close

Вход

Забыли?

вход по аккаунту

?

10191.Геоморфология с основами геологии четвертичных отложений.

код для вставкиСкачать
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РФ
ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ
ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ
ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ
«ВОРОНЕЖСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ
УНИВЕРСИТЕТ»
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
С ОСНОВАМИ ГЕОЛОГИИ
ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Учебное пособие
Составители:
А. И. Трегуб,
А. А. Старухин
Издательско-полиграфический центр
Воронежского государственного университета
2012
1
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Утверждено Ученым Советом геологического факультета
19 января 2012 г., протокол № 5
Рецензент: кандидат геолого-минералогических наук, доцент кафедры исторической геологии и палеонтологии А. В. Черешинский
Учебное пособие подготовлено на кафедре общей геологии и геодинамики геологического факультета Воронежского государственного университета.
Рекомендуется для студентов очной и заочной форм обучения геологического факультета Воронежского государственного университета при изучении курса «Геоморфология с основами геологии четвертичных отложений».
Для направления: 020300 — Геология
2
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
СОДЕРЖАНИЕ
ВВЕДЕНИЕ:
предмет, методы геоморфологии и четвертичной геологии ..... 5
1. ГЕОМОРФОЛОГИЯ И ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ
ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ................................................. 7
1.1. Основные закономерности развития
рельефа суши и формирования генетических
типов четвертичных отложений ...................................................... 7
1.1.1. Важнейшие определения в геоморфологии................. 7
1.1.2. Факторы рельефообразования ....................................... 8
1.2. Экзогенный (морфоскульптурный) рельеф
и генетические типы четвертичных отложений ......................... 10
1.2.1. Выветривание, коры выветривания,
элювий, почвы ............................................................................ 10
1.2.2. Склоны, склоновые процессы
и склоновые отложения ........................................................... 15
1.2.3. Карст и суффозия ........................................................... 22
1.2.4. Флювиальный рельеф и флювиальные отложения .......27
1.2.5. Формы рельефа и отложения,
обусловленные оледенением ................................................... 33
1.2.6. Рельеф и отложения побережий океанов,
морей, озер и рек ...................................................................... 40
1.2.7. Эоловый рельеф и эоловые отложения ..................... 45
1.2.8. Техногенный рельеф и техногенные отложения ........ 48
1.3. Морфоструктурный рельеф ................................................... 49
1.3.1. Рельеф, обусловленный неотектоническими
движениями и новейшими магматическими процессами ......... 49
1.3.2. Структурно-денудационный
(литоморфный) рельеф ............................................................ 52
1.4. Геоморфологическое картирование
и картографирование ...................................................................... 54
1.4.1. Типы геоморфологических карт ................................. 55
1.4.2. Способы изображения геоморфологических
объектов ..................................................................................... 56
3
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
2. СТРАТИГРАФИЯ, ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ
И КАРТИРОВАНИЕ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ............. 58
2.1. Методы стратиграфии и корреляции разрезов.................. 60
2.1.1. Палеофаунистические методы .................................... 60
2.1.2. Палеофлористические методы .................................... 63
2.1.3. Физические методы........................................................ 64
2.1.4. Геологические и геоморфологические методы ........ 68
2.2. Развитие природы в четвертичном периоде........................ 69
2.2.1. Неотектонические процессы
и формирование рельефа ....................................................... 70
2.2.2. Изменения климата в позднем кайнозое
и краткий обзор основных гипотез,
объясняющих эти изменения ................................................. 73
2.2.3. Появление и развитие Человека.
Стадии развития материальной культуры .......................... 80
2.2.4. Некоторые эколого-геологические
следствия развития современной цивилизации ................. 87
2.3. Четвертичные отложения территории России ................... 92
2.3.1. Европейская часть России
(Русская равнина, Черноморско-Каспийская область
и Кавказ) .................................................................................... 92
2.3.2. Азиатская часть России
(Урал, Сибирь и Дальний Восток) ...................................... 105
2.3.3. Четвертичные отложения зон шельфов
в пределах территории России ............................................ 117
2.4. Краткая характеристика изученности
четвертичных отложений за пределами России ...................... 125
2.4.1. Четвертичные отложения Северного полушария
(Западная Европа и Северная Америка) ........................... 126
2.4.2. Четвертичные отложения тропического пояса
и Южного полушария ........................................................... 128
2.5. Картирование четвертичных отложений ........................... 130
2.5.1. Специфика геологического картирования
четвертичных отложений ...................................................... 130
2.5.2. Полезные ископаемые, связанные
с четвертичными отложениями ........................................... 131
ЛИТЕРАТУРА ................................................................................ 132
4
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВВЕДЕНИЕ:
предмет, методы геоморфологии
и четвертичной геологии
Курс «Геоморфология с основами геологии четвертичных
отложений» состоит из двух самостоятельных дисциплин.
Их объединение обусловлено тесной связью рельефа суши
с широким комплексом преимущественно континентальных
отложений, образовавшихся в четвертичном периоде. Изучение геоморфологии и четвертичной геологии основывается
на знаниях, полученных при освоении дисциплин «Общая
геология», «Структурная геология и геологическое картирование», «Историческая геология». В настоящем учебном
пособии в кратком изложении представлены все разделы,
предусмотренные программой курса. Для получения более
подробной информации по тем или иным темам обучающиеся могут воспользоваться литературой, приведенной в конце
пособия. Кроме того, в конце крупных разделов даны в квадратных скобках ссылки на эту литературу.
Геоморфология (гео — Земля, морфе — форма, логос —
знание) занимается изучением форм рельефа земной поверхности, их происхождением и развитием, зависимостью от вещественного состава, характера залегания пород субстрата,
глубинного геологического строения. Методы геоморфологии разнообразны и зависят от решаемых задач в отдельных
ее направлениях. Важнейшим для геологии направлением
геоморфологии является «Структурная геоморфология»
(«Морфоструктурный анализ»), в котором рассматриваются связи тектонических движений с рельефом и решаются
задачи прогнозирования тектонических структур по особенностям строения рельефа. Среди методов структурной геоморфологии обычно выделяются морфометрический и морфографический анализы, которые опираются на материалы,
полученные в результате дистанционного зондирования Земли с помощью аэрокосмических систем. При этом широко
используются методы математической статистики и теории
5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
вероятностей, методики компьютерной обработки изображений земной поверхности. Выводы, полученные в результате
морфоструктурного анализа, являются главной компонентой
в комплексе методов исследования неотектоники — раздела геотектоники, в котором изучаются движения и структуры, сформировавшиеся от конца олигоцена до настоящего
времени. Важнейшей особенностью неотектонического этапа
развития Земли является тесная связь тектонических движений с современным рельефом земной поверхности.
Другим важным направлением является «Динамическая
геоморфология», в которой рассматриваются особенности
развития разнообразных экзогенных процессов, обусловливающих образование экзогенного рельефа и связанных с ним
различных генетических типов континентальных отложений.
Именно через этот раздел осуществляется основная связь
геоморфологии с четвертичной геологией. Методы динамической геоморфологии включают в качестве важнейших составляющих физическое и математическое моделирование
экзогенных геологических процессов, методики полевых наблюдений этих процессов и порождаемых ими форм рельефа. В совокупности структурная и динамическая геоморфологии образуют основу «Общей геоморфологии суши».
Четвертичная геология изучает вещественный состав,
генезис и фациальную принадлежность, стратиграфию отложений, полезные ископаемые, связанные с ними и историю геологического развития Земли в четвертичном периоде — самом коротком из всех периодов геохронологической
шкалы. В этом отношении четвертичная геология может рассматриваться как раздел «Исторической геологии». Ее выделение в самостоятельное направление обусловлено, прежде
всего, спецификой методов стратиграфического расчленения
и корреляции разрезов, методов и приемов геологического
картирования и картографирования, при котором в основу
положено выделение генетических типов отложений.
6
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
1. ГЕОМОРФОЛОГИЯ И ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ
ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
1.1. Основные закономерности развития рельефа суши
и формирования генетических типов четвертичных
отложений
1.1.1. Важнейшие определения в геоморфологии
Определения в геоморфологии — это ее терминология,
составляющая язык науки и определяющая ее основное содержание. Среди важнейших терминов выделяются: «земная
поверхность», «рельеф земной поверхности», «поверхность
выравнивания», «элементы рельефа», «формы рельефа»,
«геоморфологические циклы» и др.
Земная поверхность, или поверхность Земли — это
граница литосферы и географической оболочки, объединяющей атмосферу и гидросферу. Через эту границу оболочки
обмениваются веществом и энергией. Верхняя часть литосферы, где происходит этот обмен, является зоной гипергенеза
(гипергенной оболочкой).
Рельефом земной поверхности называется совокупность неровностей различных размеров, измеряемых относительно определенного базиса денудации. Главным базисом
денудации для рельефа суши является эквипотенциальная
поверхность гравитационного поля, совпадающая с уровнем
Мирового океана.
Участки земной поверхности, максимально приближенные к базису денудации, определяются как поверхности выравнивания.
Вне зависимости от размеров неровностей земной поверхности они могут быть представлены как совокупность элементов рельефа, среди которых выделяют: грани, ребра и узловые
точки. Грани — это участки земной поверхности с однообразным уклоном. Ребра рельефа — это линии пересечения граней,
а узловым точкам соответствуют точки пересечения ребер.
7
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Формы рельефа — это системы элементов, существующих в едином пространстве и времени и связанных общностью происхождения. Формы рельефа могут быть простыми и
сложными (состоящими из простых форм), положительными
и отрицательными, денудационными и аккумулятивными и т.д.
Промежуток времени, в продолжение которого возникают, развиваются и уничтожаются, переходя в поверхность
выравнивания, те или иные формы рельефа, определяется
как геоморфологический цикл. Геоморфологические циклы,
в зависимости от ранга форм рельефа, обладают различной
длительностью.
1.1.2. Факторы рельефообразования
Среди главных факторов морфогенеза (рельефообразования) ведущую роль играют разнонаправленные вертикальные тектонические движения и эвстатические изменения
уровня Мирового океана. Кинетическая энергия вертикальных тектонических движений, преобразуясь в потенциальную энергию рельефа, которая выражена перепадами
высот земной поверхности, становится источником кинетической энергии экзогенных геологических процессов (гравитационного перемещения горных масс на склонах, в водных
потоках, ледниках и т.п.).
Эвстатические изменения уровня Мирового океана
определяют глобальные трансгрессивно-регрессивные циклы, а значит, и соответствующие изменения высотного положения главного базиса денудации суши. Эти изменения
выражаются в глобальных геоморфологических циклах, в
формировании глобальных поверхностей выравнивания.
Среди эвстатических изменений уровня океана выделяют
гляциоэвстатические, обусловленные изменением объема
вод океана при накоплении льда в приполярных областях в
эпохи похолоданий климата или при его таянии в эпохи глобальных потеплений, и тектоноэвстатические изменения
уровня океана, которые связывают с изменениями глубины
8
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
океанических впадин при постоянном объеме океанических
вод. Эти изменения обусловлены изменениями скорости роста срединно-океанических хребтов.
Интерференция скоростей вертикальных тектонических движений и эвстатических колебаний уровня Мирового океана создает сложную структуру неровностей земной
поверхности. Эта структура осложняется структурно-денудационным рельефом, возникающим вследствие различной
противоденудационной устойчивости горных пород, подвергающихся воздействию экзогенных процессов.
Общая интенсивность экзогенных процессов определяется запасами потенциальной энергии рельефа, а их набор
в том или ином регионе или на отдельных этапах геологического развития одного и того же региона зависит от меняющихся климатических параметров (количества атмосферных
осадков, среднегодовых температур).
Таким образом, главными факторами морфогенеза
суши являются: вертикальные тектонические (неотектонические) движения в совокупности с эвстатическими изменениями уровня Мирового океана, противоденудационная устойчивость горных пород и экзогенные геологические процессы.
При этом, в соответствии с названными факторами, можно
выделить основные генетические типы рельефа суши: тектонический (неотектонический), структурно-денудационный (литоморфный) и экзогенный. Первые два типа тесно
связаны с геологическим строением территорий и объединяются в морфоструктурный рельеф (морфоструктуру), а
экзогенные формы рельефа относятся к морфоскульптуре.
Основы учения о морфоструктуре и морфоскульптуре заложены трудами Иннокентия Петровича Герасимова и Юрия
Александровича Мещерякова.
Литература к разделу 1.1.: [1, 5, 12, 14]
9
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
1.2. Экзогенный (морфоскульптурный) рельеф
и генетические типы четвертичных отложений
Экзогенный рельеф возникает при выветривании горных
пород, перемещении продуктов выветривания и их накоплении
под действием различных агентов денудации и аккумуляции:
процессов гравитационного перемещения по склонам, переносом водными потоками или потоками льда, ветра, волноприбойными движениями воды в береговых зонах. В соответствии
с этим все экзогенные формы рельефа, а также связанные с
ними поверхности выравнивания делятся на денудационные
и аккумулятивные. С последними непосредственно связаны
четвертичные отложения различных генетических типов.
1.2.1. Выветривание, коры выветривания, элювий, почвы
Выветривание горных пород находится в самом начале
цепочки экзогенных геологических процессов. Его геоморфологическое значение заключается в подготовке коренных
горных пород к перемещению в литодинамических потоках.
В значительной степени условно выветривание принято разделять на физическое и химическое выветривание. Условность такого разделения выражена в том, что и физическое
и химическое выветривание в различных соотношениях протекают одновременно, тесно связаны друг с другом.
Сущность физического выветривания заключается в дезинтеграции коренных горных пород без существенного изменения их минерального состава. Результатом физического
выветривания является формирование приповерхностной
трещиноватой зоны, мощность которой изменяется в широких пределах. Ее среднее значение оценивается величиной
в пятьдесят метров для равнин. В горных районах она может достигать полутора и более километров. Среди главных
факторов физического выветривания принято выделять
декомпрессию, морозное и солевое выветривание, а также
температурное (инсоляционное) выветривание.
10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Декомпрессия — освобождение горных пород от литостатической нагрузки приводит к раскрытию ранее сомкнутых литогенетических (диагенетических и контракционных),
а также тектонических трещин. Именно этот процесс, который мало зависит от климатических факторов, определяет
мощность приповерхностной трещиноватой зоны и делает
возможным дальнейшее дробление пород в процессе морозного и солевого выветривания.
Морозное выветривание связано с расклинивающим действием замерзающей в трещинах воды. Неоднократное повторение замерзания-оттаивания приводит к расшатыванию блоков
пород, образованию новых трещин и суммарному увеличению
площади поверхности обломков при общем уменьшении их
размеров. Естественной спецификой морозного выветривания является его тесная связь с климатическими условиями.
В максимальной степени оно проявляется в нивальном климате, ограничено по глубине (зона сезонного промерзания) в
умеренном климате и полностью отсутствует в субтропиках и
тропиках, где на смену ему может приходить солевое выветривание, механизм которого (кристаллизация солей) сходен
с замерзанием воды. Увеличивая суммарную поверхность трещин, морозное и солевое выветривание во многом обусловливает интенсивность инсоляционного выветривания.
Инсоляционное (температурное) выветривание обусловлено суточными и сезонными перепадами температур и в
силу незначительной теплопроводности большинства горных
пород сосредоточено в приповерхностной зоне их обломков.
Разрушение пород происходит до минеральных зерен (из-за
различных механических свойств минералов, зерен минералов и цементирующей массы).
Кроме охарактеризованных главных факторов физического выветривания дроблению пород способствует множество других процессов, носящих системный, эпизодический
или случайный характер.
Образование приповерхностной трещиноватой зоны, в
которой интенсивность дробления пород нарастает снизу
11
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
вверх, делает возможным активное движение воды вместе
с растворенными в ней веществами. Взаимодействие водных
потоков с минеральными зернами может выражаться в механическом выносе тонких (чаще всего глинистых) частиц, в
растворении и обменных химических реакциях, в результате
которых возникают новые минеральные ассоциации, устойчивые в зоне гипергенеза (выветривания). Весь этот комплекс
процессов определяется как химическое выветривание.
Особенности геохимических преобразований горных пород
при химическом выветривании подробно рассматриваются в
курсе «Литология» и в ряде спецкурсов, поэтому в данном
учебном пособии мы лишь отметим, что итогом физического
и химического выветривания является формирование коры
выветривания. В наиболее общем случае в разрезе коры выветривания сверху вниз выделяются элювиальный горизонт,
где происходит накопление остаточных продуктов выветривания — элювия; иллювиальный горизонт, где накапливается часть вещества, вынесенного из элювиального горизонта, и образуются новые минералы. Подстилающий горизонт
образован щебнистым элювием, результатом физического
выветривания коренных пород. Минеральный состав различных зон коры выветривания зависит от исходного состава
коренных пород, водного режима, определяемого климатом,
геоморфологическим положением территории, спецификой
ее тектонического развития, длительностью выветривания.
Отметим также, что при образовании как современных, так
и четвертичных кор выветривания большое значение имеет
биота — совокупность растительных и животных организмов, существующих на конкретных территориях в конкретные отрезки времени. Активное участие живых организмов
в разрушении коренных горных пород позволяет говорить
о биохимическом выветривании, при котором образуются
почвы различных типов. Непосредственно почвы подробно
рассматриваются в «Почвоведении», важнейшем научном
направлении, становление и развитие которого связано с
именем выдающегося российского ученого В. В. Докучаева.
12
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Необходимость же их краткого рассмотрения в данном курсе обусловлена тем, что в четвертичной геологии ископаемые (погребенные) почвы играют исключительно важную
роль в стратиграфии, при корреляции разрезов, реконструкции палеоклиматических и палеогеографических условий.
По В. В. Докучаеву, главным свойством почвы является ее
плодородие, которое определяется количеством гумуса, его
составом, особенностями накопления в почвенном профиле.
Почвы делятся на гидроморфные (болотные), образующиеся при близповерхностном положении зеркала грунтовых
вод, и автоморфные (элювиальные), формирующиеся при
глубоком залегании зеркала грунтовых вод. В классическом
варианте в профиле автоморфных почв отчетливо выделяются три горизонта (сверху вниз): А, В, С. А — элювиальный
горизонт, в верхней части образован перегнойно-аккумулятивным слоем, а в нижней — подзолистым. Горизонт В —
иллювиальный, или горизонт вмывания, накопления веществ,
вынесенных из горизонта А. Горизонт С — подпочва, материнская порода. Легко заметить, что в пространстве и коры
выветривания, и почвы образуют в сущности один и тот же
объект, а их различия обусловлены различными акцентами
при изучении этого объекта. Для почвоведов важна, прежде
всего, органическая составляющая, определяющая плодородие, для геологов — процессы минералообразования, условия формирования месторождений полезных ископаемых.
Определяющим в развитии кор выветривания и почв является водный режим, который характеризуется отношением
объемов фильтрующейся влаги (нисходящего потока) и испаряющейся влаги (восходящего потока). Можно выделить
следующие типы водного режима: непромывной (мерзлотный и аридный), полупромывной и промывной (зоны таежных лесов умеренного климата и зоны влажных тропиков).
Непромывной мерзлотный режим характеризуется
практическим отсутствием фильтрации атмосферных осадков, избыточным увлажнением понижений земной поверхности, образованием в них гидроморфных (болотных) почв,
13
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
подстилающихся непроницаемой мерзлой породой. На возвышенных участках в условиях сурового климата кора выветривания и автоморфная почва представлены лишь щебнистым элювием.
Непромывной аридный режим возникает в зонах пустынь,
полупустынь, при резком дефиците атмосферных осадков
(менее 200 мм/год). Объемы испаряющейся влаги здесь многократно превышают объемы фильтрации. Благодаря выносу к
поверхности и накоплению растворенных веществ образуются
почвы-солончаки, лишенные горизонта А и представленные
лишь горизонтами В и С. Разрез коры выветривания сформирован в основном щебнистым элювием, местами в верхней
части сцементированным различным по составу материалом.
При преобладании в составе такого цемента соединений железа образуются феррикреты, аморфного кремнезема —
силькреты, карбонатных соединений — калькреты.
Полупромывной режим характеризуется примерным
равенством объемов фильтрующейся и испаряющейся влаги. Этот режим реализуется в зонах степей и саванн, где
образуются самые плодородные почвы — черноземы с увеличенным по мощности горизонтом А. Кора выветривания
представлена (по Н. М. Страхову) щебнистым элювием (зона
малоизмененной дресвы), который перекрыт гидрослюдистомонтмориллонит-бейделлитовой зоной.
Промывной режим таежных лесов умеренного климата
при среднегодовом объеме осадков около 1000 мм характеризуется преобладанием нисходящего потока влаги над испарением. В этих условиях образуются лесные почвы — подзолы,
с редуцированным горизонтом А и увеличенным по мощности
иллювиальным горизонтом, в котором накапливается значительная часть вынесенного сверху гумуса. В разрезе коры выветривания в верхней части добавляется каолинитовая зона.
Промывной режим влажных тропиков при значительных объемах испарения обладает резко увеличенным количеством среднегодовых атмосферных осадков (до 12 000 мм/
год). Почвы влажных тропиков — латериты (от латер —
14
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
кирпич), отличаются весьма низким плодородием. Коры выветривания, напротив, обладают наиболее развитым профилем, включающим (снизу вверх): зону щебнистого элювия;
гидрослюдисто-монтмориллонит-бейделлитовую
зону;
каолинитовую зону, глиноземно-охровую зону и железистый панцирь (кирасу) из окислов алюминия и железа.
Литература к разделу 1.2.1: [1, 8, 9, 15].
1.2.2. Склоны, склоновые процессы и склоновые отложения
В структуре литодинамических потоков вещества склоны располагаются за корами выветривания. На них подготовленный выветриванием материал начинает перемещаться (ближний перенос) под действием различных процессов.
К склонам относятся участки земной поверхности с углами
наклона от 2,5° или более 5° (в различных классификациях).
И в том и другом случаях они составляют основную часть
площади суши и являются главными элементами различных
по генезису форм рельефа. Развитие склонов, таким образом, это развитие всего рельефа той или иной территории.
Склоны классифицируются по множеству признаков.
По углу наклона выделяются (по Н. И. Николаеву) склоны: очень пологие 2—6°; пологие 6—15°; средней крутизны
15—30°; крутые 30—45; очень крутые 45—60; обрывистые
60—80°; отвесные 80—90°; нависающие — более 90°.
По форме поперечного профиля выделяются склоны
прямые (с одинаковым углом наклона), выпуклые (с углом
наклона, увеличивающимся к основанию), вогнутые (с углом
наклона, уменьшающимся к основанию).
По форме в плане выделяются склоны линейные (с параллельными линиями стока), регрессивные (с линиями стока, сходящимися к основанию) и проксимальные (с линиями
стока, расходящимися к основанию).
Склоны первичные выработаны в коренных породах и
не имеют плаща склоновых отложений, а склоны вторичные
покрыты плащом склоновых отложений.
15
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Угол наклона устойчивых склонов соответствует углу
естественного откоса для пород, в которых сформирован склон.
По отношению к склонам, в значительной степени условно, можно выделить склоноформирующие процессы,
которые непосредственно создают склон, увеличивают или
уменьшают его длину, и склоновые процессы, которые протекают на самих склонах и направлены на их уничтожение
(выравнивание).
Общее развитие склона тесно связано с развитием склоноформирующего процесса в рамках геоморфологического
цикла. На стадии расчленения (при понижении базиса денудации) в однородных по составу породах возникают выпуклые, первичные, устойчиво-неустойчивые (устойчивые
в верхней части и неустойчивые — в нижней), постоянно
увеличивающиеся по длине склоны. В системе склонов, разделенных водоразделом, такое увеличение длины может достигнуть определенного предела, при котором их бровки сольются с водоразделом и будут снижаться при сохранении
длины склона. Такой процесс определяется как партиспленизация — частичное выравнивание рельефа. Поверхность,
соединяющая такие водоразделы, называется партиспленом.
На стадии динамического равновесия (при постоянном
положении базиса денудации) образуются прямые, первичные, устойчивые, с постоянной длиной склоны. Выветривание коренных пород на поверхности склонов приводит их к
неустойчивому состоянию, обрушению продуктов выветривания по всему склону, удалению их от основания склона
и переходу его вновь к устойчивому состоянию. При этом
склон отступает в сторону водораздела, не меняя своей крутизны, а в его основании формируется субгоризонтальная
площадка — педимент. Процесс образования педиментов
называется педиментацией. В системе склонов при их отступании в сторону водораздела может произойти его уничтожение и слияние педиментов в единую поверхность выравнивания — педиплен. Процесс образования педипленов
называется педипланацией.
16
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
На заключительной стадии геоморфологического цикла — стадии выравнивания, при повышении базиса денудации происходит постепенное уменьшение длины склона.
Форма его поперечного профиля становится выпукло-вогнутой. Первичный склон постепенно замещается вторичным,
покрытым склоновыми отложениями, которые активно смещаются по всему склону от линии водораздела. Водораздел
снижается, образуется финальная поверхность выравнивания — пенеплен. Процесс ее образования определяется как
пенепленизация.
Представленная схема развития склонов является идеальной моделью при допущении, что склоны образуются в
однородных по разрезу и по простиранию горных породах.
В реальных условиях состав пород чаще всего непостоянен,
и это определяет сложный характер поперечного профиля
склонов.
Склоновые процессы тесно связаны со склоновыми отложениями и делятся на три основные группы: гравитационные, водно-гравитационные и водные.
Гравитационные процессы на склонах — это смещение
обломочного материала непосредственно под действием силы
тяжести. Отложения, которые при этом образуются, называются коллювием. Среди разновидностей гравитационных
процессов выделяют обвалы — катастрофически быстрое
перемещение материала к основанию склона с образованием
коллювия обрушения и осыпи — перекатывание и скольжение обломочного материала по склону с образованием
коллювия осыпания. Коллювий обрушения — это хаотическое нагромождение несортированных обломков различных
размеров. Осыпной коллювий слагает осыпные конусы в
нижней части склонов или на их выположенных участках.
Выше конуса осыпи выделяется осыпной лоток — линейное
понижение на склоне, выработанное перемещающимися обломками. Еще выше располагается область питания осыпи, образованная выходами коренных пород. Наибольшим
распространением коллювиальные отложения пользуются в
17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
горных районах, где они приурочены к крутым, отвесным
и нависающим склонам. Частным случаем гравитационных
процессов являются снежные лавины различных типов.
Водно-гравитационные процессы протекают под действием силы тяжести с участием воды, которая выполняет
роль смазки, снижающей трение. Это наиболее сложная и
разнообразная группа склоновых процессов и отложений,
включающая оползание, солифлюкцию, курумообразование,
дефлюкцию.
Оползание (оползнеобразование) — это смещение блоков горных пород вниз по склону под действием силы тяжести и увлажнения без существенного изменения их внутренней структуры. Отложения оползней называются деляпсием.
Существуют различные классификации оползней. Среди них
наиболее значимыми являются кинематическая и морфологическая. В кинематическом отношении выделяются оползни
вращения, скольжения, течения, отседания (проседания), выдавливания (выплывания).
Оползни вращения образуются путем отрыва блока породы и его вращения вокруг центра тяжести до устойчивого
положения. Их диагностическим признаком является запрокинутая в сторону водораздела площадка оползневого тела.
Оползни скольжения образованы отрывом пластины пород на склоне и ее скольжением вниз по склону.
Оползни течения отличаются наибольшей активностью
и образуются при интенсивном увлажнении склона в местах
выходов грунтовых вод. Они образованы потоками нагромождающихся друг на друга относительно мелких оползневых тел.
Оползни отседания (проседания) образуются при особом строении разреза склона, где в верхней части располагаются относительно монолитные породы, а под ними — водонасыщенные (обычно песчаные) отложения. В верхней части
склона в процессе выветривания откалывается блок горной
породы и под влиянием собственного веса начинает постепенно погружаться в подстилающие пластичные отложения.
18
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
На границе оползневого тела и коренного склона возникают трещины отрыва, по мере роста которых формируется
ров отседания с разновысотными бортами. С оползнями
отседания генетически связаны оползни выдавливания (выплывания), образующиеся из пластичных пород за счет механического воздействия вышележащих оползневых блоков
жестких пород.
В морфологическом отношении выделяются циркообразные, фронтальные, линейные и комбинированные оползни. В строении циркообразных оползней (оползней цирков)
выделяется дугообразная в плане стенка срыва, ниже которой располагаются оползневые тела с бугристой поверхностью, нарушенной разнонаправленными трещинами отрыва.
Между оползневыми телами и стенкой срыва часто располагаются заболоченные участки или небольшие озерца.
Фронтальные оползни обычно приурочены к протяженным вдоль склона выходам грунтовых вод. Выше этих выходов формируется стенка срыва, повторяющая очертания
линии выхода грунтовых вод. Оползневые тела с неровной
бугристой поверхностью образуют оползневую террасу.
Линейные оползни (оползни потоки) отчетливо вытянуты поперек склона, часто формируют специфические оползневые долины.
Комбинированные (глетчеровидные) оползни в морфологическом отношении объединяют несколько типов оползней. В верхней части склона располагается область питания, представленная множеством циркообразных оползней.
Ниже, в долинообразном понижении располагаются оползни-потоки.
Солифлюкция — это вязко-пластичное течение вниз по
склону переувлажненного грунта. Солифлюкционные отложения называются солифлюксием. Выделяют морозную и
тропическую солифлюкцию. Морозная солифлюкция является одним из основных склоновых процессов в областях
развития многолетнемерзлых пород. В умеренном климате
она имеет ограниченное распространение. При протаивании
19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
в весенне-летнее время промерзшей части склона вода не может фильтроваться сквозь подстилающий мерзлый грунт, что
приводит к переувлажнению рыхлых отложений, к переводу их в пастообразное состояние. Разжиженная масса плавно стекает вниз по склону, накапливается в виде натечных
(солифлюкционных) террас. В условиях влажных тропиков
сходная ситуация может возникать в сезоны дождей, когда
атмосферная влага физически не успевает фильтроваться и
перенасыщает отложения на склонах, создавая условия для
развития тропической солифлюкции.
Курумы — каменные реки, каменные моря, представляют собой потоки щебнисто-глыбового материала, перемещающиеся под действием силы тяжести и переменного увлажнения. Они формируются на горных склонах, в областях
выхода на поверхность прочных пород (кристаллических
сланцев, гнейсов, гранитов, базальтов и т.п.). Курумы первого рода формируются за счет щебнисто-глыбового элювия, а
курумы второго рода — за счет коллювия обрушения.
Дефлюкция (крип) — это смещение плаща рыхлого
материала на склонах под действием силы тяжести и переменного увлажнения без разрыва его сплошности. Широко
распространенный процесс на задернованных склонах различной крутизны. Дефлюкционные отложения называются
дефлюксием.
Водные процессы на склонах обусловлены непосредственным воздействием на склон водных потоков, периодически возникающих во время дождей или весеннего таяния
снега. Такое воздействие определяется как водная эрозия и
представлено двумя разновидностями: плоскостным смывом
и линейной эрозией.
Плоскостной смыв — это перемещение мелких частиц
тонкими пленками воды или переплетающимися струйками
(мелкоструйчатый смыв) с накоплением на перегибах склона
или в его основании шлейфов тонкого материала — делювия.
Установлено, что плоскостной смыв осуществляется на незадернованных или слабо задернованных склонах. На скло20
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
нах, покрытых дерниной, его объем практически равен нулю.
В современных условиях плоскостной смыв может развиваться на распаханных даже очень пологих склонах, где под
его воздействием формируются обширные площади смытых
почв. Переотложение этих почв (часто вместе с удобрениями) в верховьях речных долин приводит к интенсивному
росту болотной растительности, заболачиванию малых рек
и, как следствие, общему уменьшению объемов речного стока, обмелению рек. Кроме того, затруднение поверхностного
стока при заболачивании становится причиной повышения
уровня грунтовых вод и подтопления населенных пунктов.
Линейная водная эрозия формируется за счет плоскостного смыва, при его концентрации на регрессивных склонах.
Увеличение глубины плоскостного потока приводит к росту
скорости потока, приобретению им турбулентного (вихревого) характера и началу размыва склона с формированием серии эрозионных форм. В самом начале эволюционной
последовательности таких форм находятся делли (потяжины) — пологие, широкие, протяженные, но не глубокие
ложбины стока, в которых происходит первичная концентрация плоскостного смыва и рост скорости потока. Там,
где эта скорость достигает критических величин для пород,
слагающих склон, возникают водобоины (рытвины, донные
врезы) — обычно небольшие эрозионные понижения с обрывистым склоном в верхней части и пологим аккумулятивным
склоном — в нижней. Водобоины образуют цепочки, ориентированные вниз по склону. На обрывистом склоне водобоин
скачкообразно возрастает скорость потока (образуется водопад), что приводит к усилению размыва и попятной (регрессивной) эрозии — отступанию обрыва вверх по склону.
Вследствие попятной эрозии множество водобоин, образующих цепочки, сливаются в единую эрозионную форму —
промоину. Ее продольный профиль параллелен склону. Образование промоины приводит к увеличению концентрации
водного потока в ее устьевой части, где усиливается размыв.
В результате формируется склоновый овраг, отличающийся
21
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
от промоины параболической формой продольного профиля.
Базисом эрозии склонового оврага является подошва склона
или его перегиб. Здесь происходит аккумуляция продуктов
размыва в виде пролювия, слагающего конус выноса.
Литература к разделу 1.2.2: [1, 4, 8, 11].
1.2.3. Карст и суффозия
Карстовые и суффозионные формы тесно связаны с корами выветривания, где в силу специфики состава материнских горных пород резко усилены процессы растворения
или механического выноса тонких частиц поверхностными и
грунтовыми водами.
Карст — это совокупность процессов, форм рельефа и
отложений, связанных с растворением горных пород. При
этом растворение выступает в качестве инициатора других
сопутствующих процессов — водной эрозии и аккумуляции
(образования карстового аллювия), обрушения и накопления
карстового коллювия, формирования озерных отложений.
Базисом карстования в каждом конкретном случае может быть уровень застойных подземных вод, подошва карстующихся пород или уровень накопления нерастворимого
остатка, блокирующего доступ воды к карстующейся породе. По строению разреза зоны аэрации можно выделить
три варианта карста: открытый, покрытый и перекрытый. В
открытом карсте карстующиеся породы непосредственно
выходят на поверхность или перекрываются легко проницаемыми для воды отложениями мощностью до трех метров. В
покрытом карсте карстующиеся породы залегают под легко проницаемыми для воды отложениями мощностью более
трех метров. В перекрытом карсте над карстующейся породой располагается водоупор, затрудняющий движение воды.
В морфологическом отношении выделяется поверхностный, подземный и комбинированный карст. При поверхностном карсте растворению подвергается только кровля
карстующейся породы. Основными формами поверхностного
22
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
карста являются карры, воронки, котловины. Карры — это
различного размера (глубиной от нескольких сантиметров
до 3 и более метров) борозды на поверхности карстующейся
породы. Карстовые воронки — это конические понижения,
на дне которых могут проявляться поглощающие поноры.
Диаметры карстовых воронок изменяются от долей метра до
нескольких десятков метров, иногда достигают ста метров и
более. Изменчива в широких пределах и их глубина.
Подземный карст развивается при растворении породы
внутри карстующегося массива. Важнейшую роль при этом
играет степень трещиноватости пород. Выделяется несколько типов подземного карста: сетчатый, щелевой, понорный
и пещерный. Сетчатый карст характеризует, как правило,
начальные этапы развития карста. Разбитая множеством разнонаправленных трещин порода начинает растворяться по
поверхностям этих трещин. Очертания первично угловатых
обломков постепенно сглаживаются. Пространство между
стенками трещин заполняется нерастворимым остатком. Порода приобретает конгломератоподобный облик.
Щелевой карст развивается по крупным трещинам. В
начале процесса трещина расширяется за счет растворения,
затем в ней может скапливаться и протекать вода, к растворению добавляется размыв стенок трещины, который
приводит к формированию узких, глубоких и протяженных
«щелей» внутри карстующегося массива. Размыв сопровождается отложением продуктов размыва, формируется карстовый аллювий.
Понорный карст образуется, как правило, под карстовыми воронками. Представляет собой чаще всего вертикальные веретенообразные пустоты, образующиеся в узлах пересечения трещин, как за счет растворения, так и размыва
горных пород.
Пещерный карст развивается при эволюции понорного
и щелевого карста, когда к процессам растворения и водной
эрозии добавляется обрушение стенок и кровли пустот, образуются массы карстового коллювия. Подчиняясь движе23
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
нию потоков воды, подземный карст часто приобретает очень
сложную структуру, выраженную расположением пустот на
различных гипсометрических уровнях (этажный карст).
Комбинированный (провальный) карст образуется при
соединении в процессе эволюции карста его поверхностных
и подземных форм. При обрушении пород над понорами в
карстовых воронках образуются карстовые колодцы. Обрушение пород над карстовыми щелями приводит к образованию карстовых долин. Грандиозные провалы над этажным
пещерным карстом представлены карстовыми шахтами.
Наконец, массовое обрушение на огромных площадях образует карстовые полья.
В классификации карста по литологическим типам
пород (литологические типы карста) выделяют карст: солевой (галоидный), силикатный (бради-карст), сульфидный
(рудный), сульфатный, карбонатный и кластический (обломочный).
Солевой карст возникает в залежах солей. Благодаря
высокой растворимости соли процесс растворения здесь является наиболее важным.
Силикатный карст связан с выносом аморфного кремнезема в корах выветривания, формирующихся в тропическом климате. Он представлен относительно мелкими поверхностными формами.
Сульфидный (рудный) карст формируется при выщелачивании сульфидов. Выщелачивание сопровождается образованием серной кислоты, которая воздействует на вмещающие породы, усиливая их разложение.
Сульфатный карст — это карст в ангидритах и гипсах.
Его специфика обусловлена тем, что при переходе ангидрита
в гипс существенно увеличивается объем породы. Это увеличение приводит к закрытию трещин, вследствие чего гипсовый карст развивается преимущественно в поверхностных
формах, и только тогда, когда зияние трещин достаточно велико и не может быть устранено за счет увеличения объема
породы, карст интенсивно развивается в подземных формах.
24
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Карбонатный карст — карст в карбонатных породах,
является наиболее распространенным в силу широкого распространения самих карбонатных пород. Вместе с тем, он
оказывается наиболее сложным в физико-химическом отношении. Карбонат кальция в дистиллированной воде в нормальных условиях растворим весьма слабо. Его растворение
в природе обусловлено наличием в воде углекислого газа,
часть которого, соединяясь с водой, образует угольную кислоту. Угольная кислота, вступая в обменную реакцию с карбонатом кальция, переводит его в бикарбонат — соединение,
которое может существовать только в растворе. Если бикарбонат кальция постоянно удаляется вместе с водой и насыщения раствора не происходит, растворение карбонатной
породы продолжается. Содержание углекислого газа в воде
зависит от его парциального давления в воздухе и от температуры воды. Эта зависимость предопределяет тесную связь
карбонатного карста с климатическими условиями. В холодном климате, в холодной воде углекислого газа может быть
достаточно много, но карсту препятствует короткий летний
период, наличие многолетней мерзлоты. В аридном климате карста нет из-за дефицита воды. Во влажном умеренном
климате развивается классический карст в поверхностных,
глубинных и провальных формах. Он сопровождается накоплением широкого спектра отложений: известковых туфов
(травертинов) — натечных образований, возникающих при
химическом осаждении карбоната кальция в форме кальцита
и арагонита; карстового элювия, аллювия и коллювия, карстово-озерных отложений. В условиях влажных тропиков
развивается тропический карст. Его особенность заключается в том, что он образуется преимущественно в поверхностных формах, для которых разработана своя классификация,
включающая, кроме карров и воронок, карст котловинный,
башенный и конический. Специфика тропического карста
обусловлена тем, что среднегодовая температура грунтовых
и поверхностных вод в тропиках составляет +25 °С, что существенно понижает растворимость углекислого газа. Но
25
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
в приповерхностном слое почвы за счет круглогодичного
разложения растительного отпада образуются повышенные
концентрации двуокиси углерода. Под влиянием высокого
парциального давления углекислый газ растворяется в воде
приповерхностного слоя. Порода начинает растворяться.
Однако, на некотором удалении вглубь, где нет высокого парциального давления, углекислый газ вскипает, начинается интенсивное осаждение карбоната кальция, который полностью
закрывает трещины, делая невозможным развитие глубинного
карста. В понижениях поверхности карстующихся пород мощность органического детрита больше, поэтому и парциальное
давление углекислого газа больше, а значит, и процесс поверхностного карста протекает быстрее, что приводит к росту
глубины первичного понижения и далее процесс нарастает лавинообразно. В итоге возникают глубокие (до 300 м и более)
карстовые котловины (стадия котловинного карста). После
достижения дном котловин базиса карстования они начинают
расширяться за счет педиментации склонов, сливаются между
собой при уничтожении водоразделов. В рельефе сохраняются лишь денудационные останцы, имеющие вид крутостенных
высоких башен (стадия башенного карста). Дальнейшее разрушение башен характеризует стадию конического карста.
В финале на уровне базиса карстования образуется поверхность выравнивания — карстовый педиплен.
В литологическом отношении в карбонатном карсте различают карст известняковый, доломитовый и мелмергельный. Наиболее полно и разнообразно карбонатный
карст представлен в известняках и мраморах. В доломитах
карст затрудняется тем, что растворению с участием углекислоты подвергается лишь кальцитовая составляющая породы.
Минерал доломит накапливается в нерастворимом остатке,
образуя так называемую «доломитовую муку», которая блокирует процесс растворения. В мел-мергельном карсте, благодаря тому, что порода состоит из мелкого известкового
органогенного детрита с примесью глинистых частиц, наряду с процессами растворения начинают в различной степени
26
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
проявляться процессы механического выноса (в виде взвеси)
тонких частиц и собственно карст дополняется суффозией.
Поэтому формы, образующиеся в мел-мергельных отложениях, часто являются карстово-суффозионными.
Кластический (обломочный) карст формируется в обломочных породах при растворении карбонатного цемента.
Обычно дополняется процессами суффозии.
Суффозия — это вынос из породы тонких частиц грунтовыми водами. Вынос сопровождается образованием форм
рельефа, во многом сходных с формами классического карбонатного карста. Суффозия осуществляется в лессах, глинистых песках, в валунно-галечных отложениях, в которых
матрикс представлен песчано-глинистой составляющей.
Литература к разделу 1.2.3: [1, 6, 11, 17].
1.2.4. Флювиальный рельеф и флювиальные отложения
В условиях рельефа суши флювиальный рельеф, образующийся за счет временных и постоянных водотоков, является
важнейшей компонентой геоморфологического ландшафта.
Его главной формой является долина — линейное понижение с однообразным по направлению уклоном. Основными морфологическими элементами долины являются борта
(склоны) и днище (дно). Борта могут осложняться террасами — ступенями различного происхождения. Террасы могут
быть структурными, обусловленными выходами устойчивых к
денудации пород, и речными, отражающими эрозионно-аккумулятивные циклы развития флювиальных долин. Среди морфологических элементов террас выделяют площадку (поверхность) террасы, уступ, бровку уступа — линию пересечения
площадки и уступа, тыловой шов — линию, отделяющую
поверхность террасы от расположенной выше части склона.
В днище долины находится ее тальвег — линия, соединяющая самые низкие точки долины. Днище может осложняться
речным руслом, в котором располагается меженный водный
поток, донными оврагами (донными врезами), развитыми в
27
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
долинах временных водотоков. К днищам долин может быть
приурочена пойма — это приподнятая над меженным уровнем воды в реке часть дна долины, затопляемая половодьем.
Состояние долин характеризуется их продольным профилем. Выделяются невыработанный, выработанный и предельный продольные профили. Невыработанный профиль
характеризует активное врезание долины при понижающемся базисе эрозии. Базис эрозии — это предельный уровень,
до которого может углубляться долина (уровень моря, озера или другой долины, в которую впадает данная долина).
Невыработанный профиль имеет ступенчатую форму, обусловленную различиями противоденудационной устойчивости коренных пород. Выработанный профиль обладает параболической формой, отражает динамическое равновесие
между размывом и отложением в условиях постоянного положения базиса эрозии. Предельный продольный профиль
характеризует условия заполнения долины аллювием при
повышающемся базисе эрозии.
По форме поперечного профиля флювиальные долины
делятся на теснины — долины с почти отвесными, отвесными и нависающими склонами, переходящими непосредственно в русло; ущелья (V-образные долины), у которых склоны
соединяются в основании по тальвегу, а днище отсутствует;
каньоны — долины, склоны которых осложнены структурными террасами; троги (корытообразные долины, долины
с U-образным профилем) — долины с простыми склонами,
у которых отчетливо выражено днище; разложистые долины — с плавными очертаниями выпукло-вогнутых склонов,
постепенно переходящими в днище; полициклические (террасированные) долины, склоны которых осложнены речными террасами.
В отличие от рассмотренных ранее склоновых оврагов,
характеризуемые флювиальные формы соединяются друг с
другом базисами эрозии в единую систему — гидросеть.
По форме в плане флювиальные системы характеризуются
различными типами рисунков — древовидным (дендровид28
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ным), в котором равномерно развиты притоки, а главная долина выражена слабо; перистым — с отчетливо выраженной
главной долиной и слабо ветвящимися притоками; решетчатым — долины в бассейне, которые, подчиняясь ориентировке трещин в породах, образуют решетку; радиальным
центробежным — истоки множества долин расходятся из
одной точки, и радиальным центростремительным — притоки сходятся в одной точке; параллельным — притоки расположены параллельно главной долине; кольцевым — долины огибают некоторое препятствие.
Верхнее звено гидросети образовано долинами временных водных потоков, а нижнее — долинами постоянных водных потоков (речными долинами). Долины временных потоков делятся на овражные, овражно-балочные и балочные.
Тип долины определяется соотношением объемов материала,
поступающего со склонов за единицу времени и материала,
удаляющегося временным водотоком. В овражных долинах
преобладает вынос материала водным потоком, их поперечный профиль V-образный, склоны первичные, глубина долин
увеличивается. В овражно-балочных долинах наблюдается
равенство объемов материала, поступающего со склонов и
выносимого временным водным потоком. У таких долин появляется отчетливо выраженное днище, образующееся за счет
педиментации, их склоны преимущественно первичные. В балочных долинах объем поступающих склоновых отложений
превышает объем материала, выносимого временным водным
потоком. По форме поперечного профиля — это разложистые долины с выпукло-вогнутыми или вогнутыми склонами.
Дно балочных долин покрыто балочным аллювием, который
характеризуется грубой субпараллельной, иногда косой слоистостью. Дно осложняется донными оврагами (донными врезами). Тип долины может изменяться в различных ее частях.
Долины постоянных водотоков (речные долины) характеризуются наличием русла, в котором постоянно протекает
турбулентный водный поток. Его сложная вихревая структура обусловлена неравенством скоростей движения воды в
29
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
центральных частях и на периферии, вследствие торможения потока о дно и борта русла. Центральные (стрежневые)
струи обгоняют периферические, порождая водовороты.
Кроме того, на излучинах (меандрах) русла под действием
центробежной силы массы воды прижимаются к изгибу, отражаются от него и устремляются к противоположному берегу, усложняя тем самым турбулентность потока и обусловливая постепенное смещение меандров вниз по долине. На
русловой поток оказывает влияние и сила Кориолиса, возникающая вследствие сложения собственного движения потока
и вращения Земли вокруг своей оси. В результате русловой
поток в Северном полушарии прижимается к своему правому берегу, а в Южном полушарии — к левому. Сила Кориолиса, таким образом, становится причиной асимметрии поперечного профиля речных долин. В процессе саморазвития
образуется специфическая структура русла, обусловленная
закономерным чередованием глубоких участков (плесов) и
мелких (перекатов). Структура русла и особенности турбулентного движения в нем воды оказывают непосредственное
влияние на формирование речного аллювия. В соответствии
с законом Эри максимальная масса частицы, которую может
переносить водный поток (работа потока), прямо пропорциональна шестой степени скорости потока. Скорость потока, исходя из эмпирической зависимости Шези, возрастает
с увеличением уклона русла и массы воды (глубины потока). Поэтому в вихревом потоке, где скорости и направления
движения воды постоянно меняются, одновременно происходят размыв, перемещение и отложение наносов.
Отложения, которые формирует речной поток, называются речным аллювием — важнейшим генетическим типом континентальных отложений. В зависимости от внешних
условий, в которых накапливается аллювий, выделяются его
фации. Основными фациями аллювия являются: русловая,
пойменная и старичная. Русловой аллювий постоянно накапливается в русле реки. Для него характерны однонаправленная косая слоистость, относительно более грубый состав.
30
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
В половодье, когда к объемам воды в русле добавляется
большое количество воды из верхнего звена гидросети, реки
выходят из берегов и перекрывают днище речной долины
(пойму). За пределами русла, на пойме, в условиях меньших
глубин и скоростей накапливается пойменная фация аллювия, обладающая более тонким составом и прерывистой параллельной слоистостью. Старичный аллювий образуется в
старицах (староречьях) — изолированных в процессе меандрирования участках русла, превращенных в озера. Озерный и озерно-болотный тип осадконакопления в меженный
период часто выражен глинистыми, торфяными накоплениями, которые переслаиваются с пойменным аллювием, формирующимся в половодья.
Характер аллювиальных отложений — их динамические
фазы определяется поведением базиса эрозии. При понижающемся базисе река находится на стадии глубинной эрозии и
в ней образуется инстративный аллювий. При стабильном
положении базиса эрозии долина расширяется, в ней формируется пойма, накапливается аллювий перстративной фазы.
При повышении базиса эрозии долина заполняется аллювием констративной фазы.
Для инстративного аллювия характерно прерывистое
распространение, грубый состав и плохая сортировка материала. Он представлен преимущественно русловой фацией.
Перстративный аллювий заполняет днище долины и постоянно перемывается блуждающим руслом, которое скользит по коренному ложу долины, не углубляя его.
Мощность аллювия примерно равна средней глубине русла
(«аллювий нормальной мощности»). В разрезе отчетливо
выделяются русловая фация, слагающая нижнюю часть, и
пойменная, располагающаяся в верхней части разреза. Старичная фация встречается относительно редко. Пойма долины обладает специфическим флювиальным микрорельефом,
который образуется вследствие блуждания русла. Его основными формами являются прирусловые валы и пойменные
гривы, разделенные межгривными понижениями.
31
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
В разрезе констративного аллювия выделяется нижняя
(«неподвижная») часть и верхняя, перемываемая блуждающим руслом. При заполнении долины нижняя часть разреза
постоянно наращивается по мощности. В констративном аллювии достаточно полно представлены русловая, пойменная
и старичная фации.
Смена динамических фаз в развитии долины реки приводит к образованию речных надпойменных террас. Счет террас начинается снизу, от русла реки. По строению уступа
выделяются террасы эрозионные (уступ сложен коренными
породами, перекрытыми инстративным аллювием); смешанные, или цокольные (в уступе выделяется цоколь, состоящий
из коренных пород, и аккумулятивная часть, сложенная перстративным или констративным аллювием); аккумулятивные (подошва аллювия в уступе не обнажается). По соотношению глубины эрозионного вреза и мощности аллювия
среди террас выделяют прислоненные (глубина эрозионного
вреза больше мощности аллювия); вложенные (глубина эрозионного вреза и мощность аллювия равны); наложенные
(глубина эрозионного вреза меньше мощности аллювия). С
наложенными террасами ассоциируют погребенные террасы.
Речные долины и накапливающийся в них аллювий делятся на два основных типа: горные и равнинные. Горные реки,
формируясь в областях активных тектонических поднятий с
большими запасами потенциальной энергии, обладают большой скоростью водных потоков. Вследствие этого их аллювий
представлен валунно-галечным, гравийным материалом с различной примесью песчаной, алевритовой и глинистой составляющих. Питание многих горных рек связано с талыми водами
горных ледников, что определяет специфику смены в них паводкового и меженного режимов. Аллювий горных рек слабо
расчленяется по фациальной принадлежности. Питание равнинных рек обеспечивается подземными и атмосферными водами в различных соотношениях. Их аллювий образован преимущественно песчаным, песчано-алевритовым, суглинистым и
глинистым материалом. Аллювий четко разделяется на фации.
32
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Устья рек, впадающих в океан, море или озеро, обычно
образованы дельтами — аккумулятивными формами, сложенными аллювием. Для дельт характерно деление русла на
рукава. Дельтовые отложения формируются при совместном
действии русловых потоков и береговых процессов.
Литература к разделу 1.2.4: [1, 3, 11].
1.2.5. Формы рельефа и отложения, обусловленные
оледенением
Процессы оледенения связаны с хионосферой — частью
атмосферы с положительным годовым балансом твердых
осадков. Нижняя граница хионосферы определяется температурой, а верхняя — тем уровнем влажности, при котором
возможна конденсация водных паров. Современное положение нижней границы хионосферы в тропиках определяется
высотой около пяти километров. В приполярных областях
она может располагаться на уровне моря. При пересечении
хионосферы с поверхностью Земли образуется снеговая линия (снеговая граница), выше которой возможно накопление снега и формирование оледенения. Выделяют наземное,
подземное и морское оледенения. Морское оледенение заключается в образовании многолетних льдов. Подземное
оледенение представлено многолетнемерзлыми породами
(вечной мерзлотой). Наземное оледенение образовано ледниками различного типа. В динамическом отношении можно
выделить два типа ледников — ледники стока, движение
которых происходит под действием силы тяжести по уклону
земной поверхности, и ледники растекания, в которых перемещение ледовых масс происходит из областей с большим
внутриледным давлением к областям с меньшим давлением.
Ледники стока — это в основном горные ледники. Их
главной инициальной формой являются каровые ледники.
Кары — изометричные кресловидные понижения. Они возникают при изначальном накоплении снега, его фирнизации
(превращении в гранулированный лед) в фирновых пятнах,
33
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
последующем преобразовании процессами режеляции (многократного таяния-замерзания) в глетчерный лед. Глетчерный
лед под воздействием веса вышележащих масс снега и фирна
испытывает пластические деформации и начинает стекать по
уклону, вынося вмерзшие и упавшие на его поверхность обломки горных пород. На краю кара лед тает, а находящиеся в нем
обломки образуют специфические ледниковые отложения —
каровую морену — вал, сформированный нагромождением
угловатых обломков различной величины. Удаление обломков
приводит к постепенному углублению каров, увеличению в их
пределах объемов льда и нарастающему усилению ледниковой
денудации. При достижении базиса ледниковой денудации
(уровня снеговой границы) кары начинают интенсивно расширяться за счет процессов педиментации, соединяются друг
с другом, уничтожая ледоразделы и образуя более крупные
формы — ледниковые цирки. Резкое увеличение объемов льда
в ледниковых цирках становится причиной его вытекания за
пределы снеговой границы. Движение льда преимущественно
происходит по первично эрозионным долинам, которые под
воздействием ледниковой денудации (экзарации) преобразуются в ледниковые троги, вмещающие долинные ледники.
Отложения долинных ледников (морены) делятся на два
типа — морены гляциальной зоны (морены «живого льда»)
и морены перигляциальной (окраинно-ледниковой) зоны.
Среди морен «живого льда» выделяют боковые морены, образующиеся преимущественно за счет коллювия, поступающего со склонов и перемещающегося движущимся
льдом, срединные морены, возникающие за счет соединения
боковых морен при слиянии долинных ледников. Боковые
и срединные морены относятся к поверхностным моренам.
Путем вмораживания в лед обломков горных пород в ледниковом ложе образуется донная морена. Поверхностные морены за счет солнечного тепла и собственного веса постепенно погружаются внутрь льда, образуя внутреннюю морену.
Развитие долинных ледников обусловлено соотношением
двух объемов льда — объема, поступающего в троговую до34
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
лину из области питания (ледникового цирка), и объема льда,
успевающего растаять за то же время (за год). Если объем
поступающего льда больше, чем объем тающего, ледник увеличивается в объеме — наступает. Перед его фронтом может
сформироваться за счет ледникового выпахивания (скрепинга) морена напора. Если объемы тающего льда больше объемов льда, поступающего из области питания, ледник отступает, в окраинно-ледниковой (перигляциальной зоне) за
счет вытаивания морен «живого льда» образуется основная
морена. Она выстилает днище троговой долины, формирует
грядовый и беспорядочно холмистый микрорельеф. При равенстве объемов поступающего и тающего льда край ледника
занимает стабильное положение, перед его фронтом накапливается вал краевой морены.
Помимо собственно ледниковых отложений — морен, с
ледниками связаны водно-ледниковые образования. В горных ледниках они представлены камовыми террасами, возникающими за счет накопления талых вод в подпрудных
озерах на краях ледниковых языков и, в меньшей степени,
озами (отложениями наледных, внутриледных и подледных
потоков талых вод), а также зандрами (отложениями талых вод в перигляциальной зоне перед фронтом ледника).
Широкому распространению водно-ледниковых образований
препятствуют значительные запасы потенциальной энергии
рельефа — талые воды в основном выносят материал, обогащая им горный аллювий.
Цикличность ледникового процесса в горах, помимо климатических факторов, в значительной степени определяется
вертикальными тектоническими движениями, которые могут
изменять положение снеговой границы.
Ледники растекания сопоставляются с покровными
ледниками. Их развитие обусловлено глобальными изменениями климата. Покровные ледники отличаются от горных
существенно большими размерами. В их строении выделяются области питания — области ледниковых куполов, где
накапливается лед, и мощности его достигают нескольких
35
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
тысяч метров. От ледниковых куполов лед под действием
внутриледного давления растекается, образуя область ледниковых покровов с мощностью льда около одного километра. Далее эта область переходит в область ледниковых
языков (фестонов), где мощность льда измеряется сотнями метров. Распространение языков в значительной степени приурочено к крупным отрицательным формам рельефа.
Если покровы окружены морем, роль ледниковых языков
выполняют выводные ледники, которые переходят в шельфовые ледники. От края шельфовых ледников отламываются
крупные глыбы льда и даже обширные ледяные поля, образуя айсберги. Морскими течениями айсберги относятся
на большие расстояния и постепенно тают, содержащийся в
них обломочный материал попадает на морское дно, образуя
морскую морену.
Большая толщина льда в покровных ледниках обусловливает существенные различия его температуры на поверхности и в подошве. Поэтому такие ледники называются политермальными. Различия в температуре являются причиной
адвекции льда. Вследствие адвекции в подошве покровного
ледника возникают, закономерно чередуясь, талые зоны и
зоны примерзания. В талых зонах, где вода находится под
большим давлением, могут возникать условия для ледникового сквизинга –впрыскивания по трещинам разжиженного грунта от подошвы ледника в его внутренние области.
В зонах примерзания в процессе адвекции может происходить ледниковый скрепинг — выпахивание вмороженных обломков различной величины и внедрение их внутрь ледника.
Сквизинг и скрепинг — это основа ледниковой денудации
(экзарации), за счет которой в покровных ледниках накапливается морена.
В динамике покровных ледников, как и в динамике горных ледников, по соотношению поступающего из области
питания объема льда и объема тающего льда выделяют фазы
наступания ледника, его отступания и динамического равновесия. В перигляциальной зоне при этом могут формировать36
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ся напорная, основная и краевая морены. В областях былых
покровных ледников морены сложены песчано-суглинистым,
глинистым материалом с тем или иным количеством обломков пород разнообразного размера и петрографического состава. Обломки в различной степени окатаны и имеют характерную каплевидную форму ледогранников.
Существенно большее значение в покровных ледниках
имеют водно-ледниковые отложения, представленные камами — холмами, сложенными озерно-ледниковыми отложениями, озами — отложениями наледных, подледных или
внутриледных потоков талых вод, зандрами — многократно
наложенными друг на друга конусами выноса, образующимися перед фронтом ледника за счет талых вод. Они дополняются подпрудными озерно-ледниковыми отложениями. По
вещественному составу водно-ледниковые отложения представлены преимущественно разнозернистыми кварцевыми
песками с обломками дальноприносных пород. В них может
отмечаться однонаправленная косая слоистость речного типа,
или прерывистая параллельная слоистость (в озерно-ледниковых образованиях). Такая слоистость (ленточная, или варвослоистость) часто является сезонной слоистостью.
Среди форм ледниковой денудации в областях былого покровного оледенения выделяются «бараньи лбы»,
«курчавые скалы», «китовые спины». Все они несут следы
воздействия льда и находящихся в нем обломков пород —
штриховки, борозды, зеркала скольжения, сформированные на поверхности относительно прочных коренных пород.
В целом эти формы тяготеют к областям былого питания
ледников — былым ледниковым куполам. Кроме этих форм,
к этим областям приурочены отрицательные формы денудационного рельефа — ванны выпахивания, а также другие
образования.
Для перигляциальной зоны покровных ледников характерно накопление специфических отложений — лессов.
Они образуются первоначально за счет выноса стоковыми
ветрами пыли (продукта интенсивного физического выве37
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
тривания пород перед фронтом ледника). Эта пыль впоследствии осаждается и подвергается существенной переработке
мерзлотными, элювиальными и склоновыми процессами. В
зонах современного распространения многолетней мерзлоты эоловая пыль, пронизанная мощными ледяными жилами,
ледяными клиньями, наледями, образует специфические отложения — едому, из которой впоследствии при деградации мерзлоты образуются лессы. Лессы характеризуются
однородным минеральным составом с преобладанием кварца
(около 75 %), слабо выраженной слоистостью, значительной
пористостью и плащеобразным залеганием. Они формируются в ледниковые периоды и в разрезах чередуются с прослоями погребенных почв, отмечающими межледниковые эпохи.
Лессово-почвенные комплексы, таким образом, являются
важнейшими элементами при корреляции разрезов в картировании четвертичных отложений.
Подземное оледенение интенсивно развивается в условиях сурового климата с низкими температурами и малым
количеством атмосферных осадков. Оно в значительной степени является антиподом наземному оледенению и выражено формированием зоны многолетних мерзлых пород (зоны
вечной мерзлоты), мощность которой может достигать нескольких сотен метров. В верхней части разреза этой зоны
существует слой сезонного протаивания (деятельный слой),
в котором может формироваться своеобразный мерзлотный элювий (суглинки, смешанные со щебнем и глыбами),
протекать солифлюкционные и термокарстовые процессы.
Выделяется также лессово-ледовые (криогенно-эоловые)
осадочные накопления, содержащие мощные сингенетичные
жилы льда (уже упоминавшаяся ранее едома). Кроме того,
с мерзлотными процессами связаны морозобойные трещины,
ледяные жилы, полигональные грунты (каменные и трещинные полигоны), бугры пучения, наледи.
Полигональные грунты возникают при развитии морозобойных трещин вследствие неравномерного изменения
объема поверхностной части грунта при сильном и быстром
38
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
охлаждении. Трещинные полигоны (четырех-, пяти- и шестиугольники размером от долей метра до 50 м) сформированы
морозобойными трещинами глубиной до 5 и более метров и
шириной у поверхности 1—5 м. Осенью при замерзании воды
в трещинах образуются ледяные жилы (клинья). Ледяные
жилы, увеличиваясь в объеме, отжимают грунт вверх, вызывают образование валиков по краям полигонов высотой до
1 м и шириной 1—3 м (полигонально-валиковый рельеф). В
реликтовом состоянии трещинные полигоны и псевдоморфозы по ледяным клиньям могут сохраняться в ископаемом состоянии, свидетельствуя о былом развитии вечной мерзлоты.
Каменные полигоны образованы валиками щебня высотой до 0,3 м и имеют размеры от 0,5 до 7 м. Их образование
обусловлено морозной сортировкой неоднородного по составу деятельного слоя. Полигоны образуются на горизонтальных поверхностях, а на склонах формируются вытянутые по уклону каменные овалы.
Пятна-медальоны (медальонная тундра) представляют
собой круглые или овальные пятна размером до 5 м в поперечнике, плоские или слабо выпуклые, сложенные мелкоземом. Пятна разделены трещинами, отмеченными бордюром
из растительности. Образуются в мерзлотной дифференциации при отсутствии крупнообломочного материала.
Кипящие почвы (кипуны) образуются вследствие мерзлотных деформаций (криотурбаций) пластичного однородного грунта при неоднородном промерзании деятельного слоя. Представлены микроскладками, микросбросами и
взбросами. Криотурбации могут наблюдаться и в ископаемом состоянии.
Бугристый рельеф образован небольшими (до 5 м в поперечнике) буграми, сложенными мелкоземом, щебнем или
торфом на плоских заболоченных участках, или крупными
буграми (сотни метров в поперечнике и высотой до 10 м).
Крупные бугры могут быть сложены торфом, под которым
залегает минеральный грунт с линзами и жилами льда. Такие
формы называются гидролакколитами (булгунняхами).
39
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Среди наледей различают наземные, образующиеся при
выходе на поверхность речных вод, прорывающих замерзающее русло (речные наледи), а также при излиянии подземных вод (грунтовые наледи).
Литература к разделу 1.2.5: [1, 7, 8, 11].
1.2.6. Рельеф и отложения побережий океанов,
морей, озер и рек
Береговой линией называют линию пересечения поверхности моря (океана, озера, водохранилища, крупной реки) с
поверхностью суши.
Береговые зоны (побережья) — это области взаимодействия суши и акватории. Процессы, которые здесь возникают, напрямую связаны с волнами, волноприбойными движениями водных масс и волновыми течениями. Со стороны
суши береговые зоны представлены зоной относительно приподнятых береговых линий (приморьем) — территориями, на
которых развиваются в настоящее время или развивались в
прошлом волновые процессы. Со стороны моря современные
береговые зоны образованы подводным береговым склоном
(взморьем) — частью дна, где фиксируются современные
формы, связанные с волновой деятельностью, а также зоной
относительно погруженных береговых линий (прибрежным
мелководьем). Главным рельефообразующим фактором побережий являются волны.
Волны — это движение водных масс по замкнутым орбитам. Для волн различают такие элементы, как гребень и
ложбина волны, передний и задний склоны, длину — расстояние между гребнями; высоту — расстояние от гребня
до самой низкой точки ложбины. В плане выделяют фронт
волны — линию, проходящую по гребню, и луч волны —
линию перпендикулярную фронту волны и направленную в
сторону ее распространения. Волны характеризуются также
периодом, скоростью распространения. По происхождению
волны бывают фрикционными (ветровыми), сейсмогенными
40
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
(цунами), барическими (сейши), приливными и техногенными. В пределах взморья выделяют зону волн мелководья,
где глубины бассейна изменяются от глубин, равных высоте
волны, до глубин, равных половине длине волны. Здесь же на
глубинах, соответствующих двойной высоте волны, выделяют
линию забурунивания. На этой линии происходит частичная
перестройка волновых параметров. За пределами береговой
зоны, где глубины водоема больше половины длины волны
развиты волны глубокого моря. Они имеют симметричный
профиль, движения частиц здесь обладают круговыми орбитами. В зоне мелководья, вследствие торможения о дно,
орбиты частиц из круговых становятся эллиптическими, а
поперечный профиль волн — асимметричным. На глубинах,
меньших, чем высота волны, начинается зона прибоя (наката) — импульсного турбулентного движения водного потока в сторону берега. Турбулентный поток образуется при
разрушении волны, выходит на берег и останавливается в
вершине заплеска. Здесь часть воды фильтруется в наносы,
а часть стекает под действием силы тяжести в направлении
максимального уклона дна, образуя откатный поток (откат). Непосредственно волноприбойными движениями воды
обусловлено поперечное перемещение наносов. При этом
для каждой из частиц наносов определенной крупности формируется профиль динамического равновесия подводного
берегового склона. Волны, подходя к берегу под прямым
углом, на глубине, равной половине длины волны, начинают
воздействовать на частицы наносов и совместно с силой тяжести перемещать их в сторону глубокого моря. Чем ближе
к берегу, тем сильнее асимметрия скоростей волновых движений, и в некоторой (нейтральной) точке прямые скорости
полностью уравновесят суммарное воздействие обратных
скоростей и силы тяжести. Частицы наносов здесь будут совершать лишь колебательные движения, не перемещаясь ни
к берегу, ни от него. Совокупность нейтральных точек вдоль
берега образует нейтральную линию для наносов данной
крупности. Выше нейтральной точки прямые скорости будут
41
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
превосходить суммарное действие силы тяжести и обратных
скоростей. Частицы наносов будут перемещаться в сторону
берега. Положение нейтральной линии не остается постоянным, так как углубление обеих зон будет обусловливать
изменение углов наклона дна и глубин. В конечном счете обе
зоны сомкнутся, а профиль берега приобретет форму вогнутой кривой (профиля динамического равновесия), поскольку в каждой его точке смещение частиц вверх или вниз прекратится. Для частиц различной размерности формируется
свой профиль динамического равновесия, и, таким образом,
происходит сортировка обломочного материала. Скопление
наносов в зоне действия прибойного потока называется пляжем. Он сложен обычно более крупными наносами, чем подводный береговой склон. Пляж полного профиля — это двускатный пляж. Он образуется на отлогих берегах и имеет
вид берегового вала с более крутым склоном, обращенным
к берегу. Пляж неполного профиля — прислоненный пляж,
формируется у крутого уступа. Подводные валы — это аккумулятивные формы, сложенные обычно песком, протягивающиеся параллельно друг другу и берегу на несколько
километров, формируются в зоне забурунивания, где волны
теряют часть своей энергии и сбрасывают наносы. Множественность валов связана с тем, что волны разной балльности испытывают забурунивание на разных глубинах.
Значительно больших размеров, чем подводные валы,
достигают бары, которые в своем развитии проходят три
стадии: подводную, островную и береговую. Они протягиваются вдоль изрезанных низменных берегов на несколько
десятков и сотен километров, имеют превышение над уровнем моря до 20—30 м и отделяют от моря прибрежную акваторию (лагуну). Происхождение баров дискуссионное.
Предполагается, что оно связано с повышением уровня океана в послеледниковое время, когда началась перестройка
профиля затопленных равнин.
С волнами связаны волновые течения. Вдольбереговые
течения возникают при несовпадении направления прибоя с
42
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
направлением отката. Разрывные течения формируются в
области ветровой тени, которая образуется за препятствием на пути распространения волн (островом, мелью). Разрывные течения направлены от берега к этому препятствию.
Донные противотечения образуются на участках резкого
увеличения глубины береговой зоны и направлены от берега.
Волновые течения порождают продольное перемещение
наносов и образование соответствующих аккумулятивных
форм. Массовое перемещение наносов в одном направлении
называется потоком наносов. Поток наносов характеризуется мощностью (объемом наносов, который реально перемещается за год), емкостью (объем наносов, который течение способно перемещать). Отношение мощности к емкости
называется насыщенностью потока. Если это отношение
равно 1, ни размыва берега, ни накопления наносов не происходит. Если насыщенность меньше 1, происходит размыв
берега. При значениях больших 1, наносы накапливаются,
образуется аккумулятивный рельеф. Простейшие из форм
такого рельефа связаны с вдольбереговыми течениями и возникают в процессе заполнения входящего угла контура берега (примкнувшие формы — аккумулятивные террасы в
вершинах заливов) или огибания выступа берега (свободные
аккумулятивные формы — косы). Разрывным течением обусловлены аккумулятивные формы, причленяющие остров к
берегу (замыкающие аккумулятивные формы — томболо,
или переймы). Другие замыкающие формы (пересыпи) могут
возникать в процессе роста кос и достижения ими противоположного берега.
Кроме аккумуляции наносов в пределах побережий может осуществляться абразия берегов — их разрушение. Различают механическую абразию (разрушение берега ударом
прибоя вместе с обломками пород), химическую абразию
(растворение пород морской водой), термическую абразию
(разрушение берегов, сложенных мерзлыми породами или
льдом). Для берегов, подверженных абразии, характерными
формами рельефа являются крутые абразионные уступы —
43
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
клифы. В основании клифов под действием прибоя формируется волноприбойная ниша, к которой со стороны моря
примыкает абразионный педимент — бенч. Скорость абразии оценивается величиной отступания бровки уступа за год.
Развитие аккумулятивных и абразионных форм обусловливает выравнивание береговой линии.
Специфические формы берегового рельефа могут быть
связаны с приливами и отливами, которые возникают под
гравитационным воздействием Луны и Солнца. При полнолунии и новолунии (эти фазы Луны называются сизигиями)
приливы достигают максимальных величин. Минимальные
приливы наблюдаются в квадратурные фазы Луны. На приглубых берегах приливных морей приливы усиливают абразию. На отмелых берегах, вследствие большей скорости
прилива по сравнению с отливом, происходит накопление
наносов и образование аккумулятивной формы (осушки, или
ватта). Постепенное нарастание поверхности осушки приводит к тому, что она затопляется только в максимальные
приливы. На бывшей осушке поселяется растительность, и
осушка становится маршем. Дальнейшее поднятие поверхности преобразует марши в польдеры. Вследствие приливноотливных течений могут возникать подводные эрозионные
и аккумулятивные формы: желоба, песчаные гряды и песчаные волны. Желоба и гряды — линейные формы длиной
десятки километров, шириной 1—2 км, при относительных
превышениях до 20 м. Песчаные волны осложняют гряды и
напоминают сильно увеличенные знаки волновой ряби.
На тропических побережьях могут формироваться коралловые берега. При этом ведущая роль в их развитии принадлежит рифообразующим организмам — мадрепоровым
кораллам, сопутствующим им известковым водорослям, гидроидным организмам и мшанкам. Различают окаймляющие
рифы (подводные террасы, примыкающие непосредственно
к берегу), барьерные рифы (отстоящие от берега барьеры,
часто маркирующие бровку шельфа), кольцевые рифы, или
атоллы (образующиеся на вулканических островах в океане).
44
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Вследствие эвстатических изменений уровня Мирового
океана, а также в результате активных вертикальных тектонических движений формируются поднятые береговые линии —
морские террасы. Как и в речных террасах, в них выделяют
тыловой шов, поверхность, бровку и уступ. По геологическому
строению уступа выделяют террасы абразионные (выработанные в коренных породах), аккумулятивные (уступ полностью
сложен наносами), цокольные (в уступе выделяется цоколь —
коренные породы и наносы). Высота террасы определяется по
высоте тылового шва над урезом воды.
Литература к разделу 1.2.6: [1, 2, 3, 11].
1.2.7. Эоловый рельеф и эоловые отложения
Созданные ветром формы рельефа и отложения делятся на два типа — азональные и зональные. Азональный эоловый рельеф образуется в любых климатических поясах и
обусловлен наличием незакрепленного песка и ветра. Чаще
всего эти условия реализуются в пределах береговых зон и
в перигляциальных областях. В береговых зонах источником
незакрепленного песка являются пляжи, береговые валы, а
постоянные ветры имеют бризовый характер. В перигляциальных зонах источником песка являются зандры, а постоянный по направлению ветер формируется стоковыми потоками воздуха над поверхностью ледника. Азональные формы,
кроме того, часто возникают вследствие техногенных причин
при разрушении дернины, уничтожении лесного покрова на
песчаных грунтах. Эоловые отложения напрямую связаны с
аккумулятивными эоловыми формами, которые могут быть
представлены кустовыми песками, плоскими, вздутыми, параболическими и линейными дюнами.
Кустовые пески — аккумулятивные формы, возникающие перед препятствием (кустами растительности) на пути
ветропесчаного потока. По мере накопления песка эти формы могут преобразоваться в плоские дюны, песчаные изометричные в плане холмы. Дальнейшее увеличение количества
45
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
песка приводит к образованию завихрений с подветренной
стороны холмов и формированию асимметричных вздутых
дюн. Вздутые дюны при дальнейшей их эволюции могут превратиться в подвижные формы — параболические дюны
(серповидные в плане песчаные формы, выпуклая часть которых направлена по ветру). При большой мощности песчаных
отложений развиваются линейные поперечные дюны — песчаные волны, перемещающиеся по направлению ветра. При
сложном рельефе эти формы могут быть разорваны и превращены в продольные линейные дюны.
Зональный эоловый рельеф — это рельеф областей сухого климата (пустынь). Области пустынь характеризуются
малым количеством атмосферных осадков (менее 200 мм/
год), крайне неравномерным их выпадением по времени, приводящим к образованию быстро исчезающих мощных водных
потоков и озер (эфемерид), интенсивным физическим (температурным) выветриванием, наличием сильных вихревых
потоков сухого воздуха (ветров). Сочетание перечисленных
факторов определяет сложный характер рельефа пустынь,
где наряду с эоловыми формами распространены флювиальные формы. Специфической макроформой рельефа пустынь
является больсон — бессточная (замкнутая) котловина. В
идеальной структуре больсона выделяется его центральная часть — глинисто-солончаковая пустыня (плайа, такыр). Она обрамляется песчаной пустыней (кумы, сериры,
реги), вокруг которой расположена щебнистая и каменистая пустыня (гамада). Периферия больсона представлена
денудационными останцами (пустынными городами). При
длительном отсутствии атмосферных осадков главными процессами в пределах пустынь являются интенсивное (в основном физическое) выветривание коренных пород и ветер. С
выветриванием связано образование обломков разного размера, вплоть до алевритов (пыли). Ветер перемещает песчаную фракцию и формирует аккумулятивный эоловый рельеф, а пыль поднимает на большую высоту (до нескольких
километров) и выносит за пределы пустыни, где эта пыль
46
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
дает начало образованию пустынных лессов. Помимо аккумулятивных форм, с ветром связаны процессы денудации — дефляция (развевание песка) с образованием лунковых песков и котловин выдувания (ярдангов), а также
корразия (обтачивание выходов коренных пород ветропесчаными струями) с образованием разнообразных по форме
денудационных останцев. В пределах «пустынных городов»
особенно интенсивно процессы выветривания и корразии
проходят вдоль зон повышенной трещиноватости, имеющих
чаще всего прямолинейный характер. В моменты хоть и кратковременных, но интенсивных осадков продукты выветривания водными потоками удаляются от подножия склонов в
зонах повышенной трещиноватости и создают своеобразные
«улицы» и «переулки», разделяющие «кварталы» денудационных останцев. Водные потоки, устремляясь к центру
больсона, постепенно теряют энергию и сортируют влекомый ими обломочный материал, сбрасывая вначале щебень
(щебнистая, или каменистая пустыня), затем песок (песчаная
пустыня). В центральной части больсона формируется эфемерное озеро, в котором накапливается глинисто-алевритовая фракция. При высыхании озера к тонкой фракции может
добавляться соль и формируется глинисто-солончаковая пустыня, представляющая собой аккумулятивную поверхность
выравнивания. Эта поверхность осложняется полигонами
трещин усыхания или соляными торосами. Наиболее сложным рельефом обладают песчаные пустыни. Среди наиболее
важных аккумулятивных форм здесь выделяются барханы —
серповидные в плане скопления песка, острые концы которых ориентированы по направлению ветра. Бархан — это
подвижная форма. Она образуется из кучевых песков, проходя стадии плоской (щитовой) и вздутой дюны. Скорость
движения бархана уменьшается по мере увеличения его размера, поэтому мелкие формы могут догонять более крупные
и, осложняя их, создавать полисинтетические барханы.
Калибруясь по размерам, барханы могут выстраиваться в
барханные цепи, которые, постепенно соединяясь концами,
47
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
преобразуются в граблевидные дюны, а также в продольные
и поперечные дюны (грядовые пески) — мощные песчаные
волны. Но самыми крупными аккумулятивными песчаными
формами являются пирамидальные и прислоненные дюны,
высота которых может достигать 150 м. Они формируются
в результате интерференции ветров различных направлений.
Наиболее мелкие аккумулятивные формы представлены ветровой рябью.
Эоловые отложения пустынь — это в основном песок.
Его отличают хорошая сортировка, преимущественно мономинеральный кварцевый состав. За пределами пустынь и по
их окраинам за счет эолового выноса и последующих элювиальных процессов образуются лессы. По своему минеральному составу они мало отличаются от перигляциальных лессов.
Однако в противоположность перигляциальным лессам, образующимся в продолжение холодных климатических эпох,
лессы пустынь приурочены к теплым эпохам, когда пустыни
увеличиваются в размерах, все процессы в них достигают
максимума своей интенсивности. В эпохи похолодания климата эоловый вынос сокращается, повышается влажность
воздуха, и формируются почвы.
Литература к разделу 1.2.7: [1, 8, 11, 16].
1.2.8. Техногенный рельеф и техногенные отложения
Техногенный рельеф и связанные с ним отложения относятся к особому генетическому типу. Его специфика изучается относительно недавно сформировавшимся направлением геоморфологии — экологической геоморфологией.
Среди положительных форм техногенного рельефа можно
выделить различные сооружения — от небольших жилых построек сельских районов до многоэтажных городских жилых
зданий, а также промышленных (заводских и фабричных)
корпусов, плотин гидроэлектростанций и прочих индустриальных объектов. Они обычно сгруппированы в комплексы
форм — населенные пункты. Важно отметить, что подобные
48
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
формы являются также «аккумулятивными образованиями», состоящими из своеобразных «техногенных отложений», не встречающихся в природе (железобетона, глиняного и силикатного кирпича, различных видов пластмасс и
пр.). К особым аккумулятивным формам техногенного рельефа относятся весьма важные в экологическом отношении
хранилища промышленных и бытовых отходов. Среди отрицательных (денудационных) форм техногенного рельефа
следует указать, в первую очередь, на объекты горнодобывающей промышленности — многочисленные карьеры разнообразных размеров, шахты, штольни и другие подземные
горные выработки. С ними в парагенетической ассоциации
находятся отвалы, терриконы — аккумулятивные формы,
образованные перемещенными природными образованиями
(горными породами). Важной особенностью техногенного
рельефа является чрезвычайно высокая (с геологических позиций) скорость формирования, быстрое увеличение занятых ими площадей, а также многообразное влияние на ход
естественных экзогенных геологических процессов.
Литература к разделу 1.2.8: [10].
1.3. Морфоструктурный рельеф
Морфоструктурный рельеф — это рельеф, обусловленный тектоникой региона. Он представлен формами, синхронными неотектоническим движениям, а также структурно-денудационным рельефом, отражающим древние тектонические
структуры, проявляющиеся через различия горных пород по
их устойчивости к процессам денудации.
1.3.1. Рельеф, обусловленный неотектоническими движениями
и новейшими магматическими процессами
Термин «неотектоника», «новейшая тектоника» был
предложен Владимиром Афанасьевичем Обручевым, а затем
более подробно рассмотрен в работах Николая Ивановича
49
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Николаева и Сергея Сергеевича Шульца для обозначения
тектонических движений неогена и четвертичного периода,
движений, во многом обусловивших весь современный облик
земной поверхности как на суше, так и в пределах дна Мирового океана. В современной трактовке продолжительность
неотектонического этапа включает, кроме неогена и четвертичного периода, верхний олигоцен. С неотектоническим
этапом связано образование наиболее крупных современных
тектонических форм рельефа Земли, таких как материки и
океаны. В пределах материков выделяются морфоструктуры второго порядка — горные и равнинные страны. Горный рельеф приурочен к подвижным поясам, зонам тектонической активизации платформ, к областям рифтогенеза, а
также активного вулканизма. Горный рельеф обладает абсолютными высотами более 500 м над уровнем моря, резко
расчлененным рельефом с превышениями вершин над днищами долин не менее 200 м. Выделяют горы: низкие (до 1000 м),
средние (до 2000 м), высокие (до 4000 м) и наивысшие (более 4000 м). Основная форма горного рельефа — это гора
(обособленное резко выраженное возвышение более 200 м).
Основные элементы горы — вершина, склоны и подошва.
Из гор могут формироваться горные хребты (цепи). Сочетание хребтов образует горные массивы (узлы), нагорья,
плоскогорья. Из наиболее крупных отрицательных форм выделяются межгорные впадины. Менее крупными формами
являются межгорные долины.
Под равнинами понимают обширные участки земной
поверхности с абсолютными отметками менее 500 м и относительными превышениями не более 200 м. Равнины приурочены к платформам, к днищам межгорных прогибов. Различают низменные равнины (низменности) с абсолютными
высотами до 200 м и возвышенные равнины (возвышенности) с высотами от 200 до 500 м. Наиболее высокие из них
называются плато. Среди равнин выделяют денудационные,
аккумулятивные и полигенетические. Кроме того, равнины квалифицируются по ведущему экзогенному процессу
50
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
(аллювиальные, моренные, морские и т. д. равнины). В морфологическом отношении среди равнин различают равнины
холмистые, ступенчатые, увалистые и комбинированные.
С магматическими процессами связаны вулканические
формы рельефа, а также вулкано-тектонические, возникающие вследствие дислокаций, вызванных перемещениями магмы
и выходами гидротерм. Важной особенностью такого рельефа
является быстрый и импульсный характер его образования. По
степени сохранности форм вулканического рельефа выделяются области современного и угасшего вулканизма. Преобладают
аккумулятивные формы, всегда переработанные денудацией.
Генетически с ними связаны разнообразные отложения: эффузии (излияния жидкой лавы, формирующие лавовые потоки),
экструзии (выдавленная застывшая лава, образующая лавовые
обелиски, купола), эксплозии (газово-взрывные выбросы пирокластического материала и обломков пород, участвующих в
сложении вулканических конусов), тефроиды (аллохтонные,
свежепереотложенные массы пирокластики — горячие и холодные лахары), поствулканиты (натечно-термальные и газовые). Среди вулканических форм выделяют формы, связанные
с извержениями центрального и трещинного типов.
В настоящее время на суше наиболее распространены
стратовулканы — аккумулятивные конусообразные горы,
склоны которых могут осложняться боковыми конусами.
Мощные взрывы могут резко расширять кратеры и формировать кальдеры взрыва, шириной до 4 км, возникающие на
месте боковых частей конуса. На склонах вулкана, покрытых
рыхлой пирокластикой, развиваются глубокие эрозионные
промоины — барранко.
Щитовые вулканы образуются при извержении базальтовых лав, отличающихся высокой текучестью. Склоны этих вулканов очень пологие (до 10°), вулканы образуют щитовую возвышенность, в центре которой находится центральный кратер.
Экструзивные купола возникают при излияниях вязкой
кислой лавы. Это караваеобразные холмы высотой до 400 м,
скрывающие под собой жерло вулкана.
51
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Маары — это вулканические кратеры однократного
взрывного действия. Главным их элементом является округлое конусовидное понижение, окруженное незначительной
высоты валом. Диаметр понижения от 200 м до 3 км, глубина
от 60 до 400 м. Вулканические продукты встречаются в небольших объемах или вовсе отсутствуют. На их дне — раздробленные местные породы. Близки маарам трубки взрыва, заполненные кимберлитом или вулканическим туфом.
Формы рельефа, обусловленные трещинными излияниями, в настоящее время образуются редко. Они формируют
обширные ровные или ступенчатые вулканические плато.
На поверхности плато возвышаются мелкие вулканические
кратеры и шлаковые конусы, расположенные цепочками
вдоль трещин. Плато бывают прорезаны глубокими эрозионными ущельями.
Вулкано-тектонические формы представлены котловинами оседания, кальдерами проседания, возникающими в
результате оседания центральной части вулканического конуса, с образованием кольцевого гребневидного вала — соммы. Размер кальдер могут достигать 28 км в диаметре при
глубине до 800 м. С поднятиями магмы связаны вулканотектонические возвышенности.
Псевдовулканические формы представлены грязевым
вулканизмом, приуроченным к синклинальным зонам с глинистыми толщами, насыщенными газом и водой. Они выражены конусовидными холмами (сопками) с несколькими
кратерами.
1.3.2. Структурно-денудационный (литоморфный) рельеф
При воздействии денудационных процессов горные породы, в зависимости от их состава, определяющего механическую прочность и способность сопротивляться денудации,
разрушаются с разной скоростью. Благодаря этому препарируется характер их залегания — «откапывается» древняя
тектоническая структура. Возникающие неровности земной
52
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
поверхности относятся к категории структурно-денудационного (литоморфного) рельефа. При его формировании
определяющее значение имеют бронирующие породы — породы, отличающиеся более высокой противоденудационной
устойчивостью от окружающих их пород. Такой рельеф может развиваться в слоистых толщах (осадочных, вулканогенно-осадочных, вулканогенных породах), в интрузивных и
экструзивных образованиях. Он может быть связан с разрывными нарушениями (трещиноватостью, разломами).
В слоистых толщах при горизонтальном залегании бронирующих горизонтов возникают столовые горы и столовые
возвышенности (в равнинном рельефе). Склоны таких гор и
возвышенностей могут осложняться структурными террасами. При моноклинальном залегании бронирующих горизонтов
образуются квесты и гряды. Квеста, или куеста (от испанского questa — косогор) — это асимметричная в поперечном
профиле гряда, у которой пологий склон совпадает с кровлей
бронирующего горизонта. Это условие может соблюдаться при
углах падения бронирующего слоя не более 20°. При более крутом залегании (вплоть до вертикального) образуются гряды.
В случае складчатого залегания слоев могут наблюдаться как
прямые морфоструктуры (антиклиналям в рельефе соответствуют хребты или возвышенности, а синклиналям — долины),
так и обращенные (антиклиналям соответствуют отрицательные формы рельефа, а синклиналям — положительные).
При выходе на поверхность интрузивных тел препарируется их форма и образуются денудационные останцы,
соответствующие этой форме — дайки, штоки, силы и т.п.
Разрывные нарушения снижают противоденудационную
устойчивость пород (или повышают — в случае развития по
ним цементирующей вторичной минерализации или магматических образований). В рельефе они проявляются линеаментами — спрямленными элементами геоморфологического
ландшафта.
Литература к разделу 1.3: [1, 2, 5, 11, 14].
53
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
1.4. Геоморфологическое картирование
и картографирование
Характер рельефа той или иной территории отражается
на геоморфологических картах. При этом различают собственно геоморфологическое картирование — комплекс
методов изучения рельефа и геоморфологическое картографирование — способы изображения данных о рельефе на
геоморфологических картах. Спецификой методики изучения рельефа в процессе геоморфологического картирования
является сочетание морфологического, морфометрического
и историко-генетического подходов.
Морфографические методы основаны на непосредственном наблюдении внешнего облика форм и их элементов, выявлении их особенностей и типологических черт, на изучении
их пространственного взаимоотношения. Такое наблюдение
осуществляется как в полевых условиях, так и с помощью
дистанционного зондирования (изучения рельефа по аэрофотоснимкам и космическим снимкам, полученным с помощью различных технических средств, как в оптическом, так и
в радарном диапазонах). Важнейшую роль в морфографических исследованиях играют разномасштабные топографические карты. Среди морфографических методов особое место
принадлежит линеаментному анализу, объединяющему множество методик исследования отражения в рельефе разрывных нарушений (разломов, трещиноватости). В геологической
съемке морфографический анализ, кроме того, занимает важнейшее место, поскольку часто позволяет непосредственно по
аэрофотоснимкам выделять геологические границы, выраженные в литоморфном (структурно-денудационном) рельефе.
Морфометрические методы основаны на анализе количественных параметров земной поверхности. Большое значение при этом имеют методы математической статистики.
Морфометрический анализ включает множество разнообразных методик, которые используются, в частности, при
поисках месторождений нефти и газа, россыпей золота и др.
54
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Геологические методы направлены на установление связи рельефа с геологическим строением территории (морфогеологические методы), выявление особенностей происхождения форм рельефа (морфолитогенетические методы) и
их возраста (морфогеохронологические методы).
Географические методы применяются для выяснения условий рельефообразования в настоящее время и в прошлом.
Историко-геоморфологические методы (методы палеогеоморфологии) предназначены для установления истории
формирования рельефа. В эту же группу методов входят и
методы анализа геоморфологических циклов, выделения и
изучения разновозрастных поверхностей выравнивания.
1.4.1. Типы геоморфологических карт
Геоморфологические карты входят в качестве неотъемлемой части в состав работ по государственной геологической съемке. Их масштабы соответствуют масштабам геологических карт: обзорные карты (масштабы от 1 : 10 000 000
до 1 : 1 500 000), мелкомасштабные (1 : 1 000 000, 1 : 500 000),
среднемасштабные (1 : 200 000, 1 : 100 000), крупномасштабные (1 : 50 000, 1 : 25 000, 1 : 10 000). По содержанию геоморфологические карты разделяются на общие, частные и
специальные.
Общие геоморфологические карты характеризуют рельеф с трех сторон — морфологической, генетической и
хронологической. Это наиболее полная характеристика рельефа.
Частные геоморфологические карты используются
при изучении каких-то отдельных сторон рельефа (генезиса, возраста и др.).
Специальные геоморфологические карты представляют отдельные параметры рельефа (уровень вертикального и
горизонтального расчленения, плотности распределения отдельных форм и т. п.).
55
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
1.4.2. Способы изображения геоморфологических объектов
Изображение (картографирование) геоморфологических объектов проводится с помощью геоморфологических
легенд — систем условных обозначений. Выделяют аналитические, синтетические и комбинированные легенды.
Аналитические легенды основаны на применении независимых систем условных знаков, накладывающихся друг на
друга.
Синтетические легенды предусматривают предварительное районирование рельефа территории по совокупности признаков. При этом используется одна система условных знаков.
В комбинированных легендах используются в комплексе приемы как аналитических легенд, так и синтетических.
Среди систем условных знаков выделяются: закраска
контуров (цвет и оттенки цвета), штриховки, крап, изолинии,
линии, внемасштабные знаки, индексы.
Закраска контуров может быть использована в аналитических легендах для выделения генезиса и возраста (оттенок
цвета) рельефа или его морфологии. В синтетических легендах цвет используется для обозначения выделенных районов.
Штриховки (в том числе и цветные) в аналитических легендах могут обозначать любые из основных характеристик
рельефа. В синтетических легендах черная штриховка может
заменять цвет, если карта в черно-белом варианте входит в
качестве иллюстрации в текст.
Крап может выполнять те же функции, что и штриховка.
Изолинии применяются при количественных характеристиках рельефа.
Линии (как черные, так и цветные), кроме геоморфологических границ, могут быть использованы для обозначения ребер рельефа (бровок террас, тальвегов, водоразделов
и др.).
Внемасштабные знаки применяются для обозначения
отдельных наиболее важных форм рельефа (карстовых во56
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ронок, растущих оврагов, оползней и т. п.). Стрелки могут
применяться для указания направлений (например, направления преимущественного движения льда).
Индексы (буквы, цифры) имеют различное информационное назначение (для обозначения возраста форм, номеров
террас и т.п.).
Литература к разделу 1.4: [1, 13, 14].
57
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
2. СТРАТИГРАФИЯ, ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ
И КАРТИРОВАНИЕ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Четвертичная система (антропогеновая система,
квартер) характеризует самый молодой и самый короткий
период геологической истории Земли. В пределах территории России при геологическом картировании за начало
четвертичного периода (системы) принят рубеж 1,8 млн лет
назад (рис. 1). Четвертичная система в общей стратиграфической схеме делится на два надраздела: голоцен (от 10 тыс.
лет назад и доныне) и плейстоцен (от 1,8 млн лет назад до
10 тыс. лет назад). В плейстоцене выделяются разделы: эоплейстоцен (от 1,8 млн лет назад до 800 тыс. лет назад) и
неоплейстоцен (от 800 тыс. лет назад до 10 тыс. лет назад).
Разделы состоят из звеньев: нижний и верхний эоплейстоцен; нижний, средний и верхний неоплейстоцен. В каждом
звене выделяются ступени, каждая из которых соответствует
одному холодному (ледниковому) или теплому (межледниковому) промежутку времени.
На общую стратиграфическую схему, действующую на всей
территории России, опираются региональные стратиграфические схемы, в которых вместо абстрактных ступеней включены
горизонты — конкретные эталонные разрезы, характеризующие теплые или холодные промежутки времени на конкретных
территориях (Русская равнина, Западная Сибирь и др.). Горизонты имеют собственные названия, сопоставляющиеся обычно
с географическим местоположением эталона. К региональным
схемам привязаны местные стратиграфические схемы, в которых отдельным столбцом добавлены свиты, серии, толщи.
Общая международная стратиграфическая схема
квартера включает несколько иные подразделения: плейстоцен и голоцен (см. рис. 1). Нижний (ранний) плейстоцен
выделяется в интервале от 2,5 до 0,8 млн лет назад, средний
плейстоцен — от 0,8 до 0,13 млн лет назад, верхний (поздний) плейстоцен — от 0,13 до 0,01 млн лет назад. Последние
10 тыс. лет соответствуют голоцену.
58
Рис. 1. Стратиграфические схемы четвертичных отложений.
Жирным шрифтом показаны холодные (ледниковые) эпохи
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
59
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Важнейшими событиями квартера были интенсивные
тектонические движения и вулканизм, являющиеся частью
неотектонического этапа; великое материковое оледенение
Северного полушария, оказавшее существенное влияние на
преобразование растительности и животного мира планеты;
появление и развитие Человека, его материальной культуры и, как следствие, превращение человеческой цивилизации
во все более мощный фактор воздействия на природу. Эти
события, а также общая кратковременность четвертичного
периода, особенности четвертичных отложений стали причиной выделения четвертичной геологии в самостоятельную
науку. И если методы изучения вещественного состава четвертичных отложений практически не отличаются от методов изучения состава более древних образований, то методы
стратиграфии и корреляции разрезов, опирающиеся в значительной степени на климатостратиграфические принципы,
обладают существенными отличиями.
2.1. Методы стратиграфии и корреляции разрезов
Все методы можно разделить на несколько групп: 1) биостратиграфические, объединяющие палеофаунистические и
палеофлористические методы; 2) физические методы; 3) геологические и геоморфологические методы.
2.1.1. Палеофаунистические методы
Палеофаунистические методы основаны на изучении фаунистических остатков, прежде всего, как индикаторов климатических условий. Поэтому такие остатки рассматриваются в
составе фаунистических комплексов, характеризующих биоту
определенных территорий на различных этапах геологического
развития. Важнейшими методами являются методы изучения
комплексов крупных млекопитающих и методы изучения комплексов мелких млекопитающих. В нашей стране основоположником изучения фауны крупных млекопитающих четвертичного
60
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
периода является В. И. Громов, который выделил и описал для
Восточной Европы фаунистические комплексы крупных млекопитающих (1932—1937 гг.), характеризующие основные этапы развития природы Северного полушария в четвертичном периоде. Каждый комплекс соответствует зоне распространения
форм слонов мамонтовой линии. Позднее перечень комплексов
был дополнен различными авторами и сейчас включает молдавский и хапровский (конец плиоцена); псекупский (одесский)
и таманский (эоплейстоцен); тираспольский, отвечающий
нижнему неоплейстоцену (до 380 тыс. лет назад); сингильский
(начало среднего неоплейстоцена, лихвинское межледниковье);
хазарский, охватывающий остальную часть среднего звена (до
130 тыс. лет назад); мамонтовый, или верхнепалеолитический, характеризующий верхнее звено неоплейстоцена; современный, относящийся к голоцену.
Молдавский комплекс выделен несколько позже остальных, известен как комплекс гиппарионовой фауны, характеризуется распространением гиппарионов (трехпалых
предков лошадей), мастодонтов — Anancus arvernensis, носорогов, оленей, верблюдов, антилоп, саблезубых тигров и
других животных.
Хапровский комплекс (стратотип — станция Хапры, северное побережье Азовского моря) выделен в 1932—1937 гг. и
имеет нижнюю границу по палеомагнитным данным в верхах
хрона Гаусс. Руководящий вид слонов Archidiscodon gromovi.
Кроме него, комплекс включает мастодонтов, этрусских носорогов, кавказских эласмотериев, лошадей (лошадь Стенона).
Псекупский комплекс (1932) назван по р. Псекуп (у станицы
Бакинская) с руководящим видом Archidiscodon meridionalis.
В 1965 г. псекупский комплекс был заменен одесским комплексом мелких млекопитающих (А. И. Шевченко, 1965), но
в 1982 г. псекупский комплекс был восстановлен в первоначальном значении (Э. А. Вангенгейм, 1990).
Таманский комплекс (северный берег Таманского полуострова, Синяя балка) характеризуется распространением
слонов вида Archidiscodon meridionalis tamansensis. В него
61
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
также входят этрусский носорог, зюссенборнская лошадь,
кавказский эласмотерий и др.
Тираспольский комплекс выделен М. В. Павловой в 1925 г.
у г. Тирасполя. Руководящий вид — Archidiscodon trogonteri.
Комплекс также включает этрусского носорога (поздний подвид), мосбахскую лошадь, бизона Шетензака, широколобого
лося, оленя и др.
Сингильский комплекс выделен в 1961 г. с руководящей
формой Palaeoloxodon antiquus и сопоставляется с лихвинским межледниковьем Русской равнины. Сингильская фауна описана впервые в 1932 г. в Нижнем Поволжье. Кроме
руководящей формы, комплекс объединяет носорога Мерка,
сибирского эласмотерия, лошадь, гигантского оленя и др.
Хазарский комплекс описан В. И. Громовой в 1932 г. под
названием «волжская фауна» в стратотипе Черный яр у с.
Никольское. Руководящий вид — Mammuthus chozaricus. В
комплекс входят также хазарская лошадь, верблюд Кноблоха, длиннорогий бизон, сайга, шерстистый носорог, сибирский эласмотерий и др.
Мамонтовый (верхнепалеолитический) комплекс делится на раннюю и позднюю стадии с ранней и поздней формами Mammuthus primigenius. Ранний подкомплекс, кроме
мамонта, объединяет шерстистого носорога, каболлоидную
лошадь, северного оленя, овцебыка, бизона и др. В позднем
подкомплексе — шерстистый носорог, лошадь, короткорогий бизон, овцебык, северный олень, лемминг и др.
Комплексы крупных млекопитающих несколько позже и
с меньшей детальностью были выделены для Северной Америки в интервале от начала неогена до квартера включительно. Четвертичный период характеризуется веком млекопитающих ирвингтон, включающим такие подразделения, как
сапп, отвечающий эоплейстоцену и примерно сопоставляющийся с псекупским и таманским комплексами Громова; кудах (примерно сопоставляющийся с тираспольским комплексом); шеридан (коррелируется с сингильским, хазарским и
мамонтовым комплексами вместе взятыми).
62
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Мелкие млекопитающие (грызуны, зайцеобразные) для
целей стратиграфии в нашей стране начали изучаться с шестидесятых годов прошлого века и стали использоваться как
для выделения самостоятельных комплексов, так и для более
дробного расчленения комплексов В. И. Громова. Если находки костных останков крупных млекопитающих в значительной
степени случайны, то изучение комплексов мелких млекопитающих может быть включено в проекты геолого-съемочных работ. И в этом заключается их важное практическое значение.
Сам процесс опробования состоит в том, что из изучаемого
обнажения отбирают породу (обычно песчаные или глинистопесчаные отложения) и промывают в воде через мелкое сито.
Из остатка на сите выбирают зубы, фрагменты частей скелета
мелких млекопитающих. Промывку продолжают до тех пор,
пока будет отобрано не менее 100 экземпляров. В лабораторных условиях определяют видовой состав млекопитающих, используя метод актуализма, реконструируют среду их обитания
(палеогеографические и палеоклиматические условия), принадлежность к определенному фаунистическому комплексу по
наличию руководящих форм.
Для стратиграфии субаквальных отложений может
быть использована фауна моллюсков, позволяющая определять палеотемпературные условия, изменения уровня солености водоемов.
Среди других методов палеофаунистических исследований можно назвать изучение фауны фораминифер, радиолярий, использующихся при расчленении морских отложений.
2.1.2. Палеофлористические методы
Среди палеофлористических методов ведущее место занимает палинологический (спорово-пыльцевой) анализ.
Он основан на изучении состава растительности по составу спор и пыльцы, выделенных из изучаемых отложений.
Из хорошо зачищенных обнажений отбирают пробы весом
150—200 г с интервалом 10—15 см. Может быть опробован
63
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
также керн скважин. Пробы с кратким описанием разреза
и указанием мест отбора передают в палинологическую лабораторию. Там они подвергаются специальной обработке,
которая позволяет выделить споры и пыльцу. Под бинокулярным микроскопом палинологи определяют их видовую
принадлежность. Из каждого образца необходимо получить
не менее 100 определений, на основе которых составляется
спорово-пыльцевая диаграмма. Она представляет совокупность кривых распределения по разрезу выделенных видов
пыльцы и спор. Используя специальные методики пересчетов
состава спорово-пыльцевых спектров, палинологии делают
заключение о палеогеографических и палеоклиматических
условиях формирования и возможной стратиграфической
принадлежности изучаемых отложений. Палинологический
анализ сыграл важнейшую роль в становлении и развитии
четвертичной геологии. Он не потерял своей актуальности и
в настоящее время.
Более ограниченными возможностями обладает метод
изучения диатомовых водорослей. Он применим только для
субаквальных отложений и позволяет определять палеотемпературные условия водоемов. Отбор проб, их обработка и
изучение сходны с палинологическим анализом, хотя и отличаются рядом особенностей.
Применяются также палеокарпологический анализ, основанный на изучении ископаемых плодов, семян растений
и палеоботанический анализ, в котором исследуются отпечатки и остатки листьев, стеблей растений. Эти методы чаще
всего применяются при изучении торфяников.
2.1.3. Физические методы
Среди разнообразных физических методов, применяемых
в стратиграфических исследованиях четвертичных отложений, необходимо выделить палеомагнитный, термолюминесцентный, радиоуглеродный, калий-аргоновый, изотопно-кислородный методы.
64
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Палеомагнитный метод основан на изучении остаточной намагниченности горных пород, фиксирующей параметры палеомагнитного поля Земли. Среди этих параметров
выделяются эпохи прямой и обратной полярности магнитного поля, относительно кратковременные эпизоды изменения полярности. На основе этих и других параметров разработана палеомагнитная шкала, охватывающая не только
квартер, но и более древние этапы геологического развития.
При изучении новейших (неоген-четвертичных) отложений
в качестве главных хронов в палеомагнитной шкале выделяют эпоху Гильберт (Джильберт) с обратной полярностью, охватывающую миоцен и часть плиоцена до рубежа
3,58 млн лет назад. В ее плиоценовой части установлены
четыре эпизода прямой полярности во временных интервалах (в млн лет): 5,23–4,98; 4,89—4,80; 4,62—4,48; 4,29—4,18.
Эпоха Гаусс с прямой полярностью выделяется в интервале от 3,58 до 2,58 млн лет назад, соответствует средней
части плиоцена, содержит два эпизода обратной полярности
в интервалах времени: 3,33—3,22; 3,11—3,04 млн лет назад.
Ее верхняя возрастная граница (2,58 млн лет назад) в европейской стратиграфической схеме принимается за начало
четвертичного периода. Эпоха обратной полярности Матуяма охватывает верхний плиоцен и часть четвертичного
периода (эоплейстоцен) в интервале от 2,58 до 0,78 млн лет
назад. Она содержит четыре эпизода прямой полярности:
2,15—2,14; 1,95—1,77; 1,21—1,20; 1,07—0,99 млн лет назад.
Последняя эпоха — Брюнес — сопоставляется с неоплейстоценом и голоценом и характеризуется современной (прямой)
полярностью. Главной особенностью палеомагнитной шкалы является ее глобальный характер, позволяющий осуществлять корреляцию разрезов, весьма далеко отстоящих друг
от друга. Для палеомагнитного анализа пробы отбирают из
отложений (преимущественно глинисто-песчаных, эффузивно-осадочных и эффузивных пород), содержащих в качестве
примесей минералы ферромагнетики. Из одного слоя (одна
проба) отбирают не менее 30 (для статистической оценки)
65
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ориентированных по странам света, с указанием положения
«верх-низ» штуфов в форме куба с размером грани 1 дюйм
(примерно 2,5 см). Каждый куб заключают (заклеивают) в
специально подготовленную оболочку из плотной бумаги
(крафта). Образцы отправляют в палеомагнитную лабораторию, где после серии специальных обработок определяются
параметры древнего магнитного поля. При отборе проб необходимо использовать только немагнитные инструменты.
Термолюминесцентный анализ (термолюм) основан на
свойстве некоторых минералов (в частности кварца) накапливать за время нахождения на свету (на поверхности Земли)
солнечную энергию — светосумму. При нагревании примерно до 400 °С минералы начинают излучать свет (явление
термической люминесценции). После перехода минерала в
погребенное состояние интенсивность излучения постепенно
снижается в зависимости от длительности пребывания минерала в этом состоянии. Путем расчета эталонной шкалы люминесценции можно определить продолжительность отрезка
времени, прошедшего с момента захоронения минерала. В
последнее время используется более совершенные варианты
метода — измерение люминесценции кварцевых песчинок,
стимулированной светом в узких зонах оптического диапазона (OSL-метод) или инфракрасным излучением (IRSLметод). Надежность датирования ограничена 150 тыс. лет
для водноосажденных и 300 тыс. лет для эоловых (лессовых)
толщ. При этом ошибка определения возраста может достигать 20 %. Для получения корректных результатов необходимо иметь не менее трех OSL дат по одной пробе.
Радиоуглеродный метод основан на измерении соотношения изотопов углерода с номерами 14 и 12. Допускается,
что их соотношение в природной среде и в живом организме, обменивающимся веществом с этой средой, постоянно
во времени. При гибели организма и прекращении обмена
это соотношение изменяется за счет распада радиоактивного
изотопа углерода 14. Для определения абсолютного возраста
могут быть использованы различные органические остатки
66
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
(кости, растительный детрит, гумус ископаемых почв). Наиболее надежные результаты могут быть получены по костным остаткам. Пределы измерения возраста обычно не превышают от современности 50 тыс. лет назад. При отборе
проб следует соблюдать особую осторожность, чтобы не засорить пробу современной органикой. Новая разновидность
радиоуглеродного анализа — радиоуглеродный метод анализа микрообъемов органики — AMS-метод (ускорительная масс-спектроскопия) позволяет выбирать микрообъемы
наиболее надежной органики и повышать порог чувствительности метода до 60—70 тыс. лет.
Калий-аргоновый метод применяется для определения
возраста отложений не моложе 100 тыс. лет. В качестве проб
используются органические остатки.
Изотопно-кислородный метод в последнее время признан
в качестве важнейшего метода как глобальной, так и региональной стратиграфической корреляции. Он базируется
на изучении океанических осадков, накапливавшихся практически непрерывно в продолжение четвертичного периода
и поэтому позволяющих получить полную информацию о
глобальных циклах изменения климата. В методе измеряется
соотношение двух стабильных изотопов кислорода (шестнадцатого — «легкого» и восемнадцатого — «тяжелого»),
содержащихся в раковинах фораминифер. В ледниковые
периоды испаряющаяся влага (обогащенная «легким» кислородом) накапливается в ледниках, а в океанах при этом
увеличивается содержание «тяжелого» кислорода. При потеплении климата ледники тают, вода с «легким» кислородом возвращается в океан, количество кислорода 18-го
уменьшается. В живых организмах, формирующих раковину,
эти отношения закрепляются и «консервируются» в карбонате раковины при отмирании организма. В настоящее время
выполнен большой объем аналитических работ по донным
осадкам в различных океанах. Результаты этих анализов показали высокую степень их сходимости и позволили составить изотопную кривую, отражающую глобальные изменения
67
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
климата. На этой кривой все крупные пики, соответствующие повышенным содержаниям «тяжелого» кислорода, выделены в качестве морских изотопных стадий (МИС) и
пронумерованы сверху вниз. При этом холодные (ледниковые) стадии обозначены четными числами, а межледниковые — нечетными. Изотопная кривая характеризуется
высокой степенью сходимости с кривыми Миланковича, полученными при анализе астрономических данных об особенностях движения планеты. Их сопоставление друг с другом,
с данными палеомагнитной шкалы и результатами определения абсолютного возраста океанических осадков позволяет
получить надежную основу для глобальных корреляций региональных стратиграфических шкал.
2.1.4. Геологические и геоморфологические методы
Геологические методы корреляции разрезов основаны
на фиксации геологических индикаторов климата, к которым
относятся ледниковые отложения (морены), следы древней
мерзлоты (криотурбации), характеризующие холодные (ледниковые эпохи); прослои торфа, различные типы ископаемых
почв (подзолы, черноземы, латериты и др.), характеризующие
различные климатические условия теплых (межледниковых)
эпох; псевдоморфозы по трещинам усыхания, свидетельствующие об аридизации климата и др. Особое место в этом ряду
занимают лессово-почвенные комплексы, которые в совокупности с другими методами являются основой геологического
картирования многих обширных территорий (внеледниковые
области Украины, России, Западной Сибири). Среди геологических методов корреляции разрезов большое значение может иметь тефрохронология. Метод основан на выделении и
анализе прослоев тефры — вулканического пепла. Пепловые
слои — это важнейшие маркирующие горизонты, поскольку
они отмечают определенный и очень короткий промежуток
времени, в продолжение которого пирокластический материал от извергающихся вулканов может разноситься ветром
68
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
на расстояния в сотни и тысячи километров, осаждаться на
поверхности земли. Корреляция осуществляется при помощи
датирования связанного с пеплами углеродсодержащего материала или путем датирования самих пеплов калий-аргоновым
или трековым методами. Могут быть использованы и отличительные свойства пепловых горизонтов. Не меньшее значение
имеет изучение отложений аллювиальной формации равнин,
эрозионно-аккумулятивные циклы которой тесно связаны через главный базис эрозии с гляциоэвстатическими изменениями уровня Мирового океана, трансгрессивно-регрессивными
циклами внутренних морей и озер. Изучение аллювиальных
отложений тесно связано с геоморфологическими исследованиями речных террас. Террасы морских побережий, а также
крупных озер в ряде регионов также могут служить основой возрастного расчленения четвертичных образований. Эти
исследования позволяют выделить разновозрастные генерации рельефа и поверхности выравнивания различного ранга.
В целом же при геологической съемке геоморфологическое
картирование проводится в тесной связи с картированием
четвертичных образований, и многие геоморфологические
контуры аккумулятивных форм рельефа различного генезиса
полностью совпадают с контурами слагающих их отложений.
Так, днища долин совмещаются с областями распространения
современного аллювия, совпадают валообразные формы краевых морен и соответствующих одноименных отложений, на
геоморфологических картах и картах четвертичных отложений одинаковы контуры тыловых швов террас и т. п.
Литература к разделу 2.1: [18, 20, 22, 26, 30].
2.2. Развитие природы в четвертичном периоде
Главной особенностью развития природы в четвертичном периоде является направленное похолодание климата, унаследованное от конца плиоцена. Это похолодание
имело сложный характер, обусловленный чередованием
холодных (ледниковых) эпох и теплых эпох (межледнико69
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
вий). Внутри ледниковий могут выделяться стадиалы и межстадиалы. Другая важная особенность — это интенсивное
проявление неотектонических процессов, вулканизма,
приведших к формированию расчлененного рельефа суши
при общем увеличении ее площади. По этому признаку четвертичный период может быть охарактеризован как геократический период. Однако и изменения площади суши
имели цикличный характер и были связаны в значительной
степени с гляциоэвстатическими изменениями уровня
Мирового океана. Третьим феноменом четвертичного периода было появление и развитие человека. Несомненно,
этот феномен во многом обусловлен двумя другими особенностями четвертичного периода. В наше время развитие
человеческой цивилизации превратилось в мощный фактор,
влияющий как на географические, так и геологические процессы планеты.
2.2.1. Неотектонические процессы и формирование рельефа
На неотектоническом этапе, еще до начала четвертичного периода, происходила существенная перестройка
рельефа планеты, выразившаяся в поднятии суши, росте
материков, увеличении высоты гор на 2000 и более метров. Важнейшим событием было столкновение Индийской литосферной плиты и обломков Гондваны с южным
краем Евразийской плиты. Следствием коллизии явилось
полное закрытие сегмента океана Неотетис, образование
высочайшей в мире горной цепи Гималаев и крупнейшего высокогорного плато Тибет. Произошло формирование
других высокогорных сооружений в области Неотетиса и
Паратетиса, образование обширных эпиплатформенных
орогенов Средней Азии и Южной Сибири — ЦентральноАзиатского горного пояса (Гиндукуш, Каракорум, Памир,
Кунь-Лунь, Тянь-Шань, Алтай, Саяны и др.). Отмечается
дальнейшее развитие мощного неогенового и четвертичного вулканизма по субдукционным окраинам Тихого океана
70
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
(вулканы Камчатки, Курильских островов, величайшие горные сооружения западного обрамления Северной и Южной Америки, вулканические постройки Трансантарктического хребта). Проявления вулканизма известны также в
Средиземноморском подвижном поясе и в других районах. Под напором сближавшихся Африки и Евразии происходило смещение промежуточных микроплит: Иберии,
Адрии, Тиссии, Дачии, Мезии, Понтийско-Закавказской,
Центрально-Иранской, Лутской. Орогенез сопровождался усилившимся вулканизмом. Увеличение общей высоты
суши инициировало возникновение областей горного оледенения, а формирование горных сооружений влияло на
циркуляцию воздушных масс. Происходили изменения и
в подводном рельефе. В Северной Атлантике важное значение имели подводные и надводные вулканические и вулкано-тектонические поднятия, образовавшие практически
непрерывный барьер северо-западного простирания от
Гренландии до Британских островов. Он включает Гренландско-Исландский порог с относительным превышением
морского дна около 1000 м, вулканические постройки Исландии, Фарерско-Исландский порог с перепадом высот
морского дна около 800 м, Фарерские острова и порог
Уайвилла — Томсона. Эти морфоструктуры в сочетании с
гляциоэвстатическими трансгрессиями и регрессиями четвертичного времени оказывали существенное влияние на
направление океанических течений Атлантики и Полярного бассейна, обусловливали их изоляцию друг от друга
на регрессивных фазах. Похожие обстановки возникали и
в соотношении Полярного бассейна с Тихим океаном, где
периодическое осушение Берингова пролива приводило к
соединению Евразии с Америкой, к формированию Берингийской суши (Берингии), по которой происходил активный обмен между континентами флорой и фауной и по
которой в конце плейстоцена в Америку проникли люди.
Важным событием на границе миоцена и плиоцена было
соединение Северной и Южной Америк через Панамский
71
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
перешеек в связи с развитием Центрально-Американской
островной дуги, отделившей Карибский бассейн от Атлантики. В Полярном бассейне на неотектоническом этапе
(конец олигоцена, неогеновый и четвертичный периоды)
вследствие пропагации Срединно-Атлантического хребта
произошло раскрытие спредингового хребта Гаккеля и
формирование обширных (до 1000 и более км) прилегающих к нему глубоководных котловин, ограничивших значительные пространства шельфов Баренцева и Карского
морей. Северный Ледовитый океан, таким образом, приобрел свои современные очертания. За счет спрединга на
неотектоническом этапе увеличились площади абиссальных котловин Атлантики и Индийского океана. В Южном
полушарии одним из важнейших событий в конце олигоцена — начале миоцена было раскрытие моря Скотия,
формирование пролива Дрейка, отделившего Южную Америку от Антарктиды. Это вызвало полную изоляцию Антарктиды и образование циркумполярного течения. Вдоль
западной окраины Тихого океана завершилось формирование островных дуг и окраинных морей от Берингова
моря (Командорские острова) до морей Полинезии и Меланезии. На границе миоцена и плиоцена сформировались
современные спрединговые хребты, раскрылись проливы,
соединившие Арктику с Атлантикой и Тихим океаном. Открылся Гибралтар, положивший конец «мессинскому кризису солености», образовались Аденский залив и Красное
море, ограничившие Аравийскую микроплиту. Ее перемещение вызвало интенсивные поднятия в Анатолии, в Иране, на Кавказе. В западном Средиземноморье в результате рифтогенеза и последовавшего спрединга возникли
Алжиро-Прованский, Тирренский бассейны. Сформировались Адриатическое и Эгейское моря, а также Панноская
впадина. Все эти изменения оказывали влияние на режим
воздушных и океанических течений, которые путем теплообмена во многом определяли климатические параметры
суши.
72
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
2.2.2. Изменения климата в позднем кайнозое и краткий
обзор основных гипотез, объясняющих эти изменения
Глобальные изменения климата позднего кайнозоя
(конец миоцена — квартер) характеризуются сложно построенными циклами, обусловленными чередованием теплых
периодов (термохронов) и холодных (криохронов). Наиболее
продолжительные из этих периодов (около 1 млн лет) состоят из 5 периодов длительностью примерно 300 тыс. лет. Те, в
свою очередь, делятся на еще более мелкие циклы. Контрастность климатических колебаний возрастает от экваториальных областей к высоким широтам.
Для северной перигляциальной зоны на уровне 48—50° с. ш.
Восточной Европы (широты южной части Воронежской области) современный климат относится к категории умеренного (южного бореального климатического пояса со среднегодовой температурой воздуха около +9 °С). Бореальный
климат — это северный климат средних широт с хорошо
выраженной снежной зимой и относительно коротким теплым летом. Он формируется только в Северном полушарии
и совпадает с границами распространения хвойных лесов.
На севере бореальная зона граничит с тундрой, а на юге с
лиственными лесами. Колебания климата этих широт, прослеженные от начала плиоцена, отражают общие тенденции
его изменения для Северного полушария.
Теплый субтропический (до тропического) климат со
среднегодовыми температурами от +15 до +20 °С на широтах 48—50° с. ш. Восточной Европы характеризует конец миоцена — начало плиоцена (до 5,1 млн лет назад). В Южной
Европе высокие температуры сопровождаются аридизацией (иссушением) климата. В Средиземноморье это иссушение выражено двухкилометровой мессинской эвапоритовой
формацией. Мессинский кризис солености (изъятие из Мирового океана около 8—10 % всех растворенных в нем солей)
сопровождался резким опреснением поверхностных вод океана, увеличением площади припайных льдов в Арктическом
73
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
бассейне и в Антарктике. Увеличение площади льдов, в свою
очередь, привело к увеличению альбедо (отраженного в космическое пространство солнечного света) и охлаждению высоких широт. Таким образом, в мессинский век климат Земли отличался весьма резкой зональной неоднородностью.
Теплый и сухой климат достаточно быстро сменяется
волной похолодания в промежутке от 5,1 до 4,6 млн лет
назад, когда климат на широтах 48—50° с. ш. Восточной Европы становится умеренным и изменяется в пределах от северного бореального со среднегодовыми температурами около
0 °С до субарктического со среднегодовыми температурами
около –8 °С. Холодный период состоял из трех глобальных
похолоданий, разделенных слабыми потеплениями. В Европе это время господства обедненных светлохвойных лесов.
Самые яркие следы глобального похолодания отмечаются в
Антарктиде. Они выражены оледенением королевы Мод —
максимальным за всю историю Антарктиды, когда объемы
льда в 1,8 раза превосходили современные. Характерной особенностью климата была резкая климатическая асимметрия
Северного и Южного полушарий. После этой волны холода
произошло потепление. Однако среднегодовые температуры
на широтах 48—50° с. ш. уже почти не выходили за рамки
параметров умеренного климата, который изменялся от южного бореального до субтропического климатического пояса.
Самым теплым был отрезок времени от 4,4 до 3,4 млн
лет назад. Он состоял из трех волн потепления, которые
разделены двумя похолоданиями. В теплые периоды в Северо-Западной Европе и в Белоруссии существовали мезофильные леса с многочисленными теплолюбивыми экзотами. В Монголии это время широкого распространения лесов
маньчжурского типа и почти полного отсутствия пустынь.
Ледниковый покров Антарктиды сократился до величины не
более 50 % от современного.
Интервал 3,4—2,7 млн лет назад отвечает времени формирования первых покровных ледников Северного полушария. Он включает три резкие фазы наступания ледников, ко74
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
торые разделены двумя межледниковьями. Одной из причин
уникальной активизации покровного оледенения в Северном
полушарии могла быть полная или частичная изоляция Полярного бассейна от Атлантики Фареро-Исландским порогом. В первую фазу (3,4 млн лет назад) ледниковые покровы охватывают Гренландию, Землю Элсмира и Баффинову
Землю, формируется холодное Лабрадорское течение, несущее айсберги. В Монголии фиксируется похолодание, при котором зимние температуры впервые понижаются до –15 °С.
К этому времени относится и великая акчагыльская трансгрессия Каспия. В Восточной Европе в лесной зоне с этим похолоданием связано расселение темнохвойных лесов, близких
к северо-таежным, но по составу более богатых, чем современные. Позднее они сменились хвойно-широколиственными
лесами с примесью реликтовых пород травянистых растений,
сохранившихся с миоцена, что подчеркивает преемственность флоры раннего акчагыла от более древних неогеновых флор. В лесостепной полосе во время похолодания распространялись хвойные леса с примесью широколиственных
пород, с присутствием американо-евроазиатских, а также
американо-средиземноморских элементов. Последовавшая
межледниковая эпоха выразилась почти полной деградацией
Гренландского ледникового щита. Существенно сократился
Восточно-Антарктический ледниковый щит.
Новая волна холода сформировалась 2,7—2,5 млн лет
назад. При этом край Лаврентийского ледникового щита
достигал штатов Айова и Небраска. Интенсивно наступали горные ледники. Однако в последовавшую теплую эпоху
(2,5—2,4 млн лет назад) ледниковые покровы почти полностью растаяли.
Поздний плиоцен (от 2,4 до 1,8 млн лет назад) характеризуется отчетливым смещением климатических параметров
в сторону более сухого и прохладного климата. На широтах
48—50 °С Восточной Европы выделяются два пика похолодания до северного бореального климата (2,3 млн лет назад)
и субарктического (2,1 млн лет назад), когда среднегодовые
75
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
температуры воздуха опускались до –8 °С. Для Северного
полушария в целом отмечается крайняя неустойчивость климатических параметров. Она, вероятно, была обусловлена
периодической изоляцией Полярного бассейна и противоборством холодного опресненного течения из Норвежского
моря, прижимаемого к берегам Европы, с глубинным соленым встречным течением из Атлантики в Полярный бассейн.
В эоплейстоцене (1,8—0,8 млн лет назад) усиливается
тенденция к похолоданию и развитию оледенений. В Западной Европе оледенение охватило Скандинавию и Северную
Англию, где ледник заходил в верховье Темзы. В северо-западных районах Восточно-Европейской платформы в нижнем
эоплейстоцене (1,8—1,3 млн лет назад) в разрезах скважин,
пробуренных в древних речных долинах, отмечены морены,
которые разделены осадками двух прохладных межледниковий. Климат позднего эоплейстоцена (от 1,3 до 0,8 млн
лет назад) на широтах 48—50° с. ш. Восточной Европы был
в целом более сухим и холодным, когда максимумы тепла не
выходили за пределы параметров южного бореального климатического пояса со среднегодовыми температурами около
+10 °С. В Центральных районах Восточно-Европейской платформы скважинами вскрыта «ликовская» морена, отражающая заключительное оледенение эоплейстоцена. Промежуток времени от 1,17 до 1,0 млн лет назад рассматривается
в качестве важнейшего естественно-исторического рубежа,
на котором произошла существенная перестройка природной среды — исчезли последние плиоценовые виды растений
и животных. Виллафракский фаунистический комплекс
млекопитающих сменился собственно плейстоценовыми
комплексами. Основой этих изменений было значительное
похолодание климата. Оледенение Северного полушария отличалось резкой асимметрией — в Северной Америке ледники достигали 41° с. ш., а в Европе не продвигались далее 55°
с. ш. Оледенение вызвало и существенное понижение уровня
Мирового океана (посткалабрийская регрессия), осушение
Берингова пролива и шельфов сибирских морей.
76
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Для неоплейстоцена отмечаются колебания климата в
очень широком диапазоне. В раннем неоплейстоцене (от
800 до 380 тыс. лет назад) выделяется не менее шести пиков
похолодания, когда на широте 48—50° с. ш. устанавливался
субарктический и близкий к арктическому климат со среднегодовыми температурами до —10 °С. Эти пики разделялись теплыми временными интервалами южного бореального
климата. На фоне климатических колебаний отчетливо проявляется общая тенденция похолодания и иссушения климата. Самый холодный промежуток времени был примерно
440—430 тыс. лет назад, а самый теплый существовал в самом начале неоплейстоцена, когда климат умеренных широт
Европы был теплее и влажнее современного. Даже в Сибири
на 60—62° с. ш. распространялись хвойные леса с участием
широколиственных пород.
Начало среднего неоплейстоцена в интервале от 380 до
290 тыс. лет назад в целом выделяется как теплый промежуток времени, объединяющий три цикла изменения климатических параметров. Последующая часть среднего неоплейстоцена на отрезке от 290 до 130 тыс. лет назад отличалась
весьма нестабильным климатом, включающим не менее пяти
пиков холода. Они разделяются теплыми промежутками, оптимумы которых, однако, на широтах 48—50° с. ш. не выходили за пределы южного бореального климатического пояса.
В начале позднего неоплейстоцена отчетливо выделяется теплый отрезок времени с оптимумом примерно на 2 °C
теплее современного климата. Остальная часть позднего неоплейстоцена характеризуется резким преобладанием холодного климата. Всего выделяется до четырех в различной
степени выраженных пиков холода, из которых самыми суровыми были два пика в интервале от 40 до 10 тыс. лет назад
со среднегодовой температурой на широтах 48—50° с. ш. до
—15 °С. В Северной Америке они отмечены максимальным
по площади висконсинским оледенением.
В позднем неоплейстоцене в северной и южной полусферах Земли сформировались симметричные криогенные шап77
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ки с центрами у Южного и Северного полюсов. Они были
образованы обширными пространствами морских льдов, областями многолетней мерзлоты на материках, а также участками покровного оледенения. Площадь северной криогенной
области составляла около 66 млн км2, а южной — около
24 млн км2. Вместе они охватывали около 90 млн км2 (не менее одной пятой части всей поверхности Земли). Не только
в четвертичном периоде, но и в продолжение всего кайнозоя
не было столь мощной вспышки холода.
Голоцен соответствует теплому послеледниковому времени развития природы. Переход к голоцену был постепенный (около 3,5 тыс. лет), поэтому его продолжительность в
разных местах изменяется от 13,5 до 10 тыс. лет. Голоцен
делится на два крупных этапа — этап общего повышения
среднегодовых температур (до рубежа 5—4,5 тыс. лет назад) и этап их последующего постепенного снижения. На
этом фоне выделяются периоды, отличающиеся среднегодовыми температурами и уровнем влажности: пребореальный — прохладный и влажный (до рубежа около 8,5 тыс.
лет назад); бореальный — более теплый и сухой (примерно
до 6,5 тыс. лет назад); атлантический — оптимум голоцена,
наиболее теплый и влажный (до 4,5 тыс. лет назад); суббореальный — более прохладный и сухой (до 2,5 тыс. лет назад);
субатлантический — теплый и влажный. В глобальном масштабе, однако, отмечается отсутствие полной синхронности
колебаний климата голоцена. Сказывается влияние местных
локальных климатических условий.
Среди наиболее известных гипотез, объясняющих
глобальные климатические изменения в четвертичном периоде, выделяются две группы. Первая из них объединяет
«астрономические» гипотезы, а вторая — «геолого-геофизические». В первой группе наибольшим успехом пользуется гипотеза М. Миланковича (1913, 1915, 1920), в которой
была сделана попытка графически установить хронологию
ледниковых и межледниковых климатов на основе изменения величины солнечной радиации в летнее время года
78
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
разных северных широт (55, 60, 65°) сначала для отрезка
времени в 600 тыс. лет, а затем и в 1 млн лет. Кривые Миланковича показывают до 13 различных максимумов тепла
и холода, отражающих главные ледниковые и межледниковые события — 6 оледенений за период в 1 млн лет. Для
объяснений изменений климата М. Миланкович привлек
данные по изменению наклона земной оси и данные по изменению эксцентриситета земной орбиты. Установлено, что
с периодом 40 400 лет происходит изменение наклона оси
вращения Земли, с которым связано смещение тропиков и
полярных кругов. Малый наклон оси способствует похолоданию и развитию ледников. Эксцентриситет орбиты периодически изменяется через каждые 91 800 лет. В результате
изменяются расстояния от Земли до Солнца, что приводит
к изменению количества тепла, попадающего на Землю. Интерференция этих двух периодических процессов и позволяет составить «кривые Миланковича».
Колебания величины солнечной постоянной — это
второе направление в группе «астрономических» гипотез.
Оледенение в четвертичном периоде могло быть вызвано понижением величины солнечной постоянной, т. е. уменьшением поступающей от Солнца на Землю энергии (Ч. Брукс,
1926). Изменения солнечной активности обладают сложной
цикличностью (11-летней и более длиннопериодичной). Эта
цикличность обусловливала чередование теплых и холодных
эпох. Другой вариант этой гипотезы предложил Дж. Симпсон (1930). В нем, наоборот, повышение солнечной постоянной увеличивает испарение, усиливает атмосферную циркуляцию, в высоких широтах идет накопление снега и льда.
Возникают и разрастаются ледники.
Гипотезы второй группы связывают оледенения с общим ходом тектонических и палеогеографических событий: с
изменениями характера рельефа, эвстатическими колебаниями уровня Мирового океана, изменением направлений теплых и холодных течений, глобальной активизацией вулканизма. По концепции эвстатических колебаний (Ф. Цейнер,
79
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
1959), рельеф земной поверхности в неогене и квартере стал
более контрастным, что привело к общему понижению уровня снеговой границы.
Изменение состава атмосферы — еще один вариант
гипотез второй группы. Такое изменение связывают с активизацией вулканических выбросов пыли, водяного пара и
углекислого газа. Увеличение содержания углекислого газа,
в частности, способно приводить к повышению температуры
за счет парникового эффекта. Увеличение запыленности атмосферы, наоборот, приводит к похолоданию климата.
У каждой из охарактеризованных гипотез есть свои сильные стороны, но ни одна из них не может до конца объяснить
всех особенностей изменения климата в четвертичном периоде,
что лишний раз указывает на многообразие процессов, протекающих в сложной динамической системе планеты Земля.
2.2.3. Появление и развитие Человека.
Стадии развития материальной культуры
Появление и развитие Человека — это главный феномен четвертичного периода. Несомненно, выделение Человека из биологической среды произошло, в первую очередь,
благодаря принципиально новому варианту приспособления
к быстро меняющимся природным условиям. Этот вариант
заключался в формировании и развитии трудовых навыков.
В процессе такого приспособления развивался сам Человек
как биологический вид, развивалась его материальная культура, формировались и развивались общественные отношения. Каждая из названных сторон этого сложного процесса
является предметом отдельных наук, таких как антропология (палеоантропология), археология и социология. При
изучении четвертичной геологии главное внимание уделяется
археологическим аспектам — стадиям развития материальной культуры человека каменного века. Это обусловлено, с
одной стороны, тем, что подавляющее количество стоянок
древних людей было обнаружено геологами в процессе про80
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ведения полевых маршрутных исследований (в связи с чем
геологам необходимо иметь общие представления об этом
предмете), а с другой стороны, археологические данные часто
являются важной основой при определении возраста четвертичных отложений.
По современным представлениям человек произошел от
узконосых обезьян Старого Света (Cercopithecoidea), от которых в конце миоцена отделилось надсемейство человекообразных обезьян (Hominoidea). В нем выделено четыре основных семейства: Oreopithecidae, Pliopithecidae, Pongidae, Hominidae.
Первые два семейства полностью вымерли в плиоцене. Семейство Pongidae включает три подсемейства: Driopithecinae,
Hilobotinae, Ponginae. Дриопитекины дали начало вымершим человекообразным обезьянам. Наиболее крупный их
представитель — гигантопитек (Gigantopithecus) — обитал
в степной и лесостепной зонах, питался растительной пищей,
вымер в плейстоцене. Подсемейство Hilobotinae объединяет гиббонов — древесных обезьян. В подсемейство Ponginae
входят остальные человекообразные обезьяны: орангутанг,
шимпанзе, горилла. Среди Hominidae различают четыре рода:
Ramapithecus (рамапитеки), Australopithecus (австралопитеки), Paranthropus (парантропы), Homo (люди).
Рамапитеки — самые древние из известных предков человека, жили в лесостепной зоне 14—12 млн лет назад, имели рост не более 110 см, передвигались вертикально на двух
ногах. Их останки найдены в отложениях верхнего миоцена в
Индии, в Китае, в Кении.
Австралопитеки — следующая эволюционная ступенька к человеку. Они появились примерно 5,5 млн лет назад
и вымерли около 1 млн лет назад. Вероятно существование нескольких таксонов австралопитеков: Australopithecus
africanus, Australopithecus robustus, Australopithecus
boisei. Рост австралопитеков достигал 120 см. Они ходили
вертикально на двух ногах, жили в открытых степных пространствах, охотились. Вместе с их останками найдены примитивные костяные и каменные орудия труда.
81
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Род парантропов существовал во времени параллельно с
австралопитеками. Парантропы отличались большим ростом,
массивным телосложением, жили в лесах, питались растительной пищей, орудиями труда не пользовались.
К роду Homo, кроме современного человека, относятся
и ближайшие вымершие его предки. Первый представитель
этого рода — Homo erectus — найден в 1891 г. голландским
врачом Э. Дюбуа на о. Ява и получил название Pithecantropus
(обезьяночеловек). Позднее подобные находки были сделаны
в Китае (Sinanthropus pecinensis, 1927; Homo modjokertensis,
1936; Sinanthropus lantinensis, 1963 и др.), в Европе (Homo
heidelbergensis, 1907, 1965) и в других местах.
Важнейшим этапом в изучении древнего человека явилось открытие, сделанное английским археологом Луисом
Лики и его женой Мэри в ущелье Олдувей в Танзании (Восточная Африка). В 1960 г. ими были найдены совместно с
останками Australopithecus robustus останки Homo habilis
(человека умелого). Эти существа, ростом меньше современных пигмеев, ходили вертикально на двух ногах, не только
пользовались, но и и з г о т а в л и в а л и каменные орудия,
добывали пропитание охотой, рыбной ловлей. Огня они, повидимому, еще не знали, но из камней сооружали укрытия.
Возраст находки — около 2 млн лет. Последующие находки
на восточном побережье оз. Рудольф имеют еще более древний возраст — 2,6 млн лет (ископаемый череп KNM ER-1470,
найденный в Кооби-Фора). До этого, в 1959 г., Лики обнаружил череп зинджатропа с возрастом по калий-аргоновому методу 1 750 000 лет. Австралопитеки, зинджантропы и
человек умелый жили бок о бок друг с другом. В последнее
время Homo habilis рассматривается как промежуточный
этап между австралопитеком и Homo erectus.
Обобщив все данные о находках останков древних людей
в Европе, в Китае, на о. Ява, в Африке, английский ученый
Бернард Кемпбелл пришел к выводу, что все они принадлежат
к одному виду людей — Homo erectus. В рамках этого вида
выделяется два эволюционных типа. Первый, более древний,
82
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
массивный и примитивный тип включает в качестве подвидов яванского человека (Homo modjokertensis), лантянского
человека (Homo erectus lantianensis), гейдельбергского человека (Homo erectus heidelbergensis) и африканского человека
(Homo erectus capensis). Остальные находки соответствуют
более молодому типу, в состав которого входят питекантроп
(Homo erectus erectus), синантроп (Homo erectus picinensis),
венгерский человек (Homo erectus palaeohungaricus), африканские люди (Homo erectus mauritanicus, Homo erectus
liakeyi). Оба эволюционных типа объединяются в категорию
архантропов — древнейших людей.
Последним эволюционным звеном был современный человек — Homo sapiens — человек разумный. До недавнего
времени непосредственным предком современного человека
считался неандерталец — Homo sapiens neandertalensis, но
теперь его рассматривают как своеобразную боковую ветвь,
населявшую Европу, Африку, Индию, Китай в интервале
примерно от 300 тыс. лет до 30 тыс. лет назад. Неандерталец
имел атлетическое телосложение, но рост его при этом не
превосходил 165 см. Он не был вполне прямоходящим, перемещался, сутулясь, наклоняясь вперед, пропитание добывал
охотой. В последнее время по анализу ДНК обосновывается
коренное отличие неандертальцев от неоантропов и доказывается необходимость выделения их в отдельный биологический
вид. Неандертальцев относят к категории палеоантропов —
древних людей.
Современный вид — Homo sapiens sapiens, относящийся к неоантропам, распространялся, возможно, с Ближнего
Востока, выделившись из общей с неандертальцем предковой
группы. На протяжении около 10—15 тыс. лет неоантропы
существовали совместно с неандертальцами, возможно, вступая с ними в самые близкие контакты. Но до сих пор остаются неясными обстоятельства внезапного появления современного человека около 35—40 тыс. лет назад в самых разных
точках Восточной и Западной Европы, Юго-Восточной Азии
и такого же быстрого исчезновения неандертальцев. В по83
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
слеледниковое время (примерно 10—12 тыс. лет назад) неоантропы быстро расселяются практически по всему земному
шару, проникают за Урал, заселяют Америку, Австралию и
Меланезию. Уже с самого начала появления неоантропов отмечается их дифференциация на негроидную, европеоидную
и австралоидную группы. В Европе вплоть до района Воронежа, кроме европеоида (кроманьонца), был распространен
и негроидный тип неоантропов.
Неразрывно с развитием человека развивалась его материальная культура. В этом развитии выделяются различные этапы, наиболее ранним из которых является эолит
(археолит) — древнейший каменный век. Его временные
рубежи примерно от 2,5 млн лет до 1 млн лет назад. Археолиту соответствует олдованская (галечниковая) культура, представленная примитивными ручными рубилами из
галек. В стратиграфической шкале квартера России археолит
охватывает конец плиоцена, нижний и часть верхнего эоплейстоцена. В антропологическом отношении эта культура
сопоставляется с угасанием австралопитеков, появлением
и началом развития древнейших людей (архантропов). В
социальном отношении на этом этапе существует дородовое
общество (первобытное стадо).
На смену археолиту приходит палеолит (древний камень), который делится на три части: древний (нижний),
средний и поздний (верхний). Древний (нижний) палеолит
существует в интервале времени примерно от 1 млн лет до
380 тыс лет назад, что в стратиграфической схеме квартера
России соответствует концу эоплейстоцена и всему нижнему
неоплейстоцену. В антропологическом отношении сопоставляется с расцветом архантропов. Нижний палеолит представлен шелльской (аббевильской) культурой (поздний эоплейстоцен). Ее характеризуют крупные (до 20 см) ручные
рубила с двусторонней обработкой, изготовленные из различных по составу пород. Кроме того, к нижнему палеолиту
отнесена более прогрессивная ашельская культура (ранний
неоплейстоцен), представленная ручными рубилами с одно84
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сторонней обработкой и орудиями, изготовленными из отщепов (скреблами). К этому времени относится интенсивное
развитие охоты и начало использования огня.
Рубеж нижнего и среднего палеолита отмечен сменой архантропов палеоантропами (древними людьми), первобытное
стадо уступает место родовому обществу (родственной коммуне). На смену тесаной технике изготовления орудий труда
приходит сколотая техника. Средний палеолит примерно
сопоставляется со средним неоплейстоценом (верхний рубеж
120—130 тыс. лет назад) и представлен мустьерской культурой, резко отличающейся от предшествующих большим разнообразием каменных орудий труда, которые изготавливаются
из отщепов — резцы, остроконечники, скребла, рубила. Важной чертой этой культуры являются дисковидные нуклеусы
(ядрища) — своеобразные отходы производства — дисковидные остатки кремня, обсидиана, кварцита, из которых первоначально откалывались отщепы — тонкие пластины. Важнейшее значение имело овладение способами добывания огня.
Верхний палеолит примерно сопоставляется с верхним
неоплейстоценом, соответствует угасанию палеоантропов и
началу быстрого расселения неоантропов (около 40 тыс. лет
назад). Родственная коммуна уступает место матриархату, а на смену сколотой технике обработки камня приходит
отжимная. Верхний палеолит отличается большим разнообразием культур (ориньяк, солютре, мадлен и др.). Среди
орудий труда — изделия из рога и кости, лавролистные наконечники, ножевидные резцы, проколки и др. Появление
отжимной техники сопровождается распространением
призматических нуклеусов. Верхний палеолит характеризуется развитием первобытного искусства, вероятно, имевшего
культовое значение (наскальные рисунки, терракотовые статуэтки, резьба по кости).
Примерно 12 тыс. лет назад на смену палеолиту приходит мезолит (средний камень). Он сопоставляется с господством неоантропов. На смену матриархату приходит
патриархат. Для мезолита характерна вставная техника,
85
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
микролиты, лук и стрелы, появление посуды из обожженной
глины, дальнейшее развитие древнего искусства, становление
архитектуры.
Неолит (новый камень) — последняя стадия каменного
века. Она утверждается около 5 тыс. лет назад. Осваивается
техника сверления и шлифовки камня, появляются гончарный круг и керамика с орнаментом. Все большую роль играют изделия из меди.
Стоянки древнего человека тесно связаны со стадиями развития его материальной культуры и средой обитания.
Стоянки — это следы длительных или кратковременных поселений древнего человека. Они определяются по наличию
кострищ, слоев древесного угля, костей животных, остатков
жилищ, отщепов кремня, и пр., образующих культурный
слой. Стоянки бывают многослойными (с несколькими культурными слоями), в которых люди обитали тысячи и даже
десятки тысяч лет. В эпоху древнего палеолита человек чаще
всего использовал для жилищ пещеры. На территории СНГ
нижнепалеолитические стоянки известны в южных районах
Армении, в Абхазии, в Крыму, в Узбекистане, в Молдавии и
других местах.
Начиная со среднего палеолита одновременно с пещерными жилищами, характерными для Крыма, Кавказа и других
мест, на открытых пространствах приледниковой Европы люди
мустьерской эпохи уже строили наземные жилища, полуземлянки. Эти стоянки более многочисленны, распространяются
дальше на север — до среднего течения Десны, а по Уральскому хребту — до полярного круга. Наиболее известные из них:
пещера Киик-Коба в Крыму (два культурных слоя — ашельский и мустьерский — с костями неандертальца); там же в
Крыму — пещеры Волчий грот, Чукурча, Шайтан-Коба; грот
Выхватинцы в Молдавии; стоянка Кодак (на Украине, вблизи
г. Днепропетровска); Ильская стоянка на Кубани — лагерь
охотников на бизонов; Ахштырская пещера (на Кавказе, в
районе г. Сочи); грот Тешик-Таш (юг Узбекистана), где был
найден скелет мальчика неандертальца.
86
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
По характеру развития верхнепалеолитической культуры
на территории СНГ можно выделить несколько групп: среднеднепровскую, донскую, днестровскую, крымскую, кавказскую,
среднеазиатскую и сибирскую. К донской группе относятся
уникальные поселения Костенковско-Борщевского палеолитического района в Воронежской области (стоянки Костенки
1—24). Среднеднепровская группа включает стоянки Елисеевичи и Юдиново на р. Судость. В позднем палеолите охотники на
мамонтов, жившие в перигляциальной зоне, строили утепленные
полуподземные жилища. В частности, на территории нынешней
Белоруссии были уже охотничьи поселки, состоявшие из отдельных жилищ, окруженных краевыми ямами-хранилищами.
Для мезолита характерен переход от больших поселений к небольшим группам, в которых обнаружены землянки,
служившие обширными коллективными жилищами.
В неолите вместо прежних общинных жилищ распространяются одноочажные хижины, предназначенные для отдельных семей. Общее количество известных неолитических
стоянок измеряется уже десятками тысяч. В частности, на
правобережной части г. Воронежа, только в промежутке между Чернавским и Вогрэсовским мостами описано 25 стоянок.
При обнаружении палеолитических стоянок в процессе
проведения геологических исследований не следует устраивать каких-либо раскопок. Необходимо зафиксировать местоположение предполагаемой стоянки на карте и в полевой
книжке, описать наблюдаемый объект, а в последующем передать полученную информацию специалистам-археологам
для принятия решения о дальнейших исследованиях.
2.2.4. Некоторые эколого-геологические следствия развития
современной цивилизации
«С человеком, несомненно, появилась новая огромная геологическая сила на поверхности нашей планеты», — отмечал
В. И. Вернадский. Развитие современной цивилизации проходит
ускоряющимися темпами. По мере этого развития увеличивает87
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ся влияние человека не только на географическую оболочку, но
и на геологические процессы, протекающие в земной коре. Это
влияние определяется термином «техногенез», под которым
подразумевается совокупность геолого-геоморфологических
процессов, вызванных производственной деятельностью человека. Влияние производственной деятельности на природу осуществляется в нескольких важнейших направлениях. Первое из
них — геоморфологическое, связанное с перемещением огромного объема вещества на поверхности планеты. Оно выражено
непосредственным изменением рельефа земной поверхности и
созданием искусственного рельефа (карьеров, отвалов карьеров, дорог, плотин, водохранилищ, каналов, зданий и сооружений различного назначения, образующих агломерации крупных
городов и мелких населенных пунктов). Кроме того, важнейшей составляющей является извлечение широчайшего спектра
минеральных ресурсов (руд черных и цветных металлов, угля и
торфа, нефти и газа, нерудного сырья и строительных материалов, воды для питьевого водоснабжения и нужд производства).
Суммарный итог геоморфологического влияния оценивается
техногенной составляющей глобальной денудации.
Второе направление — это глобальное изменение климата путем влияния на химический состав атмосферы и гидросферы (сжигание большого количества разнообразного
топлива — угля, торфа, газа, нефти и ее производных; выбросы химических производств), а также путем регулирования водного режима, осушения болот и орошения, создания
искусственных водоемов, каналов.
Третье направление определяется непосредственным влиянием на биосферу при обработке почв, использовании химических удобрений, изменяющих круговорот веществ в биосфере. Это и непосредственное изменение растительного покрова и
фауны (уничтожение естественного древесного и травянистого
покрова, создание искусственных лесопарковых насаждений,
возделывание сельскохозяйственных и технических культур,
уничтожение и ограничение численности видов животных, в
том числе искусственным их отбором, скрещиванием).
88
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Все эти три направления тесно связаны друг с другом. По
имеющимся подсчетам различных авторов, например, за последние 2—3 тыс. лет в результате человеческой деятельности
общая площадь лесов на планете сократилась с 72—76 млн км2
до 40,7 млн км2 (человек уничтожил почти половину лесов
земного шара!). Сведение лесов увеличивает объемы денудации с единицы площади примерно в 4 раза. Общая площадь
земель, подверженных ускоренной денудации, обусловленной сведением лесов и распашкой земель, уже сейчас составляет 40,8 млн км2, или почти треть площади суши. Величина
ионного стока (растворенных минеральных веществ) с единицы
площади облесенного водