüsten während der Abkühlung. Er glaubte, dass die Breitenachsen der Wüsten in beiden Hemisphären unverändert blieben und dass sich die Wüsten selbst in Kaltperioden verengten und in Warmperioden symmetrisch zu ihren Breitenachsen ausdehnten. Dieses Konzept wurde als Hypothese der Symmetrie des Wüstenwandels bezeichnet (Markov et al., 1968). Später wurde als Kontrapunkt zu diesem Schema die Hypothese der Wüstenasymmetrie formuliert. Sein Wesen bestand darin, dass sich während der Abkühlungsepochen die Achsen der Wüsten in Richtung des Äquators und während der Erwärmungsepochen in Richtung der Pole verschoben, ebenso wie die Grenzen der Wüsten selbst, d. h. die Wüsten waren asymmetrisch relativ dazu die moderne Achse. Der Autor dieses Konzepts war A. Penk und wurde von den französischen Geographen J. Dresh, J. Tricard und anderen unterstützt.
Paläogeographische Studien haben Folgendes gezeigt. Auf der Nordhalbkugel verschob sich die Nordgrenze des Tropengürtels in Nordamerika (mexikanisches Plateau, Florida, Haiti) nach Süden, auch die Nordgrenze der Sahara in Afrika verschob sich nach Süden. Auch die Südgrenze der Sahara verschob sich nach Süden. Südlich seiner heutigen Grenzen im Senegal befinden sich uralte Dünen – Ergs, die von Passatwinden erfüllt sind und in die Flusstäler abfallen, die derzeit vom Ozean überschwemmt werden. Ergs sind korreliert niedriges Niveau Ozean, also Kryochrone. Das bedeutet, dass sich die Sahara in kalten Zeiten in Richtung Äquator bewegte. IN
Warme Epochen markierten die Überschreitung des Tschadsees und die Verschiebung der südlichen Grenze der Wüste nach Norden. Geologischen Daten zufolge erweist sich die Hypothese der Asymmetrie tropischer Wüsten daher für die nördliche Hemisphäre als akzeptabler.
Auf der Südhalbkugel liegen in Australien tropische Wüsten. Da es in Australien keine hohen Berge gibt, ist das Bild der Veränderungen der horizontalen Zonalität hier klarer. Während der Abkühlungsperioden verlagerte sich die atmosphärische Zirkulation des Äquatorgürtels in den Norden Australiens und die Befeuchtung breitete sich auf die heute von Wüsten bedeckten Gebiete aus. Die Abkühlung aus dem Süden führte auch zu einer Befeuchtung und einer Verschiebung der Grenzen subtropischer und tropischer Wüsten zum Äquator, d. h. die Befeuchtung breitete sich gleichzeitig sowohl von Norden als auch von Süden aus. Die Wüsten wurden schmaler (die Hypothese der Wüstensymmetrie nach JI. S. Berg). So dehnten sich tropische Wüsten auf der Nordhalbkugel während der maximalen Abkühlung aus oder verkleinerten ihre Fläche nicht, während sie auf der Südhalbkugel gleichzeitig fast verschwanden.
Somit waren die paläoklimatischen Bedingungen in der nördlichen und südlichen Hemisphäre in den tropischen Zonen während der Kryochronen nicht die gleichen: Auf der Nordhalbkugel herrschten trockene Bedingungen, während auf der Südhalbkugel ein pluviales Klima vorherrschte, trockene Bedingungen konnten nur in den Tiefen anhalten Australien und die Wüste gingen ins Meer hinaus.
Äquatorialgürtel. Der gesamte Äquatorgürtel verlagerte sich nach Süden. Am Beispiel ozeanischer Sedimente wird gezeigt, dass die Achse des thermischen Äquators in Pazifik See um 5° Breite nach Süden verschoben, Atlantischer Ozean- am 7. Breitengrad. Wahrscheinlich wurde der gesamte Gürtel schmaler, da eine so starke Verschiebung zu unterschiedlichen Beleuchtungsbedingungen führte, die die Ausprägung der typischen äquatorialen atmosphärischen Zirkulation einschränkten.
Auch die Beschaffenheit des Gürtels selbst veränderte sich. Die Kühlung wird aufgrund der folgenden Funktion erwartet. Es wurde eine Absenkung der Schneegrenze festgestellt: um 500-700 m in den Anden, um 800 m in Afrika, um 900-1200 m in Neuguinea. Der Rückgang der Schneegrenze vor dem Hintergrund hoher Luftfeuchtigkeit lässt sich vollständig durch die Abkühlung erklären (Markov et al., 1968).
