Рельеф России. Важнейшие события четвертичного периода и их отражение в современном рельефе. Покровное оледенение и формы рельефа

Равнины суши в плейстоцене во время максимальных похолоданий. Северное внетропическое пространство Гляциально-перигляциальныей пояс.

Северное внетро пическое пространство в плейстоцене во время похолоданий испытывало воздействия покровных континентальных оледенений и климатических явлений, которые были с ними связаны. В современной климатической структуре нет аналогов этому климату; лишь в какой-то степени климат Антарктиды и Гренландии может дать о нём представление. Геологическое строение рыхлых отложений, соответствующих этому поясу, отражает две группы явлений - следы непосредственного и косвенного воздействия древних ледниковых покровов.

Гляциальная часть пояса (собственно гляциалъный пояс) - это территория, покрывавшаяся наземными ледниками. Распространение ледниковых покровов устанавливается по наличию форм ледникового рельефа и, при геологических исследованиях, по развитию на территории ледниковой формации. «Ледниковая формация - это сообщество формаций осадочных пород, связанных с ледниковым (криогумидным) климатом, для которого характерно выпадение осадков в твёрдом виде и превышение суммы выпадающих осадков над абляцией. Ледниковые формации возникают при длительном устойчивом переходе воды в состояние глетчерных (фирновых) льдов, обладающих активным (континентальное оледенение) или пассивным (морское оледенение) движением» (Геологический словарь, 1978). В соответствии с определением ледниковая формация, подразделяется на ледниково-наземную, в которую входят покровно-ледниковая, сетчато-ледниковая и горно-ледниковая, и на ледниково-морскую, в которую входят шельфово-ледниковая и айсберговая формации.

Среди отложений ледниково-наземной формации широко развита покровно-ледниковая формация, в которой самым специфическим типом ледниковых отложений является морена - обломочный материал, накопленный глетчерным льдом, перенесённый ледником и оставленный им на территории распространения. В эту формацию включается и парагенетическая группа - флювиогляциальные отложения.

Различают моренные фации: морены основные, боковые; морены донные, внутриледниковые; есть конечные морены, картографирование которых лежит в основе определения границ распространения покровных оледенений. Литология морен и морфология моренного рельефа в настоящее время изучены очень детально, что позволяет делать заключения о динамике ледника, центре его формирования, направлении движения, особенностях деградации и т. п. Морена и моренный рельеф - не единственный индикатор древнего покровного оледенения. Выделяют зоны развития определённых форм рельефа и отложений, концентрически опоясывающих центр оледенения. Это зоны: консервации доледникового рельефа, максимального ледникового выпахивания, транспорта ледникового материала, аккумуляции моренного материала, развития приледниковых озёр и долин стока ледниковых вод, в том числе маргинальных каналов (Асеев, 1974). Так что не только морена, но и отложения, соответствующие процессам, протекавшим в вышеперечисленных зонах, являются индикаторами деятельности покровного ледника, тем более, если удаётся проследить пространственные корреляции.

Анализ распространения на земной поверхности и картографирование отложений ледниковой формации позволили получить представление о площади, объёмах и структуре плейстоценовых оледенений в максимум их развития. Некоторые выводы следуют из картосхемы, представленной на рис. 3.

Древнеледниковый район северного полушария раскинулся на двух материках по обе стороны Северной Атлантики и на островах Гренландия и Исландия. В Северной Америке покровные ледники достигали 40° с. ш., в Европе они продвигались до 50° с. ш., а в северо-восточной части Европы и западной части северной Азии граница проходила с резким повышением широтного положения до долготы северной оконечности о. Таймыра. Северо-западные окраины Северной Америки, обращенные к Северному Ледовитому океану, не были покрыты ледниками: здесь не обнаружены ледниковые формы рельефа. В связи с этим уместно вспомнить выражение «Холод убивает летники».

Покровное оледенение было неоднородно по структуре. Различают ледниковые щиты, к которым относят ледовые образования, мощность которых такова, что поверхность ледника имеет параболическую форму и не повторяет неровности подстилающей ледник поверхности. Части ледников, мощность которых меньше одного км и их поверхность повторяет подстилающий рельеф, называют ледниковыми покровами.

Наибольший по площади ледниковый покров Северной Америки состоял из трёх или четырёх ледниковых щитов: Гренландского (есть и сейчас), Лаврентийского, Кордильерского; возможно, между Кордильерами и Великими озёрами возникал и четвёртый центр - Киватинский. Все эти ледники образовывали единый ледниковый покров (Марков и др., 1968). Движения льда происходило из разных центров, главным активным ледниковым образованием был Лаврентийский щит.

Европу покрывал Скандинавский (Европейский) ледник, центр которого располагался на севере Финляндии. Лёд растекался на запад, юг, юго-восток, покрывая равнинную часть запада Европы и большую часть Восточно-Европейской равнины. Возможно, на крайнем северо-западе Европы существовал самостоятельный Британский центр, обеспечивавший льдом центр Европы. Дополнительное питание европейскому ледниковому покрову давали горно-долинные ледники Альп, которые в периоды максимальных похолоданий выходили к подножьям и занимали предгорные части равнин. Северо-восточная часть Европы покрывалась ледником, поступающим из Уральского центра (возможно, из Новоземельского); он доходил до устья Вычегды и в долине Северной Двины контактировал со Скандинавским ледником. Оледенение Северной Азии происходило из центров на Полярном Урале (Пай-хой), в горах Бырранга на Таймыре и в горах Путорана (Чернов, 2004).

Восточнее, в северной Азии покровного оледенения не было, здесь активно развивалось горно-долинное оледенение. Горное оледенение больших, чем сейчас размеров отмечалось во всех горных системах северного полушария. Расширялось горное оледенение в Сибири; «вспышка» наземного оледенения была приурочена к муссонной области Дальнего Востока.

Древнее оледенение характеризуют не только площади, но и объёмы древних льдов и соотношение объёмов и площадей в различных районах. Это соотношение называют интенсивностью оледенения (соответствует средней мощности ледового тела), от неё зависит «жизнеспособность» ледникового образования, продолжительность его существования и процессы, связанные с его деградацией. Интенсивность оледенения также отражает палеоклиматические условия времени формирования ледников.

Из вышеприведённых данных следует, что древнее оледенение Северной Америки было более интенсивным, чем оледенение Евразии, что соответствует большей влагообеспеченности Северной Америки и сейчас, и в прошлом. Существенное влияние на увлажнённость всего континента оказывал и характер прости-

Америка была открыта для поступления влаги с юга.

Интенсивность оледенения Евразии уменьшается к востоку в 4-5 раз, в этом же направлении происходило и увеличение конти- нентальности климата.

Анализ размещения и параметров покровных ледников в севером полушарии в максимуме их развития позволяет отметить следующие палеогеографические особенности. Самые крупные ледниковые тела были сосредоточены в Северной Америке и распространялись там до самых низких широт (38° с. ш.). Ледниковые щиты Северной Америки и Евразии - Лаврентьевский и Скандинавский - фланкировали разделявший их источник влаги и тепла - Атлантический океан. Оба щита переходили в покровы по мере удаления от Атлантического океана, но в Северной Америке они не истонялись до состояния ледниковых покровов. В том же направлении (по мере удаления от Атлантического океана) отклонялись к северу южные границы ледниковых покровов обоих континентов. Наибольшего развития покровное оледенение достигало не в Арктике, а в Субаркгике и умеренном поясе: там находились центры оледенений. По мере движения от Атлантики на восток в Евразии в структуре наземного оледенения наблюдалась тенденция ослабления: Скандинавский щит сменялся Урало-Сибирскими покровами, которые замещались подземным оледенением и горно-долинными ледниками на широтах выше 60°.

Горное оледенение больших, чем сейчас размеров отмечалось во всех горных системах северного полушария, в основном в форме горно-долинного, но, возможно, и сетчатого оледенения. Расширялось горное оледенение в Сибири; новая «вспышка» горного наземного оледенения была приурочена к муссонной области Дальнего Востока.

Косвенное воздействие древних ледниковых покровов на климат и ландшафты в плейстоцене проявилось в том, что по периферии гляциального пояса формировались особые климатические условия, которые вместе получили название териглящальная обстановка». Всё пространство проявления перигляциальных условий назвали перигляциальным поясом, частью единого гляциально-перигляци- ального пояса. Главное влияние наземных льдов на прилегающие пространства связано с низкими величинами температуры, устанавливающимися над ледниковым щитом или покровом, которые создавали дополнительное охлаждение, усиливавшее уже имеющееся за счёт глобального похолодания. Так, в настоящее время над Антарктидой температура воздуха достигает -60°...-80° С, и Антарктический ледниковый щит снижает температуру прилегающих пространств и зимой и летом. Над ледниками возникает высокое давление, что вызывает склоновые ветры постоянных направлений. Приледниковая территория вследствие этого характеризуется невысокой влажностью (сухостью, экстрааридностыо). Результатом становится подавленность эрозионных и развитие склоновых и эоловых процессов, глубокое промораживание грунтов, приводящее даже в низких широтах к развитию подземного оледенения. Формируется специфическая растительность и животный мир.

Сейчас такие обстановки встречаются в высоких широтах и в горных странах на больших абсолютных высотах. Однако, хотя они до некоторой степени сходны с плейстоценовыми, полной аналогии нет. Всё же некоторые явления, присущие перигляциальной обстановке плейстоцена, наблюдаются и сейчас. К ним относится подземное оледенение или область развития постоянно мёрзлых грунтов.

Современное (наблюдаемое) компактное подземное оледенение составляет в Евразии 10 700 тыс. км2, в Северной Америке 9000 тыс. км2, в Антарктиде 2700 тыс. км2, занимая в сумме 14.5% площади суши (Марков и др., 1968, по данным И. А. Суетовой и Р. Ф. Флинту). Более поздние оценки дают большие значения площадей.

Район развития подземного оледенения северного полушария разделяют на две полосы. Северная, с древними, но и современными подземными льдами, представляет собой компактное пространство на северо-востоке Евразии и в северной части Северной Америки, включая Гренландию; она расположена севернее 56-58° с. ш. Южная полоса представлена островной мерзлотой, которая встречается в виде пятен в большом широтном диапазоне: в Приангарье и Забайкалье на широтах 5556° с. ш., а за пределами России значительно южнее(52-50° с. ш.).

Морфология и происхождение подземного льда разнообразны. Изучение криосферы за последние десятилетия показало сложность её структуры и многообразие процессов в её формировании. Проблемы происхождения и развития криосферы стали предметом изучения самостоятельной ветви науки - криолитологии, успехи которой расширили представления о палеогеографии криохронов в плейстоцене.

