Границы максимального оледенения карта. Границы оледенений как ландшафтные рубежи

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

Вымерло большинство ранее существовавших млекопитающих. По мнению многих ученых, ледниковый период еще не закончен, но мы живем в эпоху относительно более теплую, межледниковую. Изучая оставленные ледниками следы, можно шаг за шагом проследить их роль. Последний по времени ледниковый период Земли английским естествоиспытателем Ч.Лайелем еще в 1832 году был назван . Это был последний этап в четвертичный период кайнозойской эры.

Хотя плейстоценовое оледенение и не было катастрофой, поскольку ледниковые эпохи были и в другие геологические периоды, оно явилось исключительно важным событием в истории развития поверхности Земли. Это оледенение охватило и . Центрами оледенения здесь были: в Северной Америке - , полуостров Лабрадор и районы западнее Гудзонова залива; в Евразии льды двигались со , Полярного Урала и с полуострова Таймыр. В целом плейстоценовые льды покрывали около 38 млн. км2, то есть 26% современной суши (теперь 11%). Древнее оледенение, таким образом, было в 2,5 раза больше современного. И размещалось оно иначе: в настоящее время в Южном полушарии льдов в 7 раз больше, чем в Северном, а в плейстоцене оледенение Северного полушария было вдвое больше Южного.

При накоплении льда и увеличении мощности возрастает его на нижние слои, и они становятся пластичными, приобретая подвижность. Чем больше масса льда в теле ледника, тем он подвижнее.

Огромные массы льда, двигавшиеся в течение нескольких десятков тысяч лет и геологически лишь недавно освободившие территорию, явились мощным фактором воздействия на , преобразуя его. Движущийся лед проводил работу трех основных видов: , . Эрозионная работа ледника заключалась в следующем: из очагов оледенения была удалена вся рыхлая кора , и на поверхность выходит кристаллический фундамент, образуя щиты;

кристаллический фундамент был разбит трещинами, и глыбы массивных кристаллических пород вмерзали в лед и двигались вместе с ним. Это привело к тому, что были исчерчены штрихами и бороздами, которые проделали глыбы, вмерзшие в лед и двигавшиеся с ним; невысокие скалы и холмы, сложенные из кристаллических пород, были сглажены и отшлифованы льдом, что привело к формированию особых форм рельефа, называемых «бараньими лбами». Скопление «бараньих лбов» образует рельеф курчавых скал, хорошо выраженный, например, на , в , в ;

для областей эрозионной работы ледника характерно обилие озерных котловин, выпаханных ледником.

Глыбы разрушенных горных пород ледник транспортировал к областям, для которых характерна уже не эрозионная, а аккумулятивная работа ледника.

В областях более южных, где происходило таяние льдов, ледник совершал аккумулятивную работу. Здесь оседал принесенный материал - . Она состоит из перемешанных песка, глины, крупных (валуны) и мелких обломков горных пород. На поверхности морена образует холмистую . В зоне ледниковой аккумуляции тоже происходило образование озерных котловин, но они отличались глубиной, формой и горными породами, слагающими их стенки, от озерных котловин, образованных в эрозионной зоне ледника. В предледниковых районах формировались обширные песчаные равнины - зандры.

Ярче всего созданные древним оледенением формы рельефа выражены , где мощность ледника, а поэтому и его рельефообразующая роль наибольшая. Здесь в период максимального оледенения ледник достиг 48-50° . В ледник смог продвинуться на юг только до 60° северной широты (чуть южнее широтного отрезка ). На и мощность ледника, и его подвижность были меньше всего.

Одна из последних гипотез считает причиной оледенения расцвет жизненных форм в условиях теплого климата. Органический мир накапливает громадное количество углекислого , изымая его из атмосферы, вследствие чего она делается прозрачнее и усиливается теплоотдача земной поверхности, а это приводит к общему похолоданию на Земле. В дальнейшем с понижением воздуха объем поглощенной углекислоты сокращается, и восстанавливается содержание газа в воздухе, но ледники, возникнув, обретают определенную устойчивость и способность влиять на климат.