Die Beschaffenheit des Äquatorgürtels veränderte sich im Pleistozän weniger als in anderen Gürteln. Der Temperaturabfall, der in hohen Breiten zur Bildung von Blattgletschern führte, könnte für den Äquatorgürtel im Hinblick auf seinen Einfluss auf die Struktur der Vegetationsdecke und der Fauna unbedeutend sein. Es ist angebracht, die Aussage des französischen Äquatorialafrikaforschers Georges Dresch (1965) zu zitieren: „Das Quartär war relativ feucht, vielleicht weniger warm. Aber egal wie unsicher unsere Vorstellungen über das quartäre Klima Afrikas bleiben, es besteht kein Zweifel daran, dass dieser Kontinent diese Klimarevolutionen nicht kannte, die in Eurasien und Nordamerika die Bedingungen der Morpho- und Pedogenese, das Leben der Pflanzen usw. radikal veränderten Tiere. Pflanzen und Tiere konnten ohne katastrophale Veränderungen überleben, sich bewegen, verbreiten und entwickeln.“ Mit dem tropisch-äquatorialen Raum sind Probleme der Evolution der Säugetierfauna im Känozoikum und insbesondere im Pleistozän sowie das Problem der Herkunft des Menschen verbunden.
Veränderungen in der Struktur der geografischen Hülle während der kältesten Perioden des Pleistozäns spiegeln die weitreichende Veränderung der Beschaffenheit der Erdoberfläche unter dem Einfluss einer starken und schnellen Abkühlung wider, wodurch letztendlich die Landschaftsvielfalt zunahm. Besonders bedeutende Veränderungen fanden in außertropischen Räumen durch das Auftauchen bisher fehlender ultrakalter Regionen mit stabiler negativer Temperatur statt, die mit neuen, bisher beispiellosen Prozessen und Phänomenen einhergingen. Am auffälligsten sind die gerichteten Naturveränderungen im Pleistozän bei der Analyse der Entwicklung von Fauna und Mensch.
Physische Geographie Russlands und der UdSSR
Europäischer Teil: Arktis, Russische Tiefebene, Kaukasus, Ural
ALLGEMEINER ÜBERBLICK ÜBER DIE NATUR
Kapitel des Abschnitts „ALLGEMEINE ÜBERBLICK ÜBER DIE NATUR“:
- Relief und geologische Struktur Russlands
- Jüngste tektonische Bewegungen und ihre Rolle bei der Reliefbildung
- Große Ereignisse Quartärzeit und ihre Widerspiegelung im Relief
- Allgemeine Verteilungsmuster von Böden, Vegetation und Tierwelt
RELIEF UND GEOLOGISCHE STRUKTUR
Die wichtigsten Ereignisse des Quartärs und ihre Widerspiegelung in modernes Relief
Die Dauer des Quartärs ist kurz, nur etwa 2 Millionen Jahre, aber die geologische Geschichte, die Ereignisse dieser jüngsten Periode, spiegelten sich am stärksten im modernen Erscheinungsbild der Natur wider. Zu den wichtigsten Ereignissen des Quartärs zählen neben neotektonischen Bewegungen auch antike Vereisungen und Meeresüberschreitungen, die einen direkten Einfluss auf Morphoskulpturen hatten.
Antike Vergletscherungen. Die Gletschertheorie ist über 150 Jahre alt. Im Jahr 1939 erschien eine Monographie von I.P. Gerasimov und K.K. Markov „Eiszeit auf dem Territorium der UdSSR“. Seitdem hat sich viel neues Faktenmaterial angesammelt, einige Vorstellungen über die antike Vereisung wurden revidiert, insbesondere wurde seit einiger Zeit die Idee einer vier- und sogar fünffachen Vereisung im Quartär bestätigt ( Aseev A.A., Voznyachuk L.N., Goretsky T .I., Moskvitin A.I., Serebryanny L.R. und andere), aber am Ende stellte sich heraus, dass die wesentlichen Bestimmungen der genannten Monographie bis heute ihre Bedeutung behalten haben.
Es ist erwiesen, dass es in der geologischen Vergangenheit immer wieder zu langen, mehrere Dutzend Millionen Jahre andauernden Kaltstadien in der Entwicklung der Erde kam. Sie werden Eiszeiten genannt. Zuletzt, Quartäre Eiszeit Es wäre richtiger anzurufen Spätes Känozoikum, denn auf der Südhalbkugel begann es vor über 30 Millionen Jahren, auf der Nordhalbkugel entstanden große Eisschilde erst vor etwa 2,5 Millionen Jahren.
Die wiederholten Vereisungen wurden durch rhythmische Klimaveränderungen mit abwechselnd warmen und kalten, nassen und trockenen Bedingungen verursacht. In den letzten 900.000 Jahren sind neun globale Abkühlungen und Vereisungen sowie ebenso viele Erwärmungen bekannt. Folglich beträgt die Dauer eines Zyklus (Abkühlung-Erwärmung) etwa 100.000 Jahre, wovon nur etwa 10 % der Zeit auf Erwärmungsperioden fielen, der Rest - zum kalten Teil des Zyklus. Derzeit ist die holozäne Zwischeneiszeit im Gange, die vor etwa 10.000 Jahren begann.