Перигляциальный пояс в плейстоцене (Марков и др., 1968) - это пояс вокруг покровного ледника, имевший различную ширину в зависимости от климатических условий. Генетически он связан с покровным оледененим, оконтуривает собственно гляциальный пояс не только с юга, но и с севера (в Северной Америке). Оба пояса - гляциальный и перигляциальный, - несмотря на различия в экзогенном рельефообразовании, генетически неразрывны, поэтому они рассматриваются как единый обширный гляциально- перигляциальный пояс (см. табл. 3).

Индикатором перигляциальной обстановки является перигляциальная формация. Она входит в группу формаций ледовых как сообщество формаций осадочных пород, связанных с криоаридным типом климата, в условиях которого лёд может накапливаться только в виде вечной мерзлоты и подземных льдов (ледово- рунтовые формации) или же на поверхности водных бассейнов (ледово-морские формации) (Геологический словарь, 1978).

Как следует из определения, перигляциальная формация соответствует условиям господства сухого холодного воздуха арктического типа, противоположного во многих отношениях морскому климату наземного оледенения. Там, где эти условия сохранились (резко континентальный климат умеренного пояса), продолжает развиваться подземное оледенение и формы его проявления становятся всё более сложными. Там, где подземное оледенение не сохранилось (морской климат умеренного пояса), остались только геологические следы подземного оледенения и других признаков перигляциальной обстановки. Разнообразие перигляциальной формации плейстоцена представлено в табл. 5.

Из приведённой таблицы следует, что в плейстоценовой перигляциальной формации широко представлены собственно криогенные и криогенно-полигенетические ряды с такими отложениями, как элювий с инволюциями и котлами кипения, со щебневыми фестонами, с псевдоморфозами по жильным льдам, в которых вытаявший лёд замещён минеральной массой и благодаря этому в разрезах сохраняются формы этих клиньев. Структурные и текстурные признаки отражают различные климатические условия формирования плейстоценовых перигляциальных отложений. Так, различаются группы грунтов, развивающихся при обилии снега, и группы, формирующиеся при небольшом снеговом покрове и очень глубоком промерзании. Первой группе соответствуют в ископаемом состоянии следы разнообразных процессов текучести грунтов: инволюции, солифлюкционные языки и т. п. Для второй группы грунтов присущи разнообразные формы морозного растрескивания, а в ископаемом состоянии псевдоморфозы по ледовым клиньям. В связи с этим намечается некоторая региональная приуроченность: в перигляциальных формациях Западной Европы (Англия, Франция) чаще встречаются солифлюкционные текстуры, в формациях Центральной и Восточной Европы - псевдоморфозы по ледовым клиньям (Цейнер, 1963).

Поскольку наряду с подземным оледенением в перигляциальном поясе большую роль играли эоловые процессы, в геологической формации разнообразно представлен эоловый парагенетический ряд в виде эоловых песков, лёссов и лёссовидных суглинков. Об интенсивности склоновых процессов, протекавших в обстановке редукции растительного покрова, свидетельствует суглини стощебневый делювий с ориентировкой по простиранию склонов и суглинистой столбчатостью.

Особое внимание следует обратить на лёссовые и лессовидные отложения, которые признаны одним из главных феноменов плей-стоцена.

К лёссам относят рыхлые породы (lose нетвёрдый, рыхлый) со специфическими признаками, позволяющими выделить их среди континентальных отложений. В гранулометрическом составе типичных лёссов преобладает алеврит (размерность 0,01-0,001 мм), составляя до 70% общего состава, размерность более 0,25 мм практически отсутствует, не превышая 5%. Цвет лёссов палевый, жёлтый, крайне редко серый. В минеральном составе преобладает кварц, силикаты и глинозём, новообразованные минералы представлены кальцитом (до 6%). Лёсс по текстуре неслоистый или скрытослоистый, он обладает высокой пористостью (40-55%). Форма и размеры пор разнообразны: помимо округлых микропор встречаются вертикальные канальцы, кавернозные причудливые замкнутые формы. В связи с высокой пористостью лёссы водопроницаемы и обладают высокой просадочностью. Содержат включения в виде раковин наземных моллюсков, костных остатков мелких грызунов и карбонатные новообразования в виде журавчиков. Для лёссов характерно покровное залегание. Мощные толщи лёссов способны держать вертикальную стенку, образуя обрывы более 10 м.

Проблема генезиса лёссов была темой одной из самых ожив-лённых дискуссий в первой половине XX в.

Первоначальная гипотеза утверждала физическое происхождение лёссов, сторонниками её были Ф. Рихтгоффен, В. А. Обручев. Основанием гипотезы служил гранулометрический состав лёссов, однообразие которого могло возникнуть при температурных контрастах резко континентального климата, которые приводили к растрескиванию минералов до предельных размеров зерна.

Л. С. Берг предложил геохимическую гипотезу образования лёссов, считая их элювием, подвергшимся выветриванию в аридном климате. Основанием для этого суждения были аналитические исследования, показавшие химическую дифференциацию в лёссовых горизонтах, сопоставимую с формированием почвенного профиля. Им был издан труд «Лёсс как продукт выветривания», содержавший список литературы из 500 названий.

Гипотеза образования лёссов в условиях морозного климата (гипотеза криогенеза) подтверждается современными работами криолитологов географического факультета МГУ, в которых применены аналитические методы, выявляющие признаки, присущие переходу воды из твёрдого агрегатного состояние в жидкое.

Характер гранулометрического состава лёсса и лессовидных пород позволяет предполагать ведущую роль в их образовании физического, и в первую очередь морозного, выветривания. Казалось бы, можно ограничить область их распространения условиями холодного и сухого климата (перигляциального). Однако лёсс известен и в субтропическом, и в тропическом поясах северного и южного полушарий, где нельзя связать его происхождение с устойчивой отрицательной температурой и с перигляциальной обстановкой. Такой лёсс развит в Средней Азии и в Китае. Лёсс Китая известен давно благодаря исследованиям Ф. Рихтгоффена (1877). Распространён он на Лёссовом плато (бассейн р. Хуанхэ), где его мощность достигает 140 м, а площадь распространения составляет 440 тыс. км2. Различия в климатических условиях формирования лёссов отражаются в их названиях: различают «холодные» лёссы и «тёплые» (Марков и др., 1968). «Холодные» лёссы несут в своём строении признаки криогенных процессов, такие как псевдоморфозы по ледовым клиньям и т. п. (см. табл. 5). В толщах «тёплых» лёссов таких признаков нет, а есть указания на аридные условия осадконакопления. Таким образом, лёссы и лессовидные породы являются составляющей частью перигляциальной формации, но могут формироваться и в других условиях.

Итоговыми работами по проблеме происхождения лёссов стали работы Николая Ивановича Кригера, которые показали, что в генезисе этих пород играют роль многие факторы; ведущими в разных климатах становятся разные. Общим является специфическая подготовка материала, приводящая к дроблению вещества до алевритовой размерности. Отличия связаны с агентами переноса этого материала: лёссы могут быть эоловыми, могут быть элювиальными. Однако лёссы не могут формироваться в условиях гумидного климата и это позволяет, наряду с другими, выделять лёссовую формацию (первое употребление А. П. Павловым, 1903) как единое геологическое целое, соответствующее аридной климатической обстановке (не одно и то же, что перигляциальная обстановка). В связи с данной концепцией дискуссия о генезисе лёссов и лессовидных пород в общем виде потеряла свою актуальность.

В практике палеогеографического исследования приходится сталкиваться с необходимостью изучения разрезов, в которых лёссовые толщи наряду с ископаемыми почвами вмещают и (или) перекрываются горизонтами ледниковых, аллювиальных, морских и других типов осадков. При этом используются термины «лёссовая формация», «лёссово-почвенная серия», «лёссово-почвенная формация»; под этими терминами понимается геологическое тело, включающее все встреченные генетические типы отложений. Поскольку эти термины понимаются разными исследователями по-разному, назрела необходимость унифицированной классификации, и в работе геологов-«лёссоведов» именно эта задача стала самой актуальной.

Особенностью перигляциального пояса является формирование специфического растительного и животного мира, адаптированного к низкой температуре в течение года и к резко континентальным условиям увлажнения.

В растительности перигляциальных поясов при всём различии палеоклиматических условий между разными криохронами было много сходного. Типичным возможно является растительный покров последнего оледенения (вюрмского, валдайского), для которого выделяют два типа перигляциальной растительности: перигляциально-тундровую и перигляциально-степную. Выделено также несколько типов растительности, занимавшей области в удалении от границы ледника и не претерпевших принципиальной перестройки (экстрагляциальная растительность), но существенно отличной от межледниковой. Вдоль периферии Скандинавского ледникового щита обширные территории были заняты растительностью, сочетавшей в себе тундровые, степные и лесные компоненты (Larix, Pinus, Betula), местами с участием галофитных обществ, которую называют приледниковой растительностью, но правильнее называть перигляциально-тундровой. Перигляциально-лесостепная и степная растительность в вюрмское время занимала широтную зону 75-45° с. ш., протягивавшуюся через всю территорию Евразии, в среднеширотной её части была редукция лесных типов растительности.

Животный мир самого последнего криохрона представлен мамонтовой фауной, в которой присутствуют животные различных экологических групп - лесной, степной и тундровой. При этом северные формы проникают далеко южнее современного обитания, а степные и полупустынные животные встречаются далеко на севере. Характерные животные: мамонт, шерстистый носорог, благородный олень, северный олень, лось, овцебык, росомаха, сайга, лисица, песец, волк, лемминг, суслик, сурок, заяц, тушканчик, медведь, тигролев, гиена и др.

На основании изучения распространения отложений, составляющих перигляциальную формацию, создались представления о пространстве, занимаемом перигляциальным поясом в максимуме, хотя границы его не всегда ясны. Предполагается, что площадь его составляет 16 млн км2.

Как сказано выше, оба пояса - гляциальный и перигляциальный- генетически связаны; вместе во время криохронов оба составляли неразрывное пространство. С общеклиматической точки зрения наземное оледенение тяготеет к районам морского климата, а подземное - к районам континентального климата.

Значит ли, что размеры подземного оледенения зависят от размеров наземного? Нет, прежде всего потому, что каждая из этих форм, как уже отмечалось, возникала при различном количестве влаги в атмосфере. Поскольку каждый из криохронов плейстоцена характеризуется своим палеоклиматом, считается, что максимальное наземное оледенение (среднеплейстоценовое) могло сопровождаться не слишком большим по площади перигляциальным поясом. Криолитологи полагают, что наиболее широко подземное оледенение было развито во время последнего (вюрмского) оледенения. Пик развития криогенных процессов приходится на интервал 15-17 тыс. л. н. Границы подземного оледенения этого времени отмечаются в Евразии на 4550° с. ш. (Киев-Волгоград), в Северной Америке - на 40-35° с. ш. Соответственно, площади наземного оледенения в это время (максимум развития) составляют 21 870 и 14 750 тыс. км2 (в сумме более 35 млн км2). Сплошность ледяного пояса дополнялась развитием морского оледенения и продвижением к низким широтам границ постоянных морских льдов.

Образование в максимум плейстоценовых похолоданий столь обширного гляциально-перигляциального пояса, площадь которого существенно превышала суммарную площадь современных арктического и субарктического поясов, а южные границы в некоторых секторах приближались к южным границам современного умеренного пояса и даже вторгались в пределы современного суб-тропического пояса, привело к кардинальной перестройке всей структуры географической зональности северного полушарияПрактически территория современного умеренного пояса с лесной и степной зонами и многими подзонами оказалась занятой гляциальным поясом с зонами арктических пустынь и перигляци- альным поясом с перигляциально-тундровой и перигляциально-степной растительностью. Разнообразие ландшафтов в этом пространстве несомненно уменьшилось, хотя при этом можно предположить, что могли быть и другие, неизвестные сейчас ландшафты: пространства перигляциального пояса велики, на всей его территории не могли быть совершенно единообразными рельеф и климат, а значит и ландшафты. Тем не менее, присущий для всего пояса однородный фон (холодно и сухо) всё же не способствует ландшафтному разнообразию. А. А. Величко назвал это явление в палеогеографии плейстоцена гиперзональностью криохронов плейстоцена.

Умеренный пояс. Название «Умеренный пояс» по отношению к пространству, прилегающему своей северной границей к гляциально-перигляциальному поясу, а южной - к тропико-экваториальныму пространству, условно, так как не соответствует умеренному поясу освещённости. Следовало бы найти новое название, отражающее характерные черты этого пространства во время самых холодных этапов плейстоцена в отличие от современных. Но общего названия для всего пояса, занимающего территорию современного субтропического пояса, не находится. В палеоклиматическом отношении главная компонента, которая сильно менялась в этом поясе,- увлажнение. В ландшафтном отношении, данная территория была занята лесной и степной растительностью. Именно зональность растительности, присущая данной территории в самые холодные этапы плейстоцена, даёт основания назвать пояс «умеренным».

В районировании К. К. Маркова для данной территории в плейстоцене применяется название «плювиальный» пояс (буквально «дождливый»), поскольку в некоторых областях этого пояса по сравнению с современными условиями климат, вероятно, был гораздо влажнее. Первые представления об этом явлении в климатических вариациях плейстоцена появились в связи с наличием высоких уровней озёрных террас современных бессточных озёр, которых много на территории современного субтропического и южной части умеренного поясов. Водный баланс бессточных озёр чутко реагирует на похолодание климата, поскольку при этом значительно уменьшается испарение с поверхности озера и уменьшается его расходная часть. В приходной части по той же причине (уменьшение испарения с поверхности бассейна) может возрастать сток в озеро, что также способствует увеличению объема воды в озере. Может увеличиваться и количество осадков на поверхность озера. Изменения в балансе озёр приводят к колебаниям их уровня. С направленным повышением уровня озера связаны формирование трансгрессивных озёрных террас и изменения в составе озёрных отложений. Синхронные повышения уровней бессточных озёр на обширной территории североамериканского континента послужили основанием считать устойчивым соотношение «максимум похолодания - максимум увлажнения». В высоких террасах североамериканских озёр были находки холодолюбивой фауны, да и геохронометрические данные показали, что их возраст соответствует времени максимального похолодания в позднем плейстоцене (для более ранних холодных эпох подобных сведений нет). На основании этих исследований для холодных этапов вне области развития покровного оледенения стал применяться термин «плювиальные эпохи», а озера, трансгрессирующие во время похолоданий, получили название «плювиальных». Название предложил в 1868 г. А. Тейлор. Теплые и сухие эпохи, сопровождавшиеся регрессией этих озёр, стали называть «межплювиальными». Сформировался постулат: «главные особенности плейстоценовой истории субтропического пояса это его увлажнение в ледниковые эпохи и его усыхание в межледниковые» (Марков и др., 1968, с. 161). Так появилась гипотеза классических плювиалов. Однако в дальнейшем по отношению ко всему поясу это правило оказалось не универсальным. К 80-м годам прошедшего века сформировалось более сложное представление о временных соотношениях этих событий, в основу которых были положены исследования колебаний уровня бессточных озёр в позднем плейстоцене в аридных зонах северного полушария Африки и Евразии.

Позднеплейстоценовая история Средиземноморья изучена хорошо. В современном климате этой территории большую роль играет западный перенос: пути прохождения циклонов, несущих влагу, проходят здесь зимой и определяют увлажнённость данной территории; летом господствует тропическая воздушная масса. В периоды похолоданий при наличии устойчивого ледникового покрова атмосферная циркуляция менялась. Поскольку над Валдайским ледником устанавливалась область высокого давления, циклоны проходили южнее, чем в настоящее время, и увлажняли юг Средиземноморья - север Африки, распространяясь в современный тропический пояс. Глобальное понижение температуры приводило к уменьшению испарения и способствовало повышению уровней бессточных озёр. Следы повсеместного увлажнения во время позднеплейстоценового оледенения подтверждают для юга Средиземноморья и севера Африки, а также для Передней Азии соотношение «оледенение - плювиал» в соответствии с гипотезой классических плювиалов (Варущенко и др., 1987).

Каспийское море, колебания уровня которого связаны не только с климатическими вариациями, но и со стоком с обширной территории, также называли «плювиальным» водоёмом. Предполагалось, что трансгрессии Каспия соответствуют максимумам развития оледенения на территории Восточно-Европейской равнины. По современным сведениям для позднеплейстоценовой истории это соответствие частичйо выдерживается, однако полной синхронности между этими явлениями нет: максимумы многочисленных плейстоценовых трансгрессий Каспия приходятся на разные части звеньев плейстоцена.

На равнинах Средней Азии, Казахстана, южной части Западной Сибири и Восточной Сибири во время оледенений происходила аридизация климата, а увлажнение возможно было скорее в тёплые (более тёплые, чем сейчас) межледниковья. Континентальность климата, присущая этим районам в настоящее время, только усиливалась в течение криохронов, так что оледенениям соответствовали ариды, притом, что климат и во время межледниковий (в том числе современный) был засушливым. Плювиальные условия невозможны в пустынях Азии на протяжении всего плейстоцена, а само понятие «плювиал» применимо к этой территории лишь как отражающее сравнительное состояние климата по отношению к ещё более аридному (Равский, 1972).

Восточная окраина субтропической зоны Евразии - арена действия муссонной циркуляции, которую в настоящее время можно назвать областью господства плювиальных условий. Влагооборот здесь обеспечивается муссонами и зависит от интенсивности муссонной циркуляции. На фоне регрессии Мирового океана во время оледенений муссонная циркуляция ослабевала как в тропической, так и во внетропической областях, следовательно, оледенениям соответствовал арид по сравнению с термохронами (Алексеев, 1978).

Значительная часть территории, расположенной к востоку от южного побережья Каспия, примерно до широты среднего течения р. Хуанхэ, занята горами. При общем похолодании она оказалась областью горного оледенения. Развитие горных оледенений, вне зависимости от широтного положения способствует становлению плювиальных условий, поскольку горы - конденсаторы влаги. Горные районы и районы развития горного оледенения в плейстоцене, как указывалось ранее, входят в особую категорию районов, которая здесь не рассматривается.

В работе Ю. М. Васильева, представленной в сборнике к Конгрессу ИНКВА 1982 г., обобщены накопленные за вторую половину XX в. сведения. Основные положения её таковы. В областях, прилегающих к гляциально-перигляциальному поясу, во время максимального оледенения могли развиваться не только плювиальные, но и аридные условия. Климатические различия между криохронами и термохронами здесь проявлялись в существенном изменении не столько теплового режима, сколько увлажнения, которое определялось изменениями в атмосферной циркуляции. В холодные отрезки плейстоцена интенсивность приноса влаги на сушу в целом уменьшалась по сравнению с теплыми, потому что понижался уровень Мирового океана и дополнительно расширялась площадь суши за счёт шельфовых ледниковых покровов. Интенсивный влагооборот мог сохраняться лишь в узких областях контактов суши и моря при благоприятных направлениях господствующих ветров (например, западный перенос в приатлантическом секторе Африки и в Передней Азии).

В южной части Северного внетропического пространства.в то время как в высоких широтах в плейстоцене происходило чередование оледенений и межледниковий, плювиалы сменялись аридами. Однако однознаковых корреляций между оледенениями и климатом прилегающих к гляциально-перигляциальному поясу территорий не было: оледенениям могли соответствовать и аридные, и плювиальные климаты, плювиал иногда соответствовал начальным фазам оледенений, иногда - их концу. Термин «плювиал», таким образом, не имеет хронологической связи с развитием или деградацией покровных оледенений, а становится термином свободного пользования, отражающим сравнительное состояние климата района в его палеогеографическом смысле (Васильев, 1982).

Задачей палеогеографического анализа для плейстоценового умеренного пояса становится выделение для криохронов секторов

с преимущественно плювиальным или аридным климатом. Основой для неоднозначных климатических вариаций в плейстоцене может быть разнообразие климатических обстановок в современных субтропиках.

В северном полушарии субтропический пояс включает Северную Африку, южную полуостровную Европу, Переднюю Азию, Кавказ, юг Средней и часть Центральной Азии, Средний Китай и южную часть Японии, в Америке - простирается от полуострова Калифорния до северной части Флориды США. В этом поясе посезонно господствуют различные воздушные массы: летом тропический воздух, зимой - умеренный. Кроме того, в зависимости от особенностей атмосферной циркуляции различаются секторы со средиземноморским, сухим и муссонным климатами (рис. 6).

Сопоставление палеолимнологических реконструкций с современными климатами субтропического пояса позволяет предположить, что областям развития современного средиземноморского климата во время криохронов плейстоцена были присущи плювиалы; областям континентального субтропического климата -ариды. Под аридами в сравнительном смысле подразумеваются климаты более сухие, чем в настоящее время. В таком понимании ариды свойственны также муссонным субтропическим областям, которые во время криохронов становятся более засушливыми. Плювиальные озёра Северной Америки - явление не только палеоклиматическое, но и палеогляциологическое, поскольку североамериканские озёра в плейстоцене могут рассматриваться как лимногляциалогический комплекс (Севастьянов и др., 1993), аналогичный озерам Западной Монголии и другим озёрам, связанным с развитием горного оледенения.