Совсем недавно (в геологическом времени) в природную систему Земля-оледенение стихийно вмешался человек. Он предотвратил, сам того не подозревая, наступление нового обширного оледенения, вернее, новой его фазы. Промышленность, созданная человеком, не только компенсировала уменьшение содержания углекислоты в атмосфере, но и стала постоянно насыщать ее углекислым газом. Надо льдом на Земле нависла угроза. Ее усиливает постоянно увеличивающееся искусственное производство энергии. Но разрушение ледников может вызвать катастрофические изменения на Земле: подъем уровня и затопление суши, увеличение количества , учащение снежных и в горах.

Одно время считалось, что от ледников лучше бы избавиться, вернув Земле мягкий и теплый климат. Однако теперь становится все более понятной та огромная роль, которую оледенение играет на земном шаре.

Ледники сосредотачивают в себе запас холода, в три раза превышающий величину солнечной энергии, поглощенной за год нашей Землей. Это естественные холодильники, спасающие планету от перегрева. Их ценность особенно возрастает, так как возникла реальная угроза перегрева нашей планеты в результате усиливающейся промышленной активности человечества.

Оледенение создает контрасты на земной поверхности и этим усиливает масс над Землей, увеличивает разнообразие климатов, условий и самих форм жизни.

Ледники - огромные запасы чистой пресной воды.

Следуя работам К. К. Маркова, -на Русской равнине можно считать доказанным наличие следов трех древних оледенений - лихвинского, днепровского с московской стадией и валдайского. № качестве ландшафтных рубежей имеют значение границы двух последних оледенений. Что касается самого древнего - лихвинского - оледенения, то следы его сохранились настолько слабо, что даже трудно в точности указать его южную границу, расположенную значительно южнее границы валдайского оледенения.

Значительно лучше прослеживается южная граница днепровского - максимального на Русской раввине - оледенения. Пересекая Русскую равнину с юго-запада на северо-восток, от северной окраины Болыно-Подольской возвышенности к верховьям Камы, южная граница днепровского оледенения образует на Днепровской и Окско-Донской низменностях два языка, проникающие на юг до 48° с. ш. Но и эта граница в основном остается только геологической границей (исчезновение из разрезов тонкого слоя морены), почти не находящей отражения в рельефе и других элементах ландшафта. Вот почему южная граница днепровского оледенения не рассматривается в качестве геоморфологического рубежа не только в таких общих сводках, как «Геоморфологическое районирование СССР» (1947), но и в более узких, региональных работах. Еще меньше оснований видеть в границе днепровского оледенения важный ландшафтный рубеж. Опираясь на отсутствие заметных ландшафтных различий у южной границы днепровского ледника, мы, например, при ландшафтном районировании Черноземного центра не считали ее за рубеж, достаточный для выделения ландшафтных районов и, тем более, провинций. Выделенный же район ледникового правобережья Дона обособляется не в связи с границей оледенения, а главным образом на основании более сильного эрозионного расчленения, вызванного близостью района к низкому базису эрозии - реке Дону.

Резче выглядит на местности южная граница московской стадии днепровского оледенения. В центре Русской равнины она проходит через Рославль, Малоярославец, северо-западную окраину Москвы, "Плес на Волге, Галич на водоразделе рек Костромы и Унжи. К северу и к югу от нее заметно изменяются формы рельефа: пропадают последние следы всхолмленности водоразделов, свойственной ледниковому Северу, исчезают озера, возрастает эрозионная освоенность водоразделов.

Указанные геоморфологические различия у границы московской стадии днепровского оледенения нашли отражение, в частности, в границах геоморфологических районов Подмосковья, выделенных коллективом авторов МГУ [Дик Н. Е., Лебедев В. Г., Соловьев А. И., Спиридонов А. И., 1949, с. 24, 27]. Вместе с этим граница московской стадии днепровского оледенения в центре Русской равнины служит известным рубежом и в отношении других элементов ландшафта: к югу от нее в подпочвах начинают преобладать покровные и лёссовидные суглинки, наряду с песчаными полесьями появляются «ополья» с темноцветными лесостепными почвами, уменьшается степень заболоченности водоразделов, усиливается роль дуба в составе лесов и т. д. [Васильева И. В., 1949, с. 134-137].

Однако признанию границы московской стадии днепровского оледенения за важный ландшафтный рубеж мешают два обстоятельства. Во-первых, граница эта не настолько резкая, чтобы ее можно было сравнивать с орографическими рубежами; во всяком случае, даже в центре Русской равнины контрасты в ландшафте между Мещерой и Среднерусской возвышенностью несравненно резче и больше, чем контрасты в ландшафте Среднерусской возвышенности к северу и к югу от границы московской стадии днепровского оледенения. Во-вторых, ландшафтные различия, наблюдающиеся вблизи южной границы московской стадии днепровского оледенения в районе Москвы и к юго-западу от нее, в значительной мере связаны с тем, что данная территория, располагается на небольшом расстоянии от северной границы лесостепной зоны - главного ландшафтного рубежа Русской равнины, характеризующегося глубоким изменением всех элементов ландшафта и,

понятно, >не связанного с границей московской стадии днепровского оледенения. Севернее Волги, вдали от главного ландшафтного рубежа, значение границы московской стадии днепровского оледенения как ландшафтного рубежа еще более снижается.

Не отрицая значения границы московской стадии днепровского оледенения как ландшафтного рубежа, мы далеки и от переоценки ее. Данная граница представляет ландшафтный рубеж, но ландшафтный рубеж внут-рипровинциального значения, разграничивающий не ландшафтные провинции, а ландшафтные районы (быть может, группы районов); в последнем случае она приобретает значение рубежа, разграничивающего субпро-вшщии (полосы).

Самой свежей, наиболее отчетливо выраженной в рельефе является граница последнего, валдайского, оледенения, проходящая южнее Минска, далее по Валдайской возвышенности на северо-восток к среднему течению рек Северной Двины и Мезени. Граница эта отделяет озерно-моренные ландшафты чрезвычайно свежей сохранности от моренных ландшафтов, подвергшихся значительной переработке. К югу от границы валдайского ледника резко сокращается количество водораздельных моренных озер, "более развитой и зрелой становится речная сеть. Значение границы последнего оледенения как важного геоморфологического рубежа признается положительно всеми исследователями и находит законное объяснение в различном возрасте геоморфологических ландшафтов к северу и к югу от границы валдайского ледника. Можно ли, однако, видеть ib этой границе одновременно и важный ландшафтный рубеж? Геологическое строение (состав коренных пород, а отчасти и четвертичные наносы) при переходе через данный рубеж не испытывает заметных изменений. Остаются без существенных изменений климатические условия я макроформы рельефа. Нет резких перемен также и в почвах с растительностью: как правило, изменяются не типы и разновидности почв и не растительные ассоциации, а их пространственные сочетания, группировки. В области свежего моренного рельефа растительный покров и почвы оказываются, в соответствии с рельефом, менее однородными, более пестрыми, чем к югу от рубежа. Словом, южная граница валдай-

ского оледенения, хотя и более резко;выраженная на местности, чем граница московской стадии днепровского оледенения, имеет значение для целей ландшафтного районирования только как внутрипровинциальный - субпровинциальный я районный - рубеж.