Gletscher waren für die Reliefbildung von großer Bedeutung. Sie bedeckten über 20 % des Territoriums Russlands. In einem breiten Streifen nahe dem Rand der Gletscher spielte Schmelzwasser eine führende Rolle bei der Entstehung des Reliefs.
Derzeit glauben die meisten Wissenschaftler, dass auf dem Territorium Russlands Spuren von drei Eiszeiten des Pleistozäns verfolgt werden können: die Mindel (oder Oka) – das frühe Pleistozän; Reis (Dnjepr mit der Moskauer Bühne) - mittleres Pleistozän; Würm (Valdai) – spätes Pleistozän (siehe Abb. 8).
Reis. 8. Antike Vereisungen (laut Atlas der UdSSR, 1983)
Die größte Flächendeckung war das Maximum Dnjepr(in Sibirien - Samarovskoe) Vereisung. Seine Grenze innerhalb Russlands verläuft am westlichen Rand des Zentralrussischen Hochlandes von der Stadt Sumy bis Brjansk-Mzensk, in der Region Tula durchquert sie das Hochland, dann steigt die Sprache vom Oka-Don-Tiefland nach Jelez-Rossosch ab Mündung von Khopra und Medveditsa *, dann geht die Grenze nach Penza - Saransk, überquert die Wolga nahe der Mündung der Sura, nach Kotelnich - Kirov - entlang des Flusses Cheptsa - südlich der Stadt Glasow bis zum Fluss Chusovaya. Beim Überqueren des Urals in der Nähe von 58° N verläuft die Vereisungsgrenze durch die Oberläufe der Flüsse Tura und Tawda, überquert den Irtysch nördlich des Flusses Demjanka, überquert den Ob im Bereich der Mündung des Flusses Wach und dann entlang des Zusammenflusses von die Vakh und Tym bis zur Mündung der Podkamennaya Tunguska, dann bis zum Oberlauf der Vilyui und Olenek. Die Gletscher der Moskauer Etappe nahmen eine kleinere Fläche ein als die Gletscher der Dnjepr-Eiszeit.
Was die frühpleistozäne Vereisung betrifft, die eine kleinere Fläche als der Dnjepr einnimmt, kommt sie im modernen Relief eigentlich nicht zum Ausdruck und wird hauptsächlich durch das Vorhandensein einer unter dem Dnjepr liegenden Moräne nachgewiesen.
Trotz der Tatsache, dass die stärkste Kältewelle laut A.A. Velichko (1968) fällt in die zweite Hälfte des späten Pleistozäns (Valdai-Eiszeit), der Landgletscher nahm zu dieser Zeit eine viel kleinere Fläche ein. Der Grund dafür war die große Vereisung des Ozeans, als das ozeanische Eis die mittleren Breiten erreichte, sodass eine starke Abkühlung mit einer Austrocknung des Klimas einherging, was nicht zur Entwicklung einer so bedeutenden kontinentalen Vereisung wie in den mittleren Breiten beitrug Pleistozän.
Grenze Waldai Die Vereisung verlief entlang der Linie Smolensk – Ostaschkow – Rybinsker Stausee – Kubenskoje-See – Stadt Welsk – Werchnjaja Toima (an der Nord-Dwina) – entlang der westlichen und nordwestlichen Ränder des Dwina-Mesen-Hochlandes bis zum Fluss Tsilma in der Gegend, in der sie stattfand überquert den Timan-Rücken, dann zum sublatitudinalen Petschora-Segment, nach Salechard, zu den Unterläufen von Nadym, Pura und Taz, zur Mündung des Unteren Tunguska, entlang des Mittellaufs des Kotui-Flusses, bis zum Unterlauf des Anabar und die Ostküste von Taimyr (Spiridonov A.I., 1974).
In den Eiszeiten südlich der Gletschergrenze kam es zu einer tiefen Vereisung der Böden. Während der Valdai-Eiszeit verschob sich die Grenze des Permafrosts wie nie zuvor weit nach Süden, zum Unterlauf des Don-Wolgograd.
Vor etwa 10.000 Jahren begann die Erwärmung und markierte das Ende des Pleistozäns und den Übergang zum Holozän. Eisschichten in den Ebenen, Gletscher in den Bergen wurden stark reduziert, die Grenze hat sich weit nach Norden verschoben Ozeaneis, und damit verschob sich auch die Grenze des Permafrosts an Land, insbesondere im westlichen Teil des Landes (westlich des Jenissei).
Landformen, die durch alte Gletscher und Ströme geschmolzenen Gletscherwassers entstanden sind, nehmen nach fluvialen (erosionsakkumulierenden Formen) den zweiten Platz unter den Morphoskulpturen in Russland ein. Die glazialen Formen der Berg- und Tieflandregionen sind sehr unterschiedlich. Moderne Unterschiede im antiken Gletscherrelief sind mit seinem ungleichmäßigen Alter und der daraus resultierenden ungleichen Dauer seiner Verarbeitung durch nachfolgende Hang-, Fluss- und andere Prozesse verbunden.
Frische Formen des alten Gletscherreliefs sind charakteristisch für die Region der Valdai-Vereisung (in Sibirien - Zyryansk).
In den Vergletscherungszentren Skandinaviens, Ural-Nowaja Semlja, Taimyr und Putorana sind Formen der Gletscherauslaugung erhalten geblieben. Auf der Kola-Halbinsel und in Karelien zum Beispiel solche Formen wie Lammstirn Und lockige Felsen(Gruppen kleiner Hammelstirn).
Der Nordwesten und Norden der osteuropäischen Tiefebene, der Norden Westsibiriens, das Nordsibirische Tiefland und der an die Putorana-Hochebene angrenzende Teil der Mittelsibirischen Hochebene zeichnen sich durch ein ausgeprägtes glazial-akkumulierendes Relief aus. Zufällig verstreut Moränenhügel mit Senken dazwischen, besetzt von Seen oder Sumpfgebieten ( Seeufer). Unter ihnen sind häufig Drumlins- längliche Hügel, die sich entlang der Bewegung des Gletschers erstrecken und einen Kern aus Grundgestein haben, der von Moräne bedeckt ist. Hier treffen sie sich Unzen- lange schmale Schächte, die einem Eisenbahndamm ähneln und verschiedene Elemente des Reliefs durchqueren. Sie bestehen aus Sand-Kies-Kies-Material und stellen Ablagerungen von Flüssen dar, die im Inneren des Gletscherkörpers oder an seiner Oberfläche fließen. Ozes sind genetisch miteinander verbunden kamy- Hügel von unregelmäßiger Form, bestehend aus geschichtetem sandig-lehmigem oder sandig-kiesigem Material von glazialen, subglazialen oder intraglazialen Stauseen (Seen). Im Randstreifen kommen sie häufig vor Endmoränenkämme, Fixierung von Stopps in der Bewegung des Gletschers.
Besonders charakteristisch sind klare Gletscheransammlungslandschaften für den Nordwesten der Osteuropäischen Tiefebene. In Westsibirien sind sie weniger ausgeprägt und haben keine so weite Verbreitung, möglicherweise aufgrund der Entwicklung mariner Übergriffe hier in der Eiszeit und der Bildung glazial-mariner Landformen und Sedimente (Popov A.I., Meshcheryakov Yu.A., usw.). Innerhalb der Zentralsibirischen Hochebene überwiegen Formen der glazialen Exaration, und das glazial-akkumulierende Relief ist aufgrund der schwachen Beweglichkeit weniger mächtiger Eisschilde viel weniger ausgeprägt.
Südlich des Grat-Hügel-Reliefstreifens, der die Grenze der spätpleistozänen Vereisung markiert, ändert sich die Natur der Morphoskulptur. Es wird von welligen oder flachen sekundären Moränenebenen mit separaten Bereichen mit geglättetem Hügelrelief dominiert. Das durch den Moskauer Gletscher (Taz in Sibirien) geschaffene hügelig-moränische Relief erfuhr während der Valdai-Eiszeit und der Nacheiszeit eine erhebliche Bearbeitung. Es kam zu einer Glättung der Hügel, zur Auffüllung der Zwischenmoränenbecken mit von den Hängen herabgetragenem Material, was im Allgemeinen zu einer Glättung des Reliefs führte. So entstanden die sekundären Moränenebenen. Planares Auswaschen und Solifluktion waren die Hauptfaktoren der Reliefverarbeitung. Bei der anschließenden Zerlegung der Oberfläche beginnen die Prozesse der linearen Erosion eine immer wichtigere Rolle zu spielen.
Das Relief im Bereich maximaler Vereisung (Dnjepr, in Sibirien Samarowo) wurde noch stärker überarbeitet. Die antike eiszeitliche Morphoskulptur hat hier eine so lange Bearbeitung vor allem durch Erosionsprozesse durchlaufen, dass die Oberfläche fast überall den Charakter von Moränenerosion und Erosionsebenen angenommen hat.
Bei der Entwicklung des Reliefs der Gebiete antiker Vereisungen spielten geschmolzenes Gletscherwasser und eiszeitnahe Stauseen sowie deren erosive Akkumulations- und Abriebaktivität eine wichtige Rolle. Wo der Gletscher im Zuge seiner Bewegung nach Süden ausgedehnte Senken erreichte, die für den Abfluss von Schmelzwasser aus seinem Körper sorgten, bildeten sich am Rande des Gletschers ausgedehnte Auswaschungsebenen (fluvioglaziale Ebenen). Wo der Fluss behindert war, entstanden eiszeitnahe Stauseen oder Umgehungsrinnen des Schmelzwasserflusses, die sich nach und nach zu großen Erosionssenken vereinigten, die verschüttete Flusstäler übernahmen.
Die strengen klimatischen Bedingungen der Periglazialregionen begünstigten die Entwicklung äolischer Prozesse. Als Ergebnis der äolischen Verarbeitung des Sandmaterials der Überschwemmungsebenen parabolisch Dünen, Längs- und Querrippen.
Besonders große Gebiete in der Nähe der Grenzen des Moskauer Stadiums (Taz) der mittelpleistozänen Vereisung nehmen die Felder der Scherbenwelt ein. Das umfangreichste periglaziale Reservoir existierte im Mittelpleistozän nahe den Gletschergrenzen in Westsibirien, wo bei einer allgemeinen Neigung der Oberfläche nach Norden der Fluss des geschmolzenen Gletscherwassers in diese Richtung durch den hier befindlichen Gletscher eingeschränkt wurde.
Die der Vereisung ausgesetzten Berge zeichnen sich durch scharfe Formen des sogenannten Alpenreliefs aus. Die Bergkämme sind zerklüftet, die Gipfel sind spitz, die Hänge sind durch uralte Gletscher geprägt Zirkusse Und karami, auf dessen Grund sich häufig Seen befinden. Die Position der Autos gibt Aufschluss über die Lage der Schneegrenze in den Bergen während der Eiszeit. Große Talgletscher sanken unter diese Grenze hinab und bildeten U-förmig durch Täler. Diese Art von Relief entsteht, wenn Bergtal Vereisung. In den Bergen, in denen es moderne Vereisung gibt, setzt sich ihre Bildung fort.
In den Bergen des Nordostens und den wiederbelebten Bergen Südsibiriens (Altai, Sajan, Baikal) gab es frühere Vereisungen halbintegumentär. Der Gletscher lag in Form einer durchgehenden Decke auf ebenen Flächen und fiel in kurzen, breiten Lappen die Hänge hinab.
Die Merkmale der antiken Vereisung in verschiedenen Gebirgsregionen wurden nicht nur durch die allgemeine klimatische Situation bestimmt, sondern auch durch die Höhe der Berge zum Zeitpunkt der Vereisung im Vergleich zur Höhe der Schneegrenze in dem jeweiligen Gebiet. Zum Beispiel Yu.P. Baranov (1967) wies darauf hin, dass in den Bergen des Nordostens die frühpleistozäne Abkühlung keine Vereisung verursachte, da nur einzelne Berggipfel leicht über die Schneegrenze ragten.
Kryo-Morphoskulptur. In Eiszeiten kam es, wie bereits erwähnt, auf weiten Gebieten ohne Eisbedeckung zu tiefem Gefrieren der Böden und zur Bildung von Permafrost und der damit verbundenen Bildung kryogener Morphoskulpturen. Mittlerweile ist die kryogene Morphoskulptur dort weit verbreitet, wo moderne klimatische Bedingungen zur Erhaltung des Permafrosts beitragen, sowie in den nördlichen Regionen Sibiriens und seiner Entstehung.
Im westlichen Teil Russlands ist die kryogene Morphoskulptur in einem relativ schmalen Streifen entlang der Küste der Nordsee verteilt. arktischer Ozean, hauptsächlich in der Tundra und Waldtundra, aber jenseits des Jenissei kommt es bis zu den südlichen Grenzen unseres Landes vor.
In den Ebenen ist die Verbreitung von Thermokarstsenken und wogenden Hügeln mit Permafrost verbunden. Thermokarstbecken - abgerundete, regelmäßige Formen, die durch das Schmelzen von unterirdischem Eis entstehen. Sie haben einen Durchmesser von mehreren zehn Metern bis 1-2 km; manchmal verschmelzen sie zu einer Kette von Becken. Positive Formen der kryogenen Entlastung kommen jährlich vor heftige Stöße und mehrjährige Hügel - Bulgunnyakhi(Hydrolaccolithe), die eine Höhe von 30–40 m und einen Durchmesser von 100–150 m erreichen. Alle diese Formen entstehen in Gebieten mit einer ziemlich dicken Schicht lockerer Sedimente und einem erheblichen Eisgehalt des Bodens. Sie sind besonders charakteristisch für Zentraljakutien, die Kolyma- und Jano-Indigirskaja-Tiefebene, die Nordsibirische Tiefebene und die nördlichen Regionen Westsibiriens. In Gebieten mit einer dünnen Schicht lockerer Ablagerungen (zahlreiche Hochebenen Zentralsibiriens) sind Solifluktionsprozesse und die durch sie erzeugten Prozesse am häufigsten. Solifluktionsterrassen. häufig in der Tundra Polygonale Formationen (Punktmedaillons, Steinpolygone) und Thermokarstsenken. Die Abmessungen der Polygone reichen von 1-2 bis 15-20 m, manchmal erreichen sie 50-60 m. Eis spielt in Permafrostgebieten eine bedeutende Reliefbildungsrolle. Besonders große Vereisungen – Taryns – sind charakteristisch für den Nordosten, wo entlang der Verwerfungen aufsteigendes Subpermafrost-Grundwasser an ihrer Entstehung beteiligt ist.
In den Bergen entstehen durch kryogene Reliefbildung kahle Flächen mit geglätteten Umrissen, die mit polygonalen Böden bedeckt sind. Sie zeichnen sich aus Kurums- Platzierer von Steinfragmenten, die Gipfel und sanfte Hänge wie einen Mantel bedecken ( Steinmeere). Mit zunehmender Neigung der Oberfläche beginnt sich das klastische Material unter der Wirkung der Schwerkraft langsam nach unten zu bewegen und die Steinflüsse zu untersuchen. Charakteristisch für Schmerlen Hochlandterrassen in Stufen die Berghänge hinabsteigen. Die Breite der Terrassenflächen beträgt mehrere Meter bis 1-2 km, die Höhe der Felsvorsprünge beträgt 1-2 bis 10-20 m.
I.P. Gerasimov stellte fest, dass die Hauptphase bei der Bildung der Schutt-Stein-Masse der Schmerlen auf die Eiszeit fällt, obwohl dieser Prozess bis heute andauert.
Das Golts-Relief ist oberhalb der Waldgrenze in allen Bergregionen Sibiriens und des Fernen Ostens, die von der modernen Vereisung beraubt sind, sowie im nördlichen, subpolaren und polaren Ural verteilt.
Flussmorphoskulptur. Riesige Gebiete unseres Landes sind von Flussmorphoskulpturen bedeckt. Wasserströme unterschiedlicher Größe waren auf fast der Hälfte des Territoriums Russlands der Hauptfaktor der exogenen Reliefbildung. Allerdings ist ihre Aktivität in verschiedenen Regionen unterschiedlich, ebenso wie die Kombination mit anderen Prozessen der Reliefbildung.
Flusstäler – die größten Formen der Flussmorphoskulptur – sind in ganz Russland verbreitet. Viele von ihnen existierten bereits zu Beginn des Pleistozäns. Schluchtbalkenrelief am typischsten für nicht-eiszeitliche Gebiete, insbesondere für das Hochland im südlichen Teil des Landes. Erosionsprozesse und dementsprechend die Flussmorphoskulptur umfassen jedoch auch die Verbreitungsgebiete der antiken glazialen Morphoskulptur. Flussmorphoskulpturen sind besonders häufig in den Bergen vertreten.
Die Intensität der Entwicklung von Flussprozessen während des Quartärs wurde neben verschiedenen Klimaveränderungen und damit verbundenen Vereisungen auch durch die jüngsten Bewegungen (sie verstärkten sich während und an Orten von Hebungen) und Schwankungen des Meeresspiegels beeinflusst Hauptgründe der Erosion.
Übertretungen im Meer. Große Ereignisse des Quartärs waren Meeresübergriffe. An der Küste des Arktischen Ozeans gibt es Meeresablagerungen der sogenannten BorealÜbertretung, die der spätpleistozänen Vereisung vorausging. Das Meer überschwemmte die tiefsten Gebiete im Norden der osteuropäischen und westsibirischen Tiefebene, Taimyr und das nordsibirische Tiefland und drang entlang der Talsenken großer Flüsse ins Landesinnere vor. Während der borealen Meeresüberschreitung hatte die Ostsee eine Verbindung mit dem Weißen Meer, wie die Meeresablagerungen Kareliens belegen, und darüber hinaus mit dem Arktischen Ozean.
Im Holozän kam es auch zu Meeresüberschreitungen, deren Ablagerungen in den Küstengebieten des Petschora-Tieflandes, der Jamal-Halbinsel, der Gydan-Halbinsel und der nördlichen Archipele häufig vorkommen. Entlang der Ostseeküste gibt es auch einen schmalen Streifen mariner und lakustriner Sedimente; Sie werden von den Meeres- und Seebecken hinterlassen, die an ihrer Stelle in der Nacheiszeit existierten (Joldisches Meer – Ancylus-See – Litorin-Meer). In diesen Gebieten ist das Relief der primären Meeresebenen noch schlecht überarbeitet.
Das Pleistozän weist mehrere Überschreitungen des Schwarzen und Kaspischen Meeres auf. In den frühen Stadien des Pleistozäns hatte das Schwarze Meer eine weite Verbindung mit dem Kaspischen Meer, war jedoch vom Weltozean isoliert. Ab der zweiten Hälfte des Mittelpleistozäns erhielt es eine freie Kommunikation mit Mittelmeer, und durch es mit dem offenen Ozean.
Blattgletscher Im Gegensatz zu bergigen besetzen sie ganze Inseln und Kontinente. Aufgrund der großen Mächtigkeit von mehr als 3-4 km hat das subglaziale Relief keinen wesentlichen Einfluss auf ihre Verteilung und die Beschaffenheit der Oberfläche. Sie entstehen, wenn die Schneegrenze auf das Niveau der Ebene sinkt.
Die Oberfläche von Blattgletschern ist in der Regel flach-konvex und hat die Form eines Schildes. Bewegung Die Eisbedeckung erfolgt radial, da das Eis aufgrund des Druckunterschieds von der Mitte des Schildes zur Peripherie zerlegt wird. Im zentralen Teil gibt es eine Gletschernahrungszone, in der der Zufluss > Abfluss und → die Dicke der Eisdecke zunimmt. An der Peripherie ist die Dicke des Gletschers mit zunehmender Ablation deutlich geringer.
Oz- wallartig gewundene Grate mit einer Höhe von bis zu mehreren Dutzend Metern, einer Breite von 100 bis 200 m und einer Breite von 1 bis 2 Kilometern und einer Länge von bis zu mehreren Dutzend Kilometern (mit kleinen Unterbrechungen). Sie entstanden durch die Ablagerung von Sand, Kieselsteinen, Kies und Felsbrocken durch Schmelzwasserströme, die in den Gletscherschichten strömten.
Kama- Hügel, die aus sortierten Schichten von Sand, Kieselsteinen und Kies bestehen; manchmal oben mit Moräne bedeckt. Höhe 6-12 m (manchmal bis zu 30 m). Tritt am inneren Rand kontinentaler Gletscher auf, wenn totes Eis schmilzt.
Stoppen- Bühne, Bewegung- zwischen den Bühnen, interglazial- das Abschmelzen des Gletschers.
Vor 480.000 Jahren bis vor 380.000 Jahren Okskoe Vereisung. Dies ist das frühe Pleistozän. Pikhvin-Interglazial vor 380 bis 240.000 Jahren. (Es gab keinen Gletscher). Von 240 bis 180 - Dnjepr-Vereisung. Es dauerte größte Fläche und war die höchste. 180 bis 125 Odinzowo-Interglazial. 125 - 110 Moskauer Eiszeit. Vor 110.000 Jahren, im dritten Quartal (spätes Pleistozän), begann die Mikulin-Zwischeneiszeit und dauerte etwa 30.000 Jahre. Die Valdai-Eiszeit begann vor 70.000 Jahren und endete vor 12.000 Jahren. Dann kam das Holozän (Interglazial Q4).
Die Zentren der Vereisung waren Skandinavien, Neue Erde und Nordural. Dort betrug die Dicke des Gletschers etwa 5 km. Das Zentrum lag über dem Bottnischen Meerbusen. Jede weitere Vereisung zerstörte die Spuren der vorherigen. Lediglich in den Mulden blieben Spuren zurück.
Die Aktivität aller dieser Gletscher war gleich. Die Exarationszone ist Skandinavien und Karelien. Ein jüngerer Gletscher an der Stelle, an der sich der Gletscher kürzlich befand.
Jede Stufe des Gletschers hinterließ eine Endmoräne. Die Endmoräne ist charakteristisch für einen stationären Gletscher (wenn der Gletscher an den Rändern schmilzt), dann für eine gefaltete Endmoräne Moränenkomplex. Die Moräne ist langgestreckt und zeigt die Umrisse des Gletscherrandes.
Akkumulationsformen blieben nach der Valdai-Eiszeit gut erhalten. Die Hauptmerkmale des Reliefs innerhalb der Akkumulationszone sind auf die Hauptmoräne zurückzuführen, die eine Kombination aus zahlreichen Hügeln unregelmäßiger Form und sie trennenden Vertiefungen darstellt. Es gibt viele Endmoränenformationen, die die Stadien der Gletscherbildung markieren. In der Region Leningrad gibt es eine Besonderheit Drumlin Landschaft. Drumlins sind längliche (von einigen hundert Metern bis 3 km lange), asymmetrische Hügel, bis zu 200 Meter breit und bis zu 50 Meter hoch. Die Längsachsen der Drumlins liegen in Eisbewegungsrichtung. Sie bestehen aus Moränenmaterial.
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Fachgebiet Geomorphologie
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Struktur.
Struktur.
Plattformen sind eine der wichtigsten tiefen Strukturen der Erdkruste und zeichnen sich durch geringe Intensität tektonischer Bewegungen, magmatischer Aktivität und flaches Relief aus. Plattformen waren dagegen
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Mega-Relief von Epiplattform-Gebirgsgürteln.
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Der Unterwasserrand des Festlandes ist der periphere Teil des Festlandes, der vom Wasser des Ozeans bedeckt ist und hinsichtlich der geologischen Struktur und des Reliefs eine Fortsetzung des angrenzenden Teils darstellt
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Der Meeresboden zeichnet sich durch den ozeanischen Typ der Erdkruste aus, der sich durch eine geringe Dicke (5–10 km) und das Fehlen einer Granitschicht auszeichnet. Der Meeresboden entspricht strukturell dem Ozean
Hügelige Tiefseeebene.
Sie kommen in allen Ozeanen vor. Hügelig, weniger eben. Die Höhe der Hügel beträgt ≈ Hunderte Meter. Höchstwahrscheinlich handelt es sich dabei um ehemalige Vulkane. Im Pazifischen Ozean überwiegen hügelige Ebenen, während im Atlantik flache Ebenen vorherrschen.
Entlastung mittelozeanischer Rücken.
Mittelozeanische Rücken sind morphologisch
Rezente tektonische Bewegungen und ihre reliefbildende Rolle.
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Es besteht aus 3 Makrozyklen.
1) Mesozoikum, frühes Mesozoikum. Laurasia und Gondwana vereinten sich zu einem einzigen Festland – Pangäa. Es gab eine globale Nivellierfläche – die mesozoische Tiefebene (t
Darstellung von Ausrichtungsflächen. Entstehung von Ausrichtungsflächen.
Nivellierfläche – nivellierte Flächen (in den Bergen und in der Ebene) unterschiedlicher Herkunft (Entblößung und Akkumulierung), die unter bestimmten Bedingungen entstanden sind
William Davis schlug die Umsetzung des Zyklus unter verschiedenen Bedingungen vor.
a) Erosiv (fluvial). b) Trocken (hohe Temperatur und geringer Niederschlag). c) Glazial (Gletscher) 1) Auch Davis schlug vor
Flussprozesse und Landformen. Temporäre Wasserläufe und die von ihnen geschaffenen Landschaftsformen.
Oberflächenfließendes Wasser ist einer der wichtigsten Faktoren bei der Veränderung des Erdreliefs. Die Gesamtheit der geomorphologischen Prozesse, die von fließenden Gewässern, Boden, durchgeführt werden
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Oberflächenfließendes Wasser ist einer der wichtigsten Faktoren bei der Veränderung des Erdreliefs. Der Satz geomorphologischer Prozesse, die von der Strömung ausgeführt werden
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Die Morphologie von Flusstälern wird durch die geologischen und physiografischen Bedingungen des vom Fluss durchflossenen Gebiets und die Entwicklungsgeschichte des Tals bestimmt. Täler entsprechend der Morphologie des Querprofils
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Die Ansammlung von Flusstälern innerhalb eines bestimmten Gebiets wird als Fluss- oder Tälernetz bezeichnet. Reihe von Wasserläufen
Gletscherprozesse und Landformen. Formen des Berg-Gletscher-Reliefs.
Gletscherreliefbildungsprozesse sind auf die Aktivität des Eises zurückzuführen. Voraussetzung für die Entstehung solcher Prozesse ist die Vereisung, d.h. verlängert
Methoden zur Eisbildung.
Formen des Berg-Gletscher-Reliefs.
Die Bildung eines Gebirgsgletschers beginnt mit der Bildung einer Schneefläche oder Firnstelle. Unter dem Einfluss von Schnee und Eis kommt es zu einem Prozess der Nivation bzw. Zerstörung des Hanges, begleitet von der Abtragung
Gletscherprozesse und Landformen. Abdeckung von Vergletscherung und Landformen.
Gletscherreliefbildungsprozesse sind auf die Aktivität des Eises zurückzuführen. Voraussetzung für die Entstehung solcher Prozesse ist die Vereisung, d.h. lange Existenz m
Methoden zur Eisbildung.
1) Gefrorenes Wasser (Land oder Ozean). 2) Metamorphisierung von Schnee (Schnee verwandelt sich in Firn und dann in Gletschereis). Gletscher - zeitstabile Ansammlung
Abdeckung von Vergletscherung und Landformen.
Integumentäre Gletscher bedecken im Gegensatz zu Gebirgsgletschern ganze Inseln und Kontinente. Aufgrund der großen Mächtigkeit von mehr als 3-4 km, ihrer Verteilung und der Beschaffenheit der Oberfläche des subglazialen Relais
Entlastung quartärer Vergletscherungsgebiete.
Es gibt zwei Arten von Gletschern: 1) Berggletscher. Es besetzt negative Reliefelemente in den Bergen. Die Eisbewegung wird angetrieben durch
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Neigung – (ein Bereich der Erdoberfläche mit einer Neigung > 2o), ein Bereich der Erdoberfläche mit einer Neigung, deren Größe groß genug ist, um sie zu bestimmen
Karst und Karstlandschaften.
Karst ist eine Kombination aus besonderen Landschaftsformen und Merkmalen der Oberflächen- und Untergrundhydrographie, die für einige Gebiete charakteristisch sind und aus aufgelösten Gesteinsformationen bestehen.
Oberflächenkarstlandschaften.
1) Nach dem Regen fließt Schmelzwasser über die Oberfläche des Kalksteins und korrodiert die Wände und Risse. Dadurch entsteht ein Mikrorelief aus Carr und Shratt, -
Unterirdischer Karst.
Eine Karsthöhle ist eine etablierte Geländeform, die mit unterirdischen Aktivitäten verbunden ist.