Климат Земли периодически претерпевает серьезные изменения, связанные с чередующимися масштабными похолоданиями, сопровождавшимися формированием на континентах устойчивых ледниковых покровов, и потеплениями. Последняя ледниковая эпоха, завершившаяся приблизительно 11-10 тысяч лет назад, для территории Восточно-Европейской равнины носит название Валдайского оледенения.
Систематика и терминология периодических похолоданий
Наиболее продолжительные этапы общих похолоданий в истории климата нашей планеты называют криоэрами, или ледниковыми эрами длительностью до сотен миллионов лет. В настоящее время на Земле уже около 65 миллионов лет продолжается и, по-видимому, будет тянуться еще очень долго (судя по предыдущим подобным этапам) кайнозойская криоэра.
На протяжении эр ученые выделяют ледниковые периоды, перемежающиеся фазами относительного потепления. Периоды могут длиться миллионы и десятки миллионов лет. Современный ледниковый период - четвертичный (наименование дано в соответствии с геологическим периодом) или, как иногда говорят, плейстоценовый (по более мелкому геохронологическому подразделению - эпохе). Он начался примерно 3 миллиона лет назад и, судя по всему, еще далек от завершения.
В свою очередь, ледниковые периоды складываются из более кратковременных - несколько десятков тысяч лет - ледниковых эпох, или оледенений (иногда используется термин «гляциал»). Теплые промежутки между ними именуют межледниковьями, или интергляциалами. Мы сейчас живем именно во время такой межледниковой эпохи, сменившей на Русской равнине Валдайское оледенение. Оледенения при наличии несомненных общих черт характеризуются региональными особенностями, поэтому получают названия по той или иной местности.
Внутри эпох различают стадии (стадиалы) и интерстадиалы, на протяжении которых климат испытывает самые кратковременные колебания - пессимумы (похолодания) и оптимумы. Настоящее время характеризуется климатическим оптимумом субатлантического интерстадиала.
Возраст Валдайского оледенения и его фазы
По хронологическим рамкам и условиям разделения на стадии этот ледник несколько отличается от Вюрмского (Альпы), Вислинского (Средняя Европа), Висконсинского (Северная Америка) и прочих соответствующих ему покровных оледенений. На Восточно-Европейской равнине начало эпохи, сменившей Микулинское межледниковье, относят ко времени около 80 тысяч лет назад. Следует отметить, что установление четких временных границ представляет серьезную трудность - как правило, они размыты, - поэтому хронологические рамки этапов существенно колеблются.
Большинство исследователей различают две стадии Валдайского оледенения: это Калининская с максимумом льдов приблизительно 70 тысяч лет назад и Осташковская (около 20 тысяч лет назад). Разделяет их Брянский интерстадиал - потепление, продолжавшееся примерно с 45-35 до 32-24 тысяч лет назад. Некоторые ученые, однако, предлагают более дробное членение эпохи - до семи стадий. Что касается отступления ледника, то оно произошло за период от 12,5 до 10 тысяч лет назад.
География ледника и климатические условия
Центром последнего оледенения в Европе была Фенноскандия (включает территории Скандинавии, Ботнического залива, Финляндии и Карелии с Кольским полуостровом). Отсюда ледник периодически разрастался к югу, в том числе и на Русскую равнину. Он был менее масштабным по охвату, чем предшествовавшее Московское оледенение. Граница Валдайского ледового щита проходила в северо-восточном направлении и в максимуме не достигала Смоленска, Москвы, Костромы. Затем на территории Архангельской области граница круто поворачивала на север к Белому и Баренцеву морям.
В центре оледенения мощность Скандинавского ледового щита достигала 3 км, что сравнимо с Ледник Восточно-Европейской равнины имел мощность 1-2 км. Интересно, что при значительно меньшей развитости ледового покрова Валдайское оледенение характеризовалось суровыми климатическими условиями. Среднегодовые температуры во время последнего ледникового максимума - Осташковского - лишь ненамного превышали температуры эпохи очень мощного Московского оледенения (-6 °C) и были на 6-7 °С ниже современных.
Последствия оледенения
Повсеместно распространенные на Русской равнине следы Валдайского оледенения свидетельствуют о сильном влиянии, которое оно оказало на ландшафт. Ледник стер многие неровности, оставленные Московским оледенением, и сформировал при своем отступлении, когда из массы льда вытаивало огромное количество песка, обломков и прочих включений, отложения мощностью до 100 метров.
Ледовый покров продвигался не сплошной массой, а дифференцированными потоками, по бортам которых образовались нагромождения обломочного материала - краевые морены. Таковыми являются, в частности, некоторые гряды в составе нынешней Валдайской возвышенности. Вообще, для всей равнины характерна холмисто-моренная поверхность, например, большое количество друмлинов - невысоких вытянутых холмов.
Очень наглядные следы оледенения - это озера, образовавшиеся в ложбинах, выпаханных ледником (Ладожское, Онежское, Ильмень, Чудское и другие). Речная сеть региона также приобрела современный вид в результате воздействия ледового щита.
Валдайское оледенение изменило не только ландшафт, но и состав флоры и фауны Русской равнины, повлияло на ареал расселения древнего человека - словом, имело для данного региона важные и многогранные последствия.
История покровных оледенений, появившихся в Арктике и распространившихся на огромные пространства равнин России (общая площадь ок. 30% территории), связана с последней третью четвертичного периода (после 1 млн. лет назад), См. Четвертичная система (период) . В это время увеличились периодичность (с 40 до 100 тыс. лет) и амплитуда колебаний климата, связанных с изменениями параметров орбиты Земли (эксцентриситет и др.), что привело к развитию покровных оледенений. Наиболее древние покровные оледенения относятся к концу эоплейстоцена . На Восточно-Европейской равнине древнейшей является ликовская морена (ликовское оледенение), обнаруженная в Подмосковье, её возраст ок. 1,0–0,9 млн. лет.
Ранний неоплейстоцен. Ликовское оледенение отделено акуловским межледниковьем от рубежа палеомагнитных эпох Матуяма – Брюнес (начало неоплейстоцена ), возраст которого 780 тыс. лет. С началом эпохи Брюнес сопоставляется залегающий выше горизонт сетуньской морены (сетуньское оледенение, ок. 750 тыс. лет назад). К этому времени относится и самое древнее оледенение на Западно-Сибирской равнине – мансийское (его морена найдена вблизи г. Ханты-Мансийск). Точные границы распространения этих древнейших ледниковых покровов ещё не установлены, однако моренные отложения в центральных районах обеих равнин свидетельствуют об их широком распространении. На Восточно-Европейской равнине следующим является донское оледенение (ок. 650 тыс. лет назад), отделяющееся от предшествующего окатовским межледниковьем (ок. 700 тыс. лет назад). Максимальное распространение (до 52° с. ш.) донского оледенения чётко устанавливается в восточной части равнины. Центр этого ледникового покрова находился на Новой Земле и Полярном Урале . После деградации покрова наступает мучкапское межледниковье (ок. 600 тыс. лет назад). Возможно, что на Западно-Сибирской равнине донскому оледенению соответствует раннешайтанское, а мучкапскому межледниковью – тильтимское. Позднешайтанское оледенение (ок. 450 тыс. лет назад) может быть сопоставлено с окским на Восточно-Европейской равнине, распространившимся здесь почти до 55° с. ш. Возможно, на Восточно-Европейской равнине между донским и окским существовало навлинское оледенение (ок. 550 тыс. лет назад), границы распространения которого пока не установлены.
Средний неоплейстоцен. Лихвинское (на Восточно-Европейской равнине) и тобольское (на Западно-Сибирской равнине) межледниковья (ок. 400 тыс. лет назад) отделяют от более ранних ряд средненеоплейстоценовых оледенений. Первым было печорское оледенение (ок. 350 тыс. лет назад), центр которого (как и донского оледенения) находился на Новой Земле и Полярном Урале. Оно распространилось до северных частей Тверской и Ярославской областей. Ко 2-й пол. среднего неоплейстоцена на Восточно-Европейской равнине относится днепровская ледниковая эпоха. Она состояла из двух основных этапов – собственно днепровского (ок. 180 тыс. лет назад, южная граница в западной части равнины 49–50° с. ш.) и московского (ок. 150 тыс. лет назад, южная граница 55–56° с. ш.), разделённых днепровско-московским интервалом слабого потепления. Особенностью ледниковых покровов днепровской эпохи, в отличие от предшествующих, является смещение центра оледенения к западу (горы Скандинавии). На Западно-Сибирской равнине днепровское оледенение сопоставляется с самаровским (южная граница ок. 59–60° с. ш.), московское – с тазовским, но здесь разделяющий их интервал рассматривается как межледниковье (ширтинское).
Поздний неоплейстоцен. Ледниковая эпоха наступила ок. 112–115 тыс. лет назад, когда завершилось последнее межледниковье (микулинское – на Восточно-Европейской равнине, казанцевское – в Сибири). В пределах этой эпохи выделяются два главных ледниковых этапа: к первому (45–40 тыс. лет назад) на Восточно-Европейской равнине относится ранневалдайское оледенение, в Сибири – ермаковское (зырянское), ко второму (ок. 25–23 тыс. лет назад) – соответственно поздневалдайское и сартанское. Оба этапа разделены интервалом (средневалдайским – на Восточно-Европейской равнине, каргинским – в Сибири), в отдельные фазы которого климатические условия приближались к современным; этот интервал обычно рассматривается как продолжительный межстадиал (мегаинтерстадиал) внутри валдайского оледенения. На Восточно-Европейской равнине ранневалдайский ледниковый покров не выходил за пределы южного побережья Балтийского моря, граница поздневалдайского покрова на западе равнины достигала 55–56° с. ш., с продвижением на восток она приобретала субмеридиональное положение (ок. 44° в. д., район Мезенской губы). На Западно-Сибирской равнине ермаковское оледенение распространялось до 65° с. ш., а сартанское было представлено в виде отдельных массивов на Полярном Урале, в Бырранга горах , на плато Путорана и Анабарском плато . В северо-восточной части России, где в течение всего плейстоцена формировались лишь горно-долинные и каровые ледники (ольховское оледенение в раннем неоплейстоцене, зуйковское и оссорское в среднем неоплейстоцене), в позднем неоплейстоцене размеры ледников начальной поры (зырянская эпоха) превышали размеры ледников поздней (сартанской) эпохи.
Динамика оледенений. Каждая последующая ледниковая эпоха, как правило, характеризовалась более холодным климатом, чем предшествующая. На территориях, где границы максимального распространения ледниковых покровов определены, можно отметить уменьшение площади оледенений от более древних к молодым. Например, на Восточно-Европейской равнине ранненеоплейстоценовое донское оледенение имело бóльшие размеры по сравнению со средненеоплейстоценовым днепровским, несмотря на то, что их южные границы располагались почти на одной широте. Протяжённость донского оледенения от южной границы до Уральско-Новоземельского центра ок. 2800 км, днепровского (от южной границы до Восточно-Скандинавского центра) – 2200 км; для поздненеоплейстоценового поздневалдайского ледникового покрова соответствующая величина не превышала 1600 км. Подобная закономерность характерна и для ледниковых покровов плейстоцена в Сибири. Это обусловлено тем, что с ростом похолодания увеличивались площади морских льдов, уменьшалось испарение с поверхности океана и количество твёрдых атмосферных осадков. Однако есть ряд исключений: на Восточно-Европейской равнине сетунское оледенение занимало меньшую площадь, чем последующее донское, а печорское – чем последующее днепровское.
В позднем неоплейстоцене наблюдалась пространственная асимметрия ледниковых покровов. В ранневалдайскую эпоху на Восточно-Европейской равнине ледниковый покров имел минимальные размеры, а в Западной Сибири в это время (ермаковская эпоха) размеры оледенения были значительно бóльшими, чем поздние. В поздневалдайскую эпоху на Восточно-Европейской равнине площадь ледникового покрова увеличилась, а в Сибири (сартанская эпоха) сократилась. В начале ледниковой эпохи, когда похолодание не достигло своего максимума, воздушные массы с Атлантического океана легче проникали в Сибирь, обеспечивая твёрдыми осадками области питания ледников. Во 2-й пол. ледниковой эпохи, по мере роста похолодания, Сибирский антициклон (Азиатский антициклон ) разрастался и блокировал поступление осадков в восточные районы, а на Восточно-Европейской равнине количество осадков увеличивалось.
Оледенения и рельеф. Ледниковые покровы четвертичного периода в своих краевых частях оставили следы в рельефе в виде хорошо выраженных конечных моренных гряд (например, в районе Верхней Волги), к северу от них расположены области с холмисто-западинным рельефом (например, бассейны рек Ловать и Мста), вблизи центров оледенений (на Кольском полуострове и др.) отмечается особый тип обработки поверхности суши (огромная масса движущегося льда уничтожила более древние осадочные толщи и отшлифовала поверхность выходов пород кристаллического фундамента). Талые воды ледников стекали по понижениям рельефа, частично используя долины рек. На пониженных участках потоки талых вод отлагали принесённый ледником материал, создавая плоские зандровые равнины (например, Мещёрская низменность ). В ледниковые эпохи значительно снижался уровень Мирового океана, т. к. огромные массы воды образовывали ледниковые щиты и покровы и были на длительное время выведены из влагооборота. Даже при наименьшем по площади поздневалдайском – сартанском оледенении объём материковых льдов составлял 77,5 млн. км 3 и уровень океана понижался на 120–130 м. В это время существенно возрастала амплитуда высот между поверхностью суши и уровнем океана; в ледниковые эпохи раннего и среднего неоплейстоцена она могла увеличиваться на 200 м и более. В прибрежных районах (на Тихоокеанском побережье и др.) активизировались склоновые процессы, образовывались глубокие (несколько десятков метров) эрозионные врезы; переуглублялись речные долины (например, в бассейнах Волги и Днепра). На осушенном шельфе Северного Ледовитого океана речные долины Лены и Колымы продвигались на север на 300–500 км (в современную эпоху их следы просматриваются на дне окраинных морей).
Днепровское оледенение
было максимальным в среднем плейстоцене (250-170 или 110 тыс. лет назад). Оно состояло из двух или трех стадий.
Иногда последнюю стадию Днепровского оледенения выделяют в самостоятельное московское оледенение (170-125 или 110 тыс. лет назад), а разделеющий их период относительно теплого времени рассматривают как одинцовское межледниковье.
В максимальную стадию этого оледенения значительная часть Русской равнины была занята ледниковым покровом, который узким языком по долине Днепра проникал на юг до устья р. Орели. На большей части данной территории существовала многолетняя мерзлота, а среднегодовая температура воздуха была тогда не выше -5-6°С.
На юго-востоке Русской равнины в среднем плейстоцене произошло так называемое «раннехазарское» повышение уровня Каспийского моря на 40-50 м, которое состояло из нескольких фаз. Их точная датировка неизвестна.
Микулинское межледниковье
Вслед за днепровским оледенением последовало (125 или 110-70 тыс. лет назад). В это время в центральных районах Русской равнины зима была значительно мягче, чем сейчас. Если в настоящее время средние температуры января близки к -10°С, то в микулинское межледниковье они не опускались ниже -3°С.
Микулинскому времени соответствовало так называемое «позднехазарское» повышение уровня Каспийского моря. На севере Русской равнины отмечалось синхронное повышение уровня Балтийского моря, которое соединялось тогда с Ладожским и Онежским озерами и, возможно, Белым морем, а также Северного Ледовитого океана. Общее колебание уровня мирового океана между эпохами оледенения и таяния льдов составляло 130-150 м.
Валдайское оледенение
После микулинского межледниковья наступило
,
состоящее из ранневалдайского или тверского (70-55 тыс. лет назад) и поздневалдайского или осташковского (24-12:-10 тыс. лет назад) оледенений, разделенных средневалдайским периодом неоднократных (до 5) колебаний температуры, во время которых климат был гораздо холоднее современного (55-24 тыс. лет назад).
На юге Русской платформы раннему валдаю отвечает значительное «аттельское» понижение – на 100-120 метров – уровня Каспийского моря. Вслед за ним последовало «раннехвалынское» повышение уровня моря примерно на 200 м (на 80 м выше первоначальной отметки). Согласно расчетам А.П. Чепалыги (Chepalyga,т1984), поступление влаги в Каспийский бассейн верхнехвалынского времени превышало ее потери приблизительно на 12 куб. км в год.
После «раннехвалынского» повышения уровня моря последовало «енотаевское» понижение уровня моря, а затем вновь «позднехвалынское» повышение уровня моря примерно на 30 м относительно его первоначального положения. Максимум позднехвалынской трансгрессии пришелся, по данным Г.И. Рычагова, на конец позднего плейстоцена (16 тыс. лет назад). Позднехвалынский бассейн характеризовался температурами водной толщи, несколько ниже современных.
Новое понижение уровня моря происходило довольно быстро. Оно достигло максимума (50 м) в самом начале голоцена (0,01-0 млн. лет назад), около 10 тысяч лет назад, и сменилось последним – «новокаспийским» повышением уровня моря примерно на 70 м около 8 тысяч лет назад.
Примерно такие же колебания поверхности воды происходили в Балтийском море и на Северном Ледовитом океане. Общее колебание уровня мирового океана между эпохами оледенения и таяния льдов составляло тогда 80-100 м.
Согласно результатам радиоизотопного анализа более чем 500 различных геологических и биологических образцов, взятых на юге Чили, средние широты на западе Южного полушария испытывали потепления и похолодания в то же самое время, что и средние широты на западе Северного полушария.
Раздел "
Мир в плейстоцене. Великие оледенения и исход с Гипербореи
"
/
Одиннадцать оледенений четвертичного
периода и ядерные войны
© А.В. Колтыпин, 2010
Поверхность суши неоднократно подвергалась материковому оледелению (рис. 110). Доказательством неоднократности оледенений на равнине в плейстоцене служит наличие в межморенных отложениях остатков сравнительно теплолюбивых растений.
В эпоху максимального оледенения ледники покрывали более 30% площади суши. В северном полушарии они располагались в северных частях Европы и Америки. Главные центры оледенения в Евразии находились на Скандинавском п-ове, на Новой Земле, на Урале и Таймыре. В Северной Америке центрами оледенения были Кордильеры, Лабрадор и территория к западу от Гудзонова залива (Киватинский центр).
В рельефе равнин наиболее отчетливо выражены следы последнего оледенения (закончившегося 10 тыс. лет назад): Валдайского - на Русской равнине, Вюрмского - в Альпах, Висконсинского - в Северной Америке.
Двигавшийся ледник изменял рельеф подстилающей поверхности. Степень воздействия его была различной и зависела от пород, слагавших поверхность, от ее рельефа, от мощности ледника. Поверхность, сложенную мягкими породами, ледник сглаживал, уничтожая резкие выступы. Трещиноватые породы он разрушал, отламывая и унося их куски. Вмерзая в движущийся ледник снизу, эти куски способствовали разрушению поверхности.
Встречая на пути возвышенности, сложенные твердыми породами, ледник шлифовал (иногда до зеркального блеска) склон, обращенный навстречу его движению. Вмерзшие куски твердых пород оставили шрамы, царапины, создали сложную ледниковую штриховку. По направлению ледниковых шрамов можно судить о направлении движения ледника. На противоположном склоне ледник выламывал куски породы, разрушая склон. В результате возвышенности приобрели характерную обтекаемую форму «бараньих лбов» . Длина их изменяется от нескольких метров до нескольких сотен метров, высота достигает 50 м. Скопления «бараньих лбов» образуют рельеф курчавых скал, хорошо выраженный, например, в Карелии, на Кольском п-ове, на Кавказе, на Таймырском п-ове, а также в Канаде и Шотландии.
У края таявшего ледника откладывалась морена. Если конец ледника вследствие таяния задерживался у некоторой границы, а ледник продолжал поставлять отложения, возникали гряды и многочисленные холмы конечных морен. Моренные гряды на равнине нередко образовывались около выступов подледникового коренного рельефа. Гряды конечных морен достигают в длину сотен километров при высоте до 70 м. Иногда они располагаются параллельно друг другу. Понижения, разделяющие возвышенности в области конечной морены, часто заняты болотами и озерами. Яркий пример конечно-моренной гряды - Салпауссельскя (Финляндия). При наступлении ледник перемещает перед собой отложенную им же конечную морену и рыхлые отложения, создавая морену напора - широкие асимметричные гряды (крутой склон обращен к леднику). Многие ученые считают, что большинство конечно-моренных гряд создано напором ледника.
При таянии тела ледника заключенная в нем морена проектируется на подстилающую поверхность, сильно смягчая ее неровности и создавая рельеф основной морены. Этот рельеф, представляющий собой плоскую или холмистую равнину с болотами и озерами, свойстве» областям древнего материкового оледенения.
В области основной морены можно видеть друмлины - продолговатые холмы, вытянутые по направлению движения ледника. Склон, обращенный навстречу двигавшемуся леднику, крутой. Длина друмлинов колеблется в пределах от 400 до 1000 м, ширина - от 150 да 200 м, высота - от 10 до 40 м. Расположены друмлины группами в периферической области оледенения, на равнине или в предгорных, областях. С поверхности они сложены мореной, облекающей ядро из коренных отложений или отложений потоков талой воды. Происхождение их еще неясно. Предполагают, что морена, вмерзшая в дно ледника, задерживалась у повышений ледникового ложа, увеличивая их. размеры, а ледник придавал им сглаженную форму.
На территории России друмлины существуют в Эстонии, на Кольском п-ове, в Карелии и в некоторых других местах. Они встречаются, также в Ирландии, в Северной Америке.
Потоки воды, возникающие в процессе таяния ледника, вымывают и уносят минеральные частицы, откладывая их там, где скорость течения замедляется. При накоплении отложений талых вод возникают толщи рыхлых наносов, отличающихся от морены сортированностью материала. Формы рельефа, созданные потоками талых вод как в результате размыва, так и в результате аккумуляции наносов, очень разнообразны.
Древние долины стока талых ледниковых вод - широкие (от 3 до 25 км) ложбины, протягивающиеся вдоль края ледника и пересекающие доледниковые долины рек и их водоразделы. Отложения ледниковых вод заполнили эти ложбины. Современные реки частично используют их и нередко протекают в несоразмерно широких долинах.
Древние долины можно наблюдать на территории России (Прибалтика, Украина), Польши, ФРГ.
Камы - округлые или продолговатые холмы с плоскими вершинами и пологими склонами, внешне напоминающие моренные холмы. Высота их - 6-12 м (редко до 30 м). Понижения Между холмами заняты болотами и озерами. Находятся камы около границы ледника, с внутренней ее стороны и обычно образуют группы, создавая характерный камовый рельеф.
Камы, в отличие от моренных холмов, сложены грубо сортированным материалом. Разнообразный состав этих отложений и особенно встречающиеся среди них тонкие глины позволяют предполагать, что они накапливались в небольших озерах, возникавших на поверхности ледника. При таянии ледника накопившиеся отложения спроектировались на поверхность основной морены. Вопрос о формировании камов еще не ясен.
Вытаиванием отдельных глыб мертвого льда, скрытого в отложениях ледниковых вод, объясняют происхождение ледниковых ванн (золлей) - сравнительно небольших округлых углублений (диаметр - несколько десятков метров, глубина - несколько метров). Ледниковые ванны встречаются также в районах многолетней мерзлоты.
Озы - гряды, напоминающие железнодорожные насыпи. Длина озов измеряется десятками километров (30-40 км), ширина - десятками (реже сотнями) метров, высота очень различна: от 5 до 60 м. Склоны обычно симметричные, крутые (до 40°).
Озы простираются независимо от современного рельефа местности, нередко пересекая долины рек, озера, водоразделы. Иногда они ветвятся, образуя системы гряд, которые могут расчленяться на отдельные холмы. Озы сложены диагонально-слоистыми и реже горизонтально-слоистыми отложениями: песком, гравием, галькой.
Происхождение озов можно объяснить накоплением отложений, переносимых потоками талых вод в их руслах, а также в трещинах внутри ледника. Когда ледник таял, эти отложения спроектировались на поверхность.
Зандры - пространства, примыкающие к конечным моренам, покрытые отложением талых вод (перемытой мореной). У конца долинных ледников зандры незначительны по площади, сложены некрупным щебнем и плохо окатанной галькой. У окраины ледяного покрова на равнине они занимают большие пространства, образуя широкую полосу зандровых равнин. Зандровые равнины слагаются из обширных плоских конусов выноса подледниковых потоков, сливающихся и частично перекрывающих друг друга. На поверхности зандровых равнин часто возникают формы рельефа, созданные ветром.
Примером зандровых равнин может быть полоса «полесий» на Русской равнине (Припятская, Мещерская).
В областях, испытавших оледенение, наблюдается определенная закономерность в распределении рельефа, его зональность (рис. 111). В центральной части области оледенения (Балтийский щит, Канадский щит), где ледник возникал раньше, дольше сохранялся, имел наибольшую мощность и скорость движения, сформировался эрозионный ледниковый рельеф. Ледник снес доледниковые рыхлые отложения и оказал на коренные (кристаллические) породы разрушающее влияние, степень которого зависела от характера пород и доледникового рельефа. Покров маломощной морены, легшей на поверхность при отступании ледника, не затушевал особенностей ее рельефа, а только смягчил их. Накопление морены в глубоких депрессиях достигает 150-200 м, в то время как на соседних участках с выступами коренных пород морена отсутствует.
В периферической части области оледенения леднии существовал менее продолжительное время, обладал меньшей мощностью и замедленным движением. Последнее объясняется уменьшением напора с удалением от центра питания ледника и перегруженностью его обломочным материалом. В этой части ледник главным образом разгружался от обломочного материала и создавал аккумулятивные формы рельефа.
За пределами границы распространения ледника, непосредственно примыкая к ней, расположена зона, особенности рельефа которой связаны с эрозионной и аккумулятивной деятельностью талых ледниковых вод. На формировании рельефа этой зоны сказывалось также охлаждающее воздействие ледника.
В результате неоднократности оледенения и распространения ледникового покрова в разные ледниковые эпохи, а также в результате подвижек края ледника различные по происхождению формы ледникового рельефа оказались наложенными друг на друга и сильно измененными.
Ледниковый рельеф поверхности, освободившейся от ледника, подвергся воздействию других экзогенных факторов. Чем раньше было оледенение, тем, естественно, сильнее изменили рельеф процессы эрозии и денудации. У южной границы максимального оледенения морфологические черты ледникового рельефа отсутствуют или сохранились очень слабо. Свидетельством оледенения являются принесенные ледником валуны и сохранившиеся местами остатки сильно измененных ледниковых отложений. Рельеф этих областей типично эрозионный. Речная сеть хорошо сформирована, реки текут в широких долинах и имеют выработанный продольный профиль. К северу от границы последнего оледенения ледниковый рельеф сохранил свои особенности и представляет собой беспорядочное скопление холмов, гряд, замкнутых котловин, часто занятых неглубокими озерами. Моренные озера сравнительно быстро заполняются наносами, нередко их спускают реки. Формирование речной системы за счет «нанизанных» рекой озер типично для областей с ледниковым рельефом. Там, где ледник сохранялся дольше всего, ледниковый рельеф изменен сравнительно мало. Для этих областей характерны еще не окончательно сформировавшаяся речная сеть, невыработанный профиль рек, «не спущенные» реками озера.
ЦЕНТР ОЛЕДЕНЕНИЯ
- р-н наибольшего скопления и наибольшей мощн. льда, откуда начинается его растекание. Обычно Ц. о. связан с возвышенными, чаще горными центрами. Так, Ц. о. фенноскандинавского ледникового щита являлись Скандинавские . На территории С. Швеции достигал мощн. не менее 2-2,5 км. Отсюда он распространялся по Русской равнине на несколько тысяч км до р-на Днепропетровска. Во плейстоценовых ледниковых эпох на всех континентах существовало много Ц. о., напр., в Европе - Альпийский, Пиренейский, Кавказский, Уральский, Новоземельский; в Азии - Таймырский. Путоранский, Верхоянский и др.
Геологический словарь: в 2-х томах. - М.: Недра . Под редакцией К. Н. Паффенгольца и др. . 1978 .
Смотреть что такое "ЦЕНТР ОЛЕДЕНЕНИЯ" в других словарях:
Каракорум (тюрк. ‒ чёрные каменные горы), горная система в Центральной Азии. Располагается между Куньлунем на С. и Гандисышанем на Ю. Длина около 500 км, вместе с восточным продолжением К. ‒ хребтами Чангченмо и Пангонг, переходящими в Тибетское… … Большая советская энциклопедия
Энциклопедия Кольера
Скопления льда, которые медленно движутся по земной поверхности. В некоторых случаях движение льда прекращается, и образуется мертвый лед. Многие ледники продвигаются на некоторое расстояние в океаны или крупные озера, а затем образуют фронт… … Географическая энциклопедия
Михаил Григорьевич Гросвальд Дата рождения: 5 октября 1921(1921 10 05) Место рождения: Грозный, Горская АССР Дата смерти: 16 декабря 2007(2007 12 16) … Википедия
Обнимают в жизни Земли промежуток времени от конца третичного периода до переживаемого нами момента. Большинство ученых делит Ч. период на две эпохи: древнейшую ледниковую, делювиальную, плейстоцен или постплиоцен, и новейшую, куда относят… … Энциклопедический словарь Ф.А. Брокгауза и И.А. Ефрона
Куньлунь - Схема хребтов Куньлуня. Голубыми цифрами отмечены реки: 1 Яркенд, 2 Каракаш, 3 Юрункаш, 4 Керия, 5 Карамуран, 6 Черчен, 7 Хуанхэ. Розовыми цифрами отмечены хребты, см табл.1 Куньлунь, (Куэнь Лунь) одна из крупнейших горных систем Азии,… … Энциклопедия туриста
Алтай (республика) Республика Алтай республика в составе Российской Федерации (см. Россия), расположена на юге Западной Сибири. Площадь республики составляет 92,6 тыс. кв. км, население 205,6 тысяч человек, в городах живет 26% населения (2001). В … Географическая энциклопедия
Горы Терскей Ала Тоо в районе с.Тамг … Википедия
Катунский хребет - Катунские Белки География Хребет расположен у южных границ Республики Алтай. Это высочайший хребет Алтая, центральная часть которого на протяжении 15 километров не опускается ниже 4000 м, а средняя высота варьируется в районе 3200 3500 метров над … Энциклопедия туриста