Северное внетропическое пространство во время криохронов плейстоцена изменялось кардинально. На всей его территории полностью менялись климатические условия, что было не только следствием глубоких глобальных похолоданий, но и результатом воздействия возникших покровных оледенений, несущих дополнительное охлаждение. Ландшафтная структура изменялась в сторону уменьшения ландшафтного разнообразия: полизональность сменялась гиперзональностью. За пределами гляциально-перигляциального пояса сильно изменялась увлажнённость, которая отражала иной влагообмен между океаном и сушей в условиях глубокой гляциоэвстатической регрессии Мирового океана. Наиболее заметны эти изменения были в приатлантических секторах равнин суши, где увлажнённость возрастала (плювиалы). Зато значительно суше становилось в континентальных секторах умеренного пояса и ослабевала муссонная циркуляция.

Южное внетропическое пространство

Южное полушарие отличается от северного строением глобального рельефа: суша оставляет всего 19% его площади против того, что в северном полушарии её доля 39%. Асимметрия фигуры Земли выражается в том, что в северном полушарии 50-70 параллели составляют теократическое кольцо, а в южном - на этих же широтах расположено талассократическое кольцо. Асимметрия плобального рельефа проявляется в асимметричной структуре ландшафтной оболочки. Так, климат южного полушария в целом £ ровнее, чем северного: в северном полушарии многолетняя температура июля и января, соответственно 22,4 и 8,6° С, а в южном полушарии - января и июля 17,5 и 11,3° С. Арктика имеет слабо развитое континентальное и сильно развитое морское и подземное оледенение. Антарктика представляет собой континент, окруженный океаническим кольцом, который покрыт мощным ледниковым щитом: сильно развито континентальное оледенение, слабые морское и подземное оледенения. Флористические и фаунистические области имеют глубокие систематические различия, обусловленные различной историей флоры и фауны. Асимметрична ландшафтная структура: в южном полушарии нет типичных тундр и лесотундр, тайги, лесостепей и пустынь умеренного пояса. Отсюда полярную асимметрию можно рассматривать как структуру первого ранга, географическую зональность или поясность - второго ранга, поскольку распределением азональных факторов «зональность не командует», хотя контроль азональных факторов над распределенением зональных явлений отрицать невозможно (Калесник, 1970).

Гляциально-перигляциальныей пояс. Главным покровным ледником в южном полушарии в плейстоцене, как и в настоящее время, являлся ледниковый покров Антарктиды. Однако во время максимальных похолоданий плейстоцена оледенения могли возникать и во внеантарктической области - на южных оконечностях материков и на островах Южного океана. Целесообразно отдельно рассмотреть гляциально-перигляциальный пояс Антарктиды и внетропические поясы южного полушария, расположенные за пределами этого материка.

Антарктида. Современное оледенение Антарктиды составляет приблизительно 14 млн км2, вместе с морскими льдами - 15 млн км2; объём льда 24 млн км3, что составляет 90% оледенения всей Земли. Антарктида вся покрыта льдом, 10% материковых льдов входят за границы её каменной части, образуя шельфовые ледники. Абсолютная высота материка со льдом 2040 м, каменная часть достигает высоты 860 м.

Изучение Антарктиды даёт информацию о свойствах покровных ледников плейстоцена, в частности о температурных характеристиках континентальных льдов. У дна покровных льдов температура колеблется от -10 до -30° С, есть области, где температура у дна достигает точки плавления, такие ледники с «тёплым основанием» движутся, скользя по промежуточной плёнке талой воды. Таковы шельфовые ледники Росса и Филькхнера, которые подстилаются скоплениями воды, предположительно подледниковыми озёрами. Коренное ложе в таких ледниках расположено ниже уровня моря, что способствует их пульсации.

Время возникновения оледенения Антарктиды, как локального горного ледника, относят к олигоцену - 38 млн л. н. Полагают, что 60 млн л. н. Антарктида ещё была частью Гондваны. За отделением от Южной Америки, а затем отделением от Антарктиды Австралии последовало появление околополярной океанической циркуляции южного кольцевого течения, которое изолировало материк от влияния тёплых течений (Свиточ и др., 2004). Отсюда начало оледенения Антарктиды есть следствие тектонических событий, вызвавших перестройку океанической циркуляции. Разрастание горного оледенения последовало как результат направленного похолодания. Полагают, что 20 млн л. н. оледенение покрывало значительную часть континента, но ещё не выходило к побережью. Айсберговые осадки у берегов Антарктиды появились в массе между 5,5 и 4,5 млн л. н. Этот момент считают критическим в истории криосферы, в частности, в развитии позднекайнозойского оледенения Земли (Зубаков, 1978). С этого момента «антарктический холодильник» стал глобальным фактором охлаждения Мирового океана; стали возможны катастрофические истечения льда - «сёрджи», влияющие на стадийно-колебательный характер климатического режима холодных эпох; начали проявляться ритмические колебания уровня океана. В глобальном масштабе изменился механизм атмосферно- океанической циркуляции на планете.

Представления об изменениях размеров покровного ледника Антарктиды в течение плейстоцена могли быть получены из косвенных источников. Наиболее полное представление о динамике края ледника даёт изучение отложений шельфа. Обнаружение грубообломочного материала на мелководье шельфа показало, что его скопления расположены не более, чем на 100 км севернее современного ледникового края, что соответствует небольшому (до 5%) удлинению радиуса ледникового щита. Изучение следов оледенения на материке дало менее надёжные сведения. Обнаружены признаки более высокого стояния льда по следам экзарации на нунатаках. Такие приёмы применялись и в северном полушарии на примере следов ледниковой экзарации в горах Скандинавии и Северной Америки. Для Антарктиды эти данные говорят о положении современных льдов ниже максимального положения на 500 м. Для Скандинавии эта величина равна 2500 м, для Северной Америки - 3000 м. Получается, что изменчивость Антарктического щита в течение плейстоцена в 56 раз меньше, чем плейстоценовых покровных оледенений северного полушария. На самом деле изменчивость антарктического оледенения ещё меньше, так как измерения сделаны в его краевой части, а не в центре. Таким образом, очевидно, что оледенение Антарктиды в плейстоцене не исчезало, современные его размеры близки размерам самого холодного времени. Значит, плейстоценовая история Антарктиды не знала чередований ледниковых и межледниковых эпох в «европейском» смысле этого слова. В связи с этим С. М. Мягков предлагал рассматривать полярные и среднеширотные оледенения как оледенения разных типов, существенно различающихся по условиям возникновения, степени устойчивости и продолжительности существования. Расчёт бюджета льда антарктического ледникового покрова (Бардин, Суетова, 1965) показал увеличение ледникового щита Антарктиды в то время, как в большинстве других районов Земли ледники убывали (Марков и др, 1968). Можно предположить, что глобальные потепления ранга внутривековых и даже многовековых могли приводить не к деградации ледникового щита Антарктиды, а к его росту, поскольку способствовали интенсивному поступлению влаги в глубь ледяного континента, где происходила её аккумуляция в виде снега, а затем льда.

Антарктида - самая классическая область современных перигляциальных явлений (География Антарктиды, 1968), поскольку эти явления создаются косвенным влиянием ледниковых покровов. Однако, в отличие от северного полушария, размеры перигляциальной части пояса, будучи ограниченными площадью материка Антарктиды, малы и представлены узкой полосой, непосредственно прилегающей к краю покровного ледника. Внешним поясом Антарктики является субантарктический пояс. Это пространство имеет (и, вероятно, имело в плейстоцене) прохладный влажный климат, который формируется под воздействием океанического кольца вокруг Антарктиды. На самом же материке на обнажённых, не покрытых льдом поверхностях в перигляциальных условиях развиваются процессы выветривания, обнаружены озёра и реки в межскальных понижениях, есть специфическая флора и фауна. Географическая оболочка в каменной

Антарктиде полнее и сложнее, чем в ледяной. Типичнее всего эти явления выражены в антарктических оазисах.

Название «оазис» применительно к Антарктиде предложил в 1938 году А. Стефанссон - участник экспедиции Дж. Рамилла на Антарктический полуостров, укоренилось это название позднее. Оазисы Антарктиды - это очень маленькие (но больше 10 км2) обнажённые пространства, имеющие особый, различный для каждого случая радиационный баланс; в них почти полностью отсутствует не только лёд, но и снег и присутствуют «сухие» флювиальные формы рельефа. Суммарная площадь оазисов около 6000 км2, всего 1/2000 часть площади ледникового покрова, но в отдельных горных районах их относительное значение возрастает, например, в горах Земли Королевы Мод. Самые крупные по площади оазисы расположены в прибрежной области у края щита (табл. 6).

Одним из главных явлений перигляциальной обстановки является развитие подземного оледенения. Ядра мерзлоты наблюдаются в оазисах, подземное оледенение возможно также под тонкой краевой частью ледникового щита, предполагают его существование на поверхности шельфовой отмели под слоем океанической воды. Площадь современного подземного оледенения Антарктиды оценивается примерно в 2 млн км2, что составляет всего 10% площади современного подземного оледенения в северном полушарии.

Современные перигляциальные явления в оазисах Антарктиды могут быть аналогами тех явлений, которые происходили у границ покровных ледников в самые холодные отрезки плейстоцена, но при этом следует учесть своеобразие географического положения Антарктического щита - его морское окружение. В геохимии гипергенных процессов, с одной стороны, развивается континентальный пустынной тип выветривания, сходный с химическим выветриванием в холодных высокогорных пустынях Центральной Азии, с другой - значительное количество морских солей выносится на континент и осаждается на поверхности скал в виде налётов. В отдалении от побережья, например, в горах Земли Королевы Мод, на высоте 2500 м широко распространены тёмные корки пустынного загара, а на нижней поверхности десквамационных пластин замечены тонкие плотные светлые корочки различного состава. Встречаются корки в виде ярко-белых налётов; это скопления гипса, кальцита, мирабилита, представляющие собой продукты континентального выветривания.

В оазисах наблюдается процесс таяния вод в перигляциальных условиях. Несмотря на отрицательную температуру воздуха происходит нагревание поверхностей под воздействием прямой солнечной радиации. Даже в Центральной Антарктиде наблюдалось таяние на тёмных поверхностях с образованием воды. В летнее время по дну «сухих» долин оазисов бегут потоки талой воды, но их течение прекращается не менее, чем на 10 месяцев, так что общий сток поверхностных вод очень мал и возможен только в узкой краевой полосе материка, причём талая вода, просачиваясь в лёд, замерзает и часто не достигает берега океана.

В Антарктиде обнаружено большое количество озёр, среди которых есть такие, что постоянно покрыты льдом. Ландшафты некоторых оазисов можно определить как озёрные (оазис Бангера). В зависимости от особенностей ледового режима воды озёр разнообразны по термическим свойствам и солёности: от ультрапресных до рапных (озеро Дон-Жуан-Понд имеет солёность больше 38 %). Именно феномен постоянного ледового покрова в течение миллионов лет, при котором складывается особый баланс вещества и энергии в озёрных водоёмах, может быть причиной высокой концентрации солей в этих озёрах.

Биота оазисов Антарктиды бедна, что закономерно: нигде на планете нет непокрытой льдом земли, так близко расположенной к полюсу. Растительный мир повсеместно представлен бактериями, лишайниками, с уменьшающимся разнообразием по мере приближения к полюсу, и мхами. В узкой полосе западного берега

Антарктического полуострова есть грибы, папоротниковидные, цветковые, но это уже субантарктический пояс. Животный мир Антарктиды связан с морской средой. Континентальные жители беспозвоночные представлены паукообразными (клещи) и насекомыми. Более разнообразно население озёр. В них есть разнообразные водоросли, которые образуют плёнки обрастания, а при их отмирании водорослевый сапропель; на дне зарослями до 30 см растёт зелёный мох. Среди животных в планктоне коловратки и веслоногие рачки, на дне - круглые черви (Марков, 1986).

Развитие оледенения в обоих полушариях Земли проходило по- разному. В южном полушарии оно началось гораздо раньше и сохраняется до настоящего времени. С начала образования в виде покровного ледника (в течение около 5 млн лет) оно не исчезало, а только пульсировало.

Внеантарктические поясы. Три из четырёх внетропических поясов субантарктический, умеренный и субтропический занимают в южном полушарии небольшие южные части материков Южной Америки, Африки, Австралии и острова, разбросанные в океане от субтропического до субантарктического поясов. Палеогеографические реконструкции для максимального похолодания построены на материалах середины прошлого века (Марков и др., 1968). К настоящему времени, несмотря на расширение исследовательских работ, новых представлений не сформировалось. Данные о плейстоценовой истории суши имеются для Южной Америки и для Новой Зеландии.

Представления об общей площади плейстоценового оледенения Южной Америки противоречивы. Преобладающая часть исследователей говорит о небольшой площади оледенения (140 тыс. км2), но некоторые авторы полагают её равной площади современного оледенения Гренландии - 1,6 млн км2 (рис. 7). Основанием ддя такого суждения является наличие широко развитых плейстоценовых обломочных отложений формации «тахуэльхо», распространённых за границей морен ледников подножия Анд, прислонённых к их атлантическому склону. Генезис этих отложений не определён; некоторые считают их мореной. Лёссовая формация широко представлена в Южной Америке, и не только во внетропическом (современные субтропики), но и в тропическом пространстве. Её назвали «пампийской формацией», поскольку она 

отличается от лёссов других материков тем, что насыщена пеплом андийских вулканов. Пампийские отложения принадлежат скорее к «тёплым» лёссам; не выявлена их приуроченность к каким-то определённым (холодным или тёплым) климатам.

В Восточных Андах отмечена депрессия снеговой линии, которая возрастала от 500 до 1000 м с юга на север, от умеренного пояса к тропическому. Это говорит о смещении зоны влажных умеренных воздушных масс к экватору во время плейстоценовых похолоданий. Расширение умеренного пояса в холодное время сопровождалось увлажнением, т. е. для южного полушария, более морского, гипотеза классических плювиалов выглядит более универсальной, чем для северного полушария.

Плейстоценовая история внетропического пространства в Южной Америке - это, прежде всего, история горного оледенения, развитого в Патагонских Андах Южной Америки.

В последнее десятилетие его осцилляции при переходе от позднего плейстоцена к голоцену изучены детально (Борисова, 2005), что позволило сопоставить климатические колебания в южном полушарии с синхронными событиями в северном полушарии. Главным выводом этих исследований стало подтверждение глобального механизма климатических колебаний даже на уровне перехода от позднего плейстоцена к голоцену. Скорее всего, этот вывод верен и для климатических колебаний плейстоцена других рангов.

Толща плейстоценовых отложений Новой Зеландии на северном острове достигает мощности 2000 м. Отложения позднеплейстоце- новые накопились в условиях ритмических похолоданий и потеплений климата. На Южном острове наблюдаются морены ледников Новозеландских Альп, которые фациально переходят во флювиогляциальные отложения. Новозеландское оледенение было сетчатым. История позднего плейстоцена Новой Зеландии синхронна таковой Европы и Северной Америки.

С начала кайнозоя климат Австралии был влажным, леса распространялись там, где сейчас степи и пустыни. Постепенно климат становился сухим, чередовались фазы увлажнения и иссушения. Установлено, что климат последнего плейстоценового похолодания был влажным (плювиал). В эпоху последнего термического максимума (в голоцене) стало суше. В холодные эпохи уровень океана понижался, что сделало возможным миграции животных и Человека из Юго-Восточной Азии в Австралию через Басов пролив и далее в Тасманию через Торресов пролив.

История Южной Африки, расположенной в субтропическом поясе, отражена в строении долин рек. Увлажнение климата приводило к увеличению водности рек и образованию базального руслового аллювия в виде галечников. Субтропическая Африка оказывалась в умеренном климате. Плювиальные эпохи приходились на время похолоданий.

Малые острова Южного океана испытывали чередование увлажнений и иссушений в зависимости от их географического положения: о-ва Тристан-да-Кунья и Гофф (субтропический пояс) увлажнялись в холодное время (лесная растительность) и иссушались в тёплое (травянистая растительность); остров Окленд испытывал облесение в тёплое время.

В эпохи похолоданий в Южном внетропическом пространстве, главным образом в умеренном поясе, происходило смещение границ климатических поясов в сторону экватора. В связи с господством морских подтипов климата в южном полушарии, умеренный климат не имел аридных вариантов, плейстоценовый умеренный пояс здесь оставался плювиальным (см. табл. 3). Смещение границ климатических поясов было значительно меньше, чем в Северном внетропическом пространстве, так как значительно меньше пульсировало покровное оледенение южного полушария, сохраняясь в плейстоцене постоянно.

Уместно привести следующее высказывание (Дж. М Су не, J986): «Разумно предположить, что изменения климата в четвертичном периоде вызывались возмущениями в глобальном масштабе, однако неразумно считать, что последствия таких возмущений были одинаковыми в обоих полушариях, пока дальнейшие исследования не покажут, что это действительно так».

Тропико-экваториальное пространство

Современное тропико-экваториальное пространство принято разделять на пять географических поясов: экваториальный, два субэкваториальных и два тропических (см. рис. 2). Климат в этом пространстве, обусловленный его широтным положением, установился задолго до плейстоцена и изменялся незначительно. Крупные изменения, охватывающие внетропические пространства, могли повлиять на положение границ тропических и экваториальных поясов, но слабо сказывались на природе самих поясов. Наиболее заметными должны были быть изменения в тропических поясах, граничащих с внетропическими пространствами.

Тропические поясы. В начале XX в. JI. С. Берг опубликовал схему изменения границ тропических пустынь во время похолоданий. Он считал, что широтные оси пустынь в обоих полушариях сохраняли неизменное положение, а сами пустыни сужались в холодные и расширялись в тёплые эпохи симметрично по отношению к их широтным осям. Эту концепцию назвали гипотезой симметрии изменения пустынь (Марков и др., 1968). Позднее как противопоставление этой схеме была сформулирована гипотеза дисимметрии пустынь. Суть её заключалась в том, что в эпохи похолодания оси пустынь смещались в сторону экватора, а в эпохи потепления - в сторону полюсов, так же как и границы самих пустынь, т. е. пустыни размещались несимметрично относительно современной оси. Автором этой концепции был А. Пенк и поддержали её французские географы Ж. Дреш, Ж. Трикар и др.

Палеогеографические исследования показали следующее. В северном полушарии северная граница тропического пояса смещалась к югу в Северной Америке (Мексиканское плато, Флорида, Гаити), северная граница Сахары в Африке также продвигалась к югу. Южная граница Сахары также перемещалась к югу. Южнее её современных границ в Сенегале находят древние дюны - эрги, насыпанные пассатными ветрами, которые спускаются в долины рек, в настоящее время затопленных трансгрессией океана. Эрги коррелянтны низкому уровню океана, т. е. криохрону. Значит, в холодные отрезки времени Сахара перемещалась к экватору. В

тёплые эпохи отмечены трансгрессии озера Чад и передвижение южной границы пустыни к северу. Таким образом, по геологическим данным более приемлемой для северного полушария оказывается гипотеза дисимметрии тропических пустынь.

В южном полушарии тропические пустыни расположены в Австралии. Поскольку высоких гор в Австралии нет, картина изменений горизонтальной поясности здесь более ясная. В эпохи похолоданий на север Австралии смещалась атмосферная циркуляция экваториального пояса и распространялось увлажнение на территории, ныне занятые пустынями. Похолодание с юга тоже приводило к увлажнению и сдвигу границ субтропических и тропических пустынь к экватору, т. е. увлажнение распространялось и с севера, и с юга одновременно. Пустыни становились уже (гипотеза симметрии пустынь по JI. С. Бергу). Итак, тропические пустыни в северном полушарии в максимум похолоданий расширялись или не уменьшались по площади, а в южном полушарии в это же время они почти исчезали.

Таким образом, палеоклиматические условия в северном и в южном полушариях в тропических поясах во время криохронов не были одинаковыми: в северном полушарии господствовали аридные условия, в то время как в южном полушарии преобладал плювиальный климат, аридные условия могли сохраниться только в глубине Австралии и пустыни не выходили к океану.

Экваториальный пояс. Экваториальный пояс весь смещался к югу. На примере океанических осадков показано, что ось термического экватора в Тихом океане смещалась к югу на 5° широты, в Атлантическом океане - на 7° широты. Вероятно, весь пояс становился уже, поскольку столь сильный сдвиг приводил к иным условиям освещённости, что ограничивало проявление типично экваториальной атмосферной циркуляции.

Менялась и природа самого пояса. Похолодание предполагается по следующему признаку. Установлено понижение снеговой границы: на 500-700 м в Андах, на 800 м - в Африке, на 900-1200 м в Новой Гвинее. Снижение снеговой линии на фоне высокой влажности вполне объясняется похолоданием (Марков и др., 1968).

Природа экваториального пояса менялась в плейстоцене меньше, чем в других поясах. Понижение температуры, которое привело к возникновению покровных ледников в высоких широтах, могло быть несущественным для экваториального пояса с точки зрения влияния на структуру растительного покрова и животного мира. Уместно процитировать высказывание французского исследователя экваториальной Африки Жоржа Дреша (1965 г.): «Четвертичный период был сравнительно влажным, может быть, менее тёплым. Но, как ни неопределённы остаются пока наши представления о четвертичных климатах Африки, несомненно, что этот материк не знал тех климатических революций, которые в Евразии и в Северной Америке радикально изменили условия морфо- и педогенеза, жизни растений и животных. Растения и животные смогли сохраниться, перемещаться, распространяться и эволюционировать без катастрофических изменений». С тропико-экваториальным пространством связаны вопросы эволюции фауны млекопитающих в кайнозое и, в частности, в плейстоцене, а также проблема происхождения человека.

Изменения в структуре географической оболочки в самые холодные промежутки времени плейстоцена отражают повсеместное изменение природы земной поверхности под влиянием сильного и быстрого похолодания, в результате которого, в конце концов, увеличивалось ландшафтное разнообразие. Особенно значительные изменения происходили во внетропических пространствах в связи с появлением отсутствующих ранее ультрахолодных областей с устойчивой отрицательной температурой, которая сопровождалась новыми небывалыми ранее процессами и явлениями. Наиболее заметны направленные изменения природы в плейстоцене при анализе развития фауны и Человека.

Физическая география России и СССР
Европейская часть: Арктика, Русская равнина, Кавказ, Урал

ОБЩИЙ ОБЗОР ПРИРОДЫ

Главы раздела "ОБЩИЙ ОБЗОР ПРИРОДЫ":

  • Рельеф и геологическое строение России
    • Новейшие тектонические движения и их роль в формировании рельефа
    • Важнейшие события четвертичного периода и их отражение в рельефе
  • Водные ресурсы и хозяйственное значение внутренних вод
  • Почвы, растительность и животный мир
    • Общие закономерности размещения почв, растительности и животного мира

    • РЕЛЬЕФ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

    Важнейшие события четвертичного периода и их отражение в современном рельефе

    Продолжительность четвертичного периода невелика, всего около 2 млн лет, но геологическая история, события этого самого последнего периода в наибольшей степени отразились в современном облике природы. К важнейшим событиям четвертичного периода наряду с неотектоническими движениями относятся древние оледенения и морские трансгрессии, оказавшие непосредственное влияние на морфоскульптуры.

    Древние оледенения. Ледниковой теории уже более 150 лет. В 1939 г. вышла в свет монография И.П. Герасимова и К.К. Маркова "Ледниковый период на территории СССР". С тех пор накопилось много нового фактического материала, пересматривались некоторые представления о древнем оледенении, в частности на какое-то время утверждалось представление о четырех- и даже пятикратном оледенении в четвертичном периоде (Асеев А.А., Вознячук Л.Н., Горецкий Т.И., Москвитин А.И., Серебрянный Л.Р. и др.), но, в конечном счете, оказалось, что основные положения названной монографии сохранили свое значение и поныне.

    Установлено, что длительные, продолжительностью в десятки миллионов лет, холодные этапы в развитии Земли в геологическом прошлом бывали неоднократно. Их называют ледниковыми периодами. Последний, четвертичный, ледниковый период правильнее назвать позднекайнозойским , так как в южном полушарии он начался свыше 30 млн лет назад, в северном же полушарии крупные ледниковые покровы появились лишь около 2,5 млн лет назад.

    Неоднократность оледенений была вызвана ритмическими изменениями климата, чередованием теплых и холодных, влажных и сухих условий. За последние 900 тыс. лет известно девять глобальных похолоданий и оледенений и столько же потеплений. Следовательно, продолжительность одного цикла (похолодание-потепление) около 100 тыс. лет, из которых лишь около 10% времени приходилось на периоды потеплений, остальное - на холодную часть цикла. В настоящее время идет голоценовое межледниковье, начавшееся около 10 тыс. лет назад.

    Ледники имели большое рельефообразующее значение. Они покрывали свыше 20% территории России. В широкой полосе у края ледников ведущую роль в формировании рельефа играли талые воды.

    В настоящее время большинство ученых считает, что на территории России прослеживаются следы трех ледниковых эпох в плейстоцене: миндельской (или окской) - ранний плейстоцен; рисской (днепровской с московской стадией) - средний плейстоцен; вюрмской (валдайской) - поздний плейстоцен (см. рис. 8).

    Рис. 8. Древние оледенения (по Атласу СССР, 1983)

    Наибольшим по охвату территории было максимальное Днепровское (в Сибири - Самаровское ) оледенение . Его граница в пределах России проходит вдоль западной окраины Среднерусской возвышенности от города Сумы на Брянск-Мценск, в районе Тулы пересекает возвышенность, затем языком опускается но Окско-Донской низменности на Елец-Россошь, к устью Хопра и Медведицы*, далее граница идет на Пензу-Саранск, пересекает Волгу близ устья Суры, на Котельнич - Киров - вдоль реки Чепцы - южнее города Глазова к реке Чусовой. Пересекая Урал близ 58° с.ш., граница оледенения идет через верховья рек Туры и Тавды, пересекает Иртыш севернее реки Демьянки, в районе устья Ваха пересекает Обь, затем по междуречью Ваха и Тыми к устью Подкаменной Тунгуски, далее в верховья рек Вилюй и Оленек. Ледники московской стадии занимали меньшую площадь, чем ледники днепровского оледенения.

    Что касается раннеплейстоценового оледенения, то, занимая меньшую площадь, чем днепровское, оно фактически не выражено в современном рельефе и обнаруживается главным образом по наличию морены, лежащей под днепровской.

    Несмотря на то что наиболее сильная волна холода, по мнению А.А. Величко (1968), приходится на вторую половину позднего плейстоцена (валдайское оледенение), ледник на суше занимал в это время значительно меньшую площадь. Причиной этого было великое оледенение океана, когда океанические льды доходили до средних широт, поэтому мощное похолодание сопровождалось иссушением климата, что не способствовало развитию столь же значительного материкового оледенения, как в среднем плейстоцене.

    Граница Валдайского оледенения проходила по линии Смоленск - Осташков - Рыбинское водохранилище - озеро Кубенское - город Вельск - Верхняя Тойма (на Сев. Двине) - вдоль западной и северо-западной окраин Двинско-Мезенской возвышенности к реке Цильме в районе пересечения ею Тиманского кряжа, далее к субширотному отрезку Печоры, к Салехарду, в низовья Надыма, Пура и Таза, к устью Нижней Тунгуски, вдоль среднего течения реки Котуя, к низовьям Анабара и восточному побережью Таймыра (Спиридонов А.И., 1974).

    В ледниковые эпохи южнее границы ледника происходило глубокое промерзание почвогрунтов. Во время валдайского оледенения граница многолетней мерзлоты сместилась как никогда далеко на юг, до низовьев Дона - Волгограда.

    Примерно 10 тыс. лет назад началось потепление, ознаменовавшее конец плейстоцена и переход к эпохе голоцена. Сильно сократились ледниковые щиты на равнинах, ледники в горах, далеко к северу сместилась граница океанических льдов, а вместе с ней отодвинулась граница мерзлоты на суше, особенно в западной части страны (западнее Енисея).

    Формы рельефа, созданные древними ледниками и потоками талых ледниковых вод, занимают среди морфоскульптур в России второе место после флювиальных (эрозионно-аккумулятивных форм). Ледниковые формы горных и равнинных областей весьма различны. Современные различия в древнем ледниковом рельефе связаны с его разновозрастностью и вытекающей из этого неодинаковой продолжительностью его переработки последующими склоновыми, флювиальными и другими процессами.

    Свежие формы древнего ледникового рельефа характерны для области валдайского (в Сибири - зырянского) оледенения.

    Формы ледниковой экзарации сохранились в пределах Скандинавского, Уральско-Новоземельского, Таймырского и Путоранского центров оледенения. На Кольском полуострове и в Карелии, например, широко распространены такие формы, как бараньи лбы и курчавые скалы (скопления мелких бараньих лбов).

    Северо-запад и север Восточно-Европейской равнины, север Западной Сибири, Северо-Сибирская низменность, прилегающая к плато Путорана часть Среднесибирского плоскогорья отличаются ярко выраженным ледниково-аккумулятивным рельефом. Здесь распространены беспорядочно разбросанные моренные холмы с понижениями между ними, занятыми озерами или заболоченными (поозерья ). Среди них обычны друмлины - продолговатые холмы, вытянутые вдоль движения ледника и имеющие ядро из коренных пород, перекрытое мореной. Здесь же встречаются озы - длинные узкие валы, напоминающие железнодорожную насыпь, пересекающие различные элементы рельефа. Они сложены песчано-гравийно-галечным материалом и представляют собой отложения рек, протекавших внутри тела ледника или по его поверхности. С озами генетически связаны камы - холмы неправильной формы, сложенные слоистым песчано-суглинистым или песчано-гравийным материалом наледниковых, подледниковых или внутриледниковых водоемов (озер). В краевой полосе обычны конечно-моренные гряды , фиксирующие остановки в движении ледника.

    Особенно характерны четкие ледниково-аккумулятивные формы рельефа для северо-запада Восточно-Европейской равнины. В Западной Сибири они выражены слабее и не имеют столь широкого распространения, возможно, в связи с развитием здесь морских трансгрессий в ледниковом периоде и образованием ледниково-морских форм рельефа и отложений (Попов А.И., Мещеряков Ю.А. и др.). В пределах Среднесибирского плоскогорья преобладают формы ледниковой экзарации, а ледниково-аккумулятивный рельеф выражен значительно слабее из-за слабой подвижности менее мощных ледниковых покровов.

    Южнее полосы грядово-холмистого рельефа, фиксирующей границу позднеплейстоценового оледенения, характер морфоскульптуры меняется. Здесь преобладают волнистые или плоские вторичные моренные равнины с отдельными участками сглаженного холмистого рельефа. Созданный московским (тазовским в Сибири) ледником холмисто-моренный рельеф подвергся значительной переработке в эпоху валдайского оледенения и послеледниковое время. Произошло сглаживание холмов, заполнение межморенных котловин снесенным со склонов материалом, что привело в целом к сглаживанию рельефа. Так возникли вторичные моренные равнины. Основными факторами переработки рельефа были плоскостной смыв и солифлюкция. В последующем расчленении поверхности все бoльшую роль начинают играть процессы линейной эрозии.

    Еще сильнее переработан рельеф в области максимального (днепровского, в Сибири самаровского) оледенения. Древняя ледниковая морфоскульптура подверглась здесь столь длительной переработке преимущественно эрозионными процессами, что поверхность почти повсеместно приобрела характер моренно-эрозионных и эрозионных равнин.

    В развитии рельефа областей древних оледенений важную роль сыграли талые ледниковые воды и приледниковые водоемы, их эрозионно-аккумулятивная и абразионная деятельность. Там, где ледник в процессе своего движения на юг достигал обширных понижений, обеспечивающих отток талых вод от его тела, у края ледника формировались обширные зандровые (флювиогляциальные) равнины. Там, где сток был затруднен, возникали приледниковые водоемы или обходные ложбины стока талых вод, которые постепенно соединялись в крупные эрозионные понижения, наследующие погребенные речные долины.

    Суровые климатические условия перигляциальных районов благоприятствовали развитию эоловых процессов. В результате эоловой переработки песчаного материала зандровых равнин на них сформировались параболические дюны , продольные и поперечные гряды.

    Особенно большие площади зандровые поля занимают у границ московской (тазовской) стадии среднеплейстоценового оледенения. Наиболее обширный приледниковый водоем существовал в среднеплейстоценовое время у границ ледника в Западной Сибири, где при общем уклоне поверхности к северу сток талых ледниковых вод в этом направлении сдерживался расположенным здесь ледником.

    Для гор, подвергавшихся оледенению, характерны резкие формы так называемого альпийского рельефа. Гребни гор зубчатые, вершины пикообразные, склоны осложнены древнеледниковыми цирками и карами , на днищах которых нередко встречаются озера. Расположение каров указывает на положение снеговой границы в горах в период оледенения. Крупные долинные ледники спускались ниже этой границы, формируя U-образные троговые долины . Такой тип рельефа образуется при горно-долинном оледенении. В горах, где имеется современное оледенение, его формирование продолжается.

    В горах Северо-Востока и возрожденных горах Южной Сибири (Алтай, Саяны, Прибайкалье) более раннее оледенение было полупокровным . Ледник залегал в виде сплошного покрова на выровненных поверхностях и спускался по склонам короткими широкими лопастями.

    Особенности древнего оледенения различных горных областей определялись не только общей климатической обстановкой, но и высотой гор на момент оледенения по сравнению с высотой снеговой границы в данном районе. Например, Ю.П. Баранов (1967) указывал, что в горах Северо-Востока раннеплейстоценовое похолодание не вызвало оледенения, так как лишь отдельные вершины гор слегка поднимались над снеговой границей.

    Криогенная морфоскульптура. В ледниковые эпохи на обширных площадях, лишенных ледяного покрова, происходило, как уже отмечалось, глубокое промерзание грунтов и формирование многолетней мерзлоты и связанное с ней образование криогенной морфоскульптуры. Ныне криогенная морфоскульптура распространена там, где современные климатические условия способствуют сохранению мерзлоты, а в северных районах Сибири и ее образованию.

    В западной части России криогенная морфоскульптура распространена сравнительно неширокой полосой вдоль побережья морей Северного Ледовитого океана, в основном в пределах тундры и лесотундры, но за Енисеем она встречается вплоть до южных границ нашей страны.

    На равнинах с мерзлотой связано распространение термокарстовых котловин и бугров пучения. Термокарстовые котловины - округлые правильные формы, возникающие при таянии подземного льда. В диаметре они имеют от нескольких десятков метров до 1-2 км; иногда сливаются в цепочку котловин. Положительными формами криогенного рельефа являются однолетние бугры пучения и многолетние бугры - булгунняхи (гидролакколиты), достигающие 30-40 м высоты и 100-150 м в диаметре. Все эти формы образуются на участках с достаточно мощным чехлом рыхлых отложений и значительной льдистостью грунта. Особенно характерны они для Центральной Якутии, Колымской и Яно-Индигирской низменностей, для Северо-Сибирской низменности и северных районов Западной Сибири. В районах с маломощным чехлом рыхлых отложений (многочисленные плато Средней Сибири) наиболее обычны солифлюкционные процессы и создаваемые ими солифлюкционные террасы . В тундрах распространены полигональные образования (пятна-медальоны, каменные многоугольники) и термокарстовые западины. Размеры полигонов колеблются от 1-2 до 15-20 м, достигая иногда и 50-60 м. Заметную рельефообразующую роль в районах многолетней мерзлоты играют наледи. Особенно крупные наледи - тарыны - характерны для Северо-Востока, где в их образовании принимают участие поднимающиеся по разломам подмерзлотные подземные воды.

    В горах в результате криогенного рельефообразования формируются гольцовые поверхности, имеющие сглаженные очертания и покрытые полигональными грунтами. Для них характерны курумы - россыпи каменных обломков, плащеобразно покрывающие вершины и пологие склоны (каменные моря ). При увеличении наклона поверхности обломочный материал под действием силы тяжести начинает медленно двигаться вниз, обследуя каменные реки. Характерны для гольцов нагорные террасы , ступенями спускающиеся по склонам гор. Ширина площадок террас от нескольких метров до 1-2 км, высота уступов от 1-2 до 10-20 м.

    И.П. Герасимов отмечал, что главный этап образования массы щебнисто-каменистого материала гольцов приходится на ледниковый период, хотя продолжается этот процесс и сейчас.

    Гольцовый рельеф распространен выше границы леса во всех лишенных современного оледенения горных районах Сибири и Дальнего Востока, а также на Северном, Приполярном и Полярном Урале.

    Флювиальная морфоскульптура. Огромные площади нашей страны охвачены флювиальной морфоскульптурой. Водные потоки различных размеров являлись главным фактором экзогенного рельефообразования почти на половине территории России. Однако деятельность их в разных районах различна, как различно и сочетание с другими процессами рельефообразования.

    Речные долины - наиболее крупные формы флювиальной морфоскульптуры - распространены по всей территории России. Многие из них существовали уже к началу плейстоцена. Овражно-балочный рельеф наиболее типичен для внеледниковых областей, особенно для возвышенностей южной части страны. Однако эрозионными процессами и соответственно флювиальной морфоскульптурой охвачены и районы распространения древнеледниковой морфоскульптуры. Особенно широко флювиальные морфоскульптуры представлены в горах.

    На интенсивность развития флювиальных процессов в течение четвертичного времени оказали влияние, кроме различных изменений климата и связанных с ними оледенений, также новейшие движения (во время и в местах поднятий они усиливались) и колебания уровня морей - основных базисов эрозии.

    Морские трансгрессии. Крупными событиями четвертичного времени были морские трансгрессии. На побережье Северного Ледовитого океана имеются морские отложения так называемой бореальной трансгрессии, предшествовавшей позднеплейстоценовому оледенению. Море затопило наиболее пониженные участки севера Восточно-Европейской и Западно-Сибирской равнин, Таймыра и Северо-Сибирской низменности и проникало вглубь суши по придолинным понижениям крупных рек. Во время бореальной морской трансгрессии Балтийское море имело связь с Белым морем, о чем свидетельствуют морские отложения Карелии, и через него - с Северным Ледовитым океаном.

    В голоцене также имела место морская трансгрессия, отложения которой распространены на прибрежных участках Печорской низменности, Ямала, Гыданского полуострова и северных архипелагов. Узкая полоса морских и озерных отложений имеется и по берегам Балтийского моря; они оставлены морскими и озерными бассейнами, существовавшими на его месте в послеледниковое время (Иольдиево море - Анциловое озеро - Литориновое море). На этих территориях сохранился еще слабо переработанный рельеф первичных морских равнин.

    На плейстоцен приходится несколько трансгрессий Черного и Каспийского морей. На ранних этапах плейстоцена Черное море имело широкую связь с Каспийским морем, но было изолировано от Мирового океана. Со второй половины среднего плейстоцена оно получило свободное сообщение со Средиземным морем, а через него и с открытым океаном.

    Покровные ледники , в отличие от горных, занимают целые острова и континенты. Вследствие большой мощности более 3-4 км на их распространение и характер поверхности подледниковый рельеф не оказывает существенного влияния. Формируются тогда, когда снеговая граница снижается до уровня равнин.

    Поверхность покровных ледников, как правило, плоско-выпуклая, в виде щита. Движение покровного ледника происходит радиально, за счёт рассекания льда от центра щита к периферии, в связи с разницей давления. В центральной части располагается зона питания ледника, где приход > расхода и → мощность ледникового покрова увеличивается. На периферии мощность ледника значительно меньше, так как увеличивается абляция.

    Озы - валообразные извилистые гряды высотой до нескольких десятков м, шириной от 100-200 м до 1-2 км и длиной (с небольшими перерывами) до нескольких десятков км. Образовались в результате отложения песка, гальки, гравия, валунов потоками талых вод, протекавших внутри покровных ледников.

    Камы - холмы, сложенные сортированными слоистыми песками, галечниками и гравием; иногда прикрыты сверху мореной. Высота 6-12 м (иногда до 30 м). Возникают у внутреннего края материковых ледников при таянии мертвого льда.

    Остановка - стадия, передвижение – межстадия, межледниковье – стаивание ледника.

    480 тыс. лет назад до 380 тыс. лет назад шло Окское оледенение. Это ранний плейстоцен. Пихвинское межледниковье с 380 до 240 тыс. лет назад. (Ледника не было). С 240 до 180 – Днепровское оледенение. Оно занимало наибольшую площадь и было самым максимальным. 180 до 125 Одинцовское межледниковье. 125 – 110 Московское оледенение. 110 тыс. лет назад в Q3 (поздний плейстоцен) началось Микулинское межледниковье и держалось где-то 30 тыс. лет. Валдайское оледенение началось 70 тыс. лет назад, и закончилось 12 тыс. лет назад. Тогда наступил голоцен (межледниковье Q4).

    Центрами оледенения были – Скандинавия, Новая земля и Северный Урал. Там мощность ледника была примерно 5 км. Центр находился над Ботническим заливом. Каждое последующее оледенение уничтожало следы предыдущего. Следы оставались только во впадинах.

    Деятельность всех этих ледников была одинакова. Зона экзарации – Скандинавия и Карелия. Более молодой ледник там, где ледник был недавно.

    Каждая стадия ледника оставляла конечную морену. Конечная морена характерна для стационарного ледника (когда ледник тает по краям), тогда возникает сложенный конечно моренный комплекс . Морена вытянута и показывает очертания края ледника.

    После Валдайского оледенения хорошо сохранились аккумулятивные формы. Главные черты рельефа в пределах полосы аккумуляции обусловлены основной мореной, представляющей сочетание многочисленных холмов неправильных очертаний и разделяющих их западин. Много конечно-моренных образований, фиксирующих стадии образования ледника. В области ленинградской области сохранился своеобразный друмлинный ландшафт. Друмлины – вытянутые (длинной от нескольких сотен метров до 3 км), ассиметричные холмы, шириной до 200 метров и высотой до 50 метров. Длинные оси друмлинов расположены в направлении движения льда. Сложены они моренным материалом.

    Конец работы -

    Эта тема принадлежит разделу:

    Предмет геоморфологии. Представление о вещественности рельефа земной поверхности

    Предмет геоморфологии Геоморфология... Проблема элементаризации...

    Если Вам нужно дополнительный материал на эту тему, или Вы не нашли то, что искали, рекомендуем воспользоваться поиском по нашей базе работ:

    Что будем делать с полученным материалом:

    Если этот материал оказался полезным ля Вас, Вы можете сохранить его на свою страничку в социальных сетях:

    Все темы данного раздела:

    Предмет геоморфологии

    Геоморфология, как самостоятельная наука.
    Геоморфология – наука о строении, происхождении, истории и современной динамике рельефа земной поверхности → объектом изучения геоморфологии является рельеф. Т.е. совокупност

    Взаимосвязи с другими науками.
    Рельеф является поверхностью раздела и поверхностью взаимодействия различных оболочек земного шара (литосферы, атмосферы, гидросферы и биосферы). Поэтому наиболее плодотворным изучение рельефа и за

    Место и значение учения о морфологии рельефа земной поверхности в геоморфологии. Морфодинамическая концепция.
    Геоморфология изучает: 1) Внешний облик (описание). 2) Генезис. 3) Историю развития. 4) Динамику. Геоморфология, как и другие науки, на

    Дискретность и континуальность.
    Рельеф является дискретным образованием - прерывистым. Т.е. состоит и

    Морфологическая система. Систематика элементов земной поверхности.
    Систематика элементов рельефа – формализованная модель, универсально отражающая рельеф земной поверхности. В ней рассматривается рельеф в целом, т.е. без относительности. И всё его

    По относительному высотному положению.
    А) На верхах. L1,0. Б) На склонах. L5,6. В) На нижней части. L2,0. Верхние слои инициальные – с них идёт снос. Они поставляют материал - L1,0. Склоновые элементы – транзи

    Выделение и отражение элементов земной поверхности на статических геоморфологических моделях.
    Значение структурных линий и элементарных поверхностей.Значение точек не велико, важны линии и элементарные поверхности. Элементарная поверхность – некий относител

    Анализ вертикального положения элементов и форм земной поверхности.
    Планетарные мега и макро формы отличаются не только размером площади, но и р

    Морфометрические исследования в геоморфологии.
    Часто рассматривают как часть морфологического анализа. На этом этапе изучения рельефа происходит только сбор фактов. Отличия морфометрического и морфологического ис

    Значение.
    Морфометрические и Морфологические характеристики рельефа имеют большое прикладное значение. Без знания этих характеристик немыслимо строительство зданий, прокладка трасс железных и шоссейных дорог

    Генезис рельефа. Эндогенные и экзогенные процессы.
    Главное исходное положение современной геоморфологии – представление о том, что рельеф формируется в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных

    Возраст рельефа и его определение.
    Важной задачей геоморфологии является выяснение возраста рельефа. Определение рельефа – определение возраста формы в целом, когда она приобрела, эти черты и до сегод

    Представление о морфоструктурах морфоскульптурах.
    Введены в использование в середине прошлого столетия академиком Герасимовым. Теперь этим термином пользуются географы и почвоведы.

    Тектонические движения и их рельефообразующая роль.
    Эндогенные процессы обуславливают различные типы тектонических движений и связанные с ними деформации земной коры. Они являются причиной землетрясений, интрузивного и эффузивного ма

    Складчатые (пликативные) тектонические дислокации и их проявление в рельефе.
    К элементарным видам складок, независимо от происхождения, являются антиклинали и синклинали. В наиболее простом случае антиклинали

    Разрывные (дизъюнктивные) тектонические дислокации и их проявление в рельефе.
    Разрывные нарушения (дизъюнктивные дислокации) – это различные тектонические нарушения сплошности горных пород, часто сопровождающиеся перемещением

    Глубинные разрывы (вплоть до верхней мантии).
    Наиболее крупные разрывные нарушения, распространяющиеся на большую глубину, вплоть до верхней мантии и имеющие значительную глубину и ширину – называются глубинными разломами. Глубинные раз

    Основные структурные элементы земной коры и литосферы и планетарные формы рельефа.
    Самые крупные формы рельефа – планетарные – обязаны своим происхождением внутренним силам земли, лежащих в основе образования различных типов земной

    Тектоника литосферных плит.
    Разные исследователи выделяют различные типы тектонических движений. Суммируя современные представления о тектогенезе по преобладанию направления можно выделить два типа тектоническ

    Материки. Основные закономерности их геологического строения и рельефа.
    Материк (континент), крупный массив земной коры, большая часть которого выступает над уровнем Мирового океана, а периферия находится ниже его уровня (см. Подводная

    Строение.

    Строение.
    Платформы одни из главных глубинных структур земной коры, характеризующаяся малой интенсивностью тектонических движений, магматической деятельности и плоским рельефом. Платформы противопоставляются

    Мегарельеф подвижных поясов материков (орогенов).
    Выделяют два типа подвижных поясов материков: 1) Эпигеосинклинальные – представленные горным рельефом суши, сформировавшимся в альпи

    Представление о геосинклиналях.
    В пределах материков выделяют относительно устойчивые (более стабильные) области, получившие название платформ, и области (пояса),

    Мегарельеф внутриматериковых геосинклинальных поясов.
    Геосинклиналь - (геосинклинальный пояс), длинный (десятки и сотни километров) относительно узкий и глубокий прогиб земной коры, возникающий на дне м

    Мегарельеф эпиплатформенных горных поясов.
    Платформы – основные элементы структуры материков, которые в отличие от геосинклиналей характеризуются более спокойным тектоническим режимом, меньше интенсивностью проявления магма

    Мегарельеф переходных зон активного типа (окраинно-континентальных геосинклинальных поясов).
    Под современными переходными или геосинклинальными областями мы понимаем области современного горообразования, протекающего на стыке материков и океано

    Мегарельеф подводных окраин материков (переходных зон пассивного типа).
    Подводная окраина материка - периферическая часть материка, перекрытая водами океана и представляющая собой по геологическому строению и рельефу продолжение прилега

    Мегарельеф ложа океана.
    Ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся малой мощностью (5 – 10 км) и отсутствием гранитного слоя. Ложе океана соответствует в структурном отношении оке

    Холмистая абиссальная равнина.
    Они развиты во всех океанах. Холмистые менее выровненные. Высота холмов ≈ сотни метров. Скорее всего - это бывшие вулканы. Холмистые равнины преобладают в Тихом океане, а плоские – в Атлантич

    Рельеф срединно-океанических хребтов.
    Срединно-океанические хребты морфологически представляют соб

    Новейшие тектонические движения и их рельефообразующая роль.
    Главная роль в формировании основных черт современного рельефа эндогенного происхождения принадлежит новейшим тектоническим движениям, под которыми

    Представления о геоморфологическом этапе в геологической истории земли.
    Это понятие введено Герасимовым. I) Новейший этап - 30 млн. лет – в устоявшихся формах. II) Геоморфологиче

    Он состоит из 3х макроциклов.
    1) Мезозойский, ранний мезозой. Лавразия и Гондвана объединились в единый материк – Пангею. Существовала глобальная поверхность выравнивания – мезозойский пенеплен (т

    Представление о поверхностях выравнивания. Генезис поверхностей выравнивания.
    Поверхность выравнивания - выровненные поверхности (в горах и на равнинах) различного генезиса (денудационного и аккумулятивного) сформировавшиеся в условиях

    Вильям Дэвис предложил реализацию цикла в разных условиях.
    а) Эрозионная (флювиальная). б) Аридный (высокая температура, и малое количество осадков). в) Гляциальный (ледник) 1) Также Дэвис предлож

    Флювиальные процессы и формы рельефа. Временные водотоки и создаваемые ими формы рельефа.
    Поверхностные текучие воды – один из важнейших факторов преобразования рельефа Земли. Совокупность геоморфологических процессов, осуществляемых текучими водами, пол

    Флювиальные процессы и формы рельефа. Постоянные водотоки (реки) и создаваемые ими формы рельефа.
    Поверхностные текучие воды – один из важнейших факторов преобразования рельефа Земли. Совокупность геоморфологических процессов, осуществляемых теку

    Морфологические типы речных долин. Ассиметрия долин.
    Морфология речных долин определяется геологическими и физико-географическими условиями местности, пересекаемой рекой, историей развития долины. Долины по морфологии поперечного проф

    Долинная (речная сеть). Определение порядков долин (рек).
    Совокупность речных долин в пределах некоторой территории называется речной или долинной сетью. Совокупность водотоко

    Гляциальные процессы и формы рельефа. Формы горно-ледникового рельефа.
    Гляциальные рельефообразующие процессы обусловлены деятельность льда. Обязательным условием для развития таких процессов является оледенение, т.е. длительное

    Способы образования льда.

    Формы горно-ледникового рельефа.
    Образование горного ледника начинается с формирования снежника или фирнового пятна. Идёт процесс нивации или разрушение склона под воздействием снега и льда, сопровождаемый выносом

    Гляциальные процессы и формы рельефа. Покровное оледенение и формы рельефа.
    Гляциальные рельефообразующие процессы обусловлены деятельность льда. Обязательным условием для развития таких процессов является оледенение, т.е. длительное существование м

    Способы образования льда.
    1) Замерзшая вода (суши или океана). 2) Метаморфизация снега (снег превращается в фирн, а затем в глетчерный лёд). Ледник – устойчивое во времени накоплени

    Покровное оледенение и формы рельефа.
    Покровные ледники, в отличие от горных, занимают целые острова и континенты. Вследствие большой мощности более 3-4 км на их распространение и характер поверхности подледниковый рел

    Рельеф областей покровного четвертичного оледенения.
    Существует 2 вида ледника: 1) Горный. Занимает отрицательные элементы рельефа в горах. Движение льда происходит под действ

    Склоны и склоновые процессы.
    Склон – (участок земной поверхности с наклоном > 2о), участок земной поверхности обладающий наклоном величина которого достаточно велика, чтобы опреде

    Карст и карстовые формы рельефа.
    Карст – совокупность специальных форм рельефа и особенностей наземной и подземной гидрографии, свойственной некоторым областям, сложенным растворенными горными поро

    Поверхностные карстовые формы рельефа.
    1) После дождя, талые воды, стекая по поверхности известняка, разъедают стенки и трещины. В результате образуется микрорельеф карров и шраттов, -

    Подземный карст.
    Карстовая пещера– основанная форма рельефа связанная с деятельностью подземн