Геоморфологические рубежи

Границы четвертичных оледенений составляют лишь одну группу широко распространенных геоморфологических ландшафтных рубежей. Границы геоморфологических районов одновременно служат и ландшафтными рубежами, так как даже небольшие изменения в рельефе влекут за собой соответствующие изменения в растительности, в почвах, микроклимате. Часто при этом ландшафтные различия выражаются не в появлении за рубежом новых почвенных разностей и растительных группировок, а в вознйкно-вении других сочетаний тех-же самых почвенных разностей и растительных группировок.

На крупных реках переход широкой полосы террасовых ра-внин в коренной склон представляет важный геоморфологический ландшафтный рубеж. При исключительной ширине террас, как, например, по лесостепному левобережью Днепра, переход каждой надпойменной террасы в другую есть ландшафтный рубеж.

В равнинных условиях ландшафтные различия нередко обусловлены степенью эрозионного расчленения, связанной или с принадлежностью территории к разным бассейнам рек, или с различной удаленностью от одного и того же базиса эрозии. Например, на севере Окско-Донской низменности несомненно различные ландшафтные районы составляют, с одной стороны, приближенная к Оке (а потому и более расчлененная) Сапож-ковская мягковолнистая моренная равнина с островами дубрав на оподзоленном черноземе -и серых лесостепных почвах и расположенная на водоразделе рек Пары, Мостьи и Воронежа Окско-Донская |водораздельная равнина с пятнами западинных лесов на черноземе, - с другой.

Отчетливо выраженные геоморфологические (точнее, геолого-геоморфологические) рубежи образуют границы молодых - четвертичных - трансгрессий. Они про-

ходят на севере, по берегам Белого, Баренцева и Балтийского морей, где плоские приморские равнины, недавно освобожденные от моря, граничат с холмистыми ледниковыми ландшафтами. На юго-востоке для целей районирования необходимо иметь в виду северную и северо-западную границы трансгрессий Каспия, в частности Х"Валынокую, идущую на север до степной зоны включительно.

Геоморфологические и геологические рубежи чаще всего определяют границы ландшафтных районов. Это и понятно, так как сам ландшафтный район есть не что другое, как «геоморфологически обособленная часть ландшафтной провинции, обладающая характерными для нее сочетаниями почвенных разностей и растительных группировок» [Мильков Ф. Н., ШбО, с. 17]. Но было бы заблуждением считать, что геоморфологические районы должны совпадать с ландшафтными районами и что достаточно произвести геоморфологическое районирование территории, чтобы этим самым уже предопределить ландшафтное районирование. Точное совпадение у некоторых авторов, например у А. Р. Мешкова (1948), геоморфологических районов с физико-географическими мы объясняем недостаточным анализом ландшафтных рубежей. Дело >в том, что в определении границ ландшафтных районов принимают участие не -одни геоморфологические рубежи. Помимо геологических и геоморфологических рубежей, уже рассмотренными нами, имеют значение и другие, которых мы здесь не имеем возможности касаться. Кроме того, в природе количество геоморфологических рубежей не исчерпывается теми рубежами, которые ограничивают геоморфологические районы. Поэтому нередко бывает так, что рубеж, важный для целей геоморфологического районирования, теряет свое значение при ландшафтном районировании, я, лао-борот, рубеж, оказывающий большое воздействие на почвы, растительность и даже климат, имеет второстепенное значение"при выделении геоморфологических районов.

В качестве примера расхождения ландшафтного (физико-географического) районирования с геоморфологическим сошлюсь на собственный опыт подразделения двух разнородных территорий Русской равнины - Чкаловекой области и Черноземного центра: на

территории Чкаловской области вместо 13 геоморфологических районов, объединенных в 3 геоморфологические провинции [Хоментовский А. С., 1951], выделено 19 ландшафтных районов, сведенных -в 4 ландшафтные провинции [Мильков Ф. Н., 1951]. При районировании Черноземного центра его территория подразделена наЗ ландшафтные провинции, состоящие из 13 районов, в то время как в геоморфологическом отношении на той же самой территории выделено всего 6 районов.

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).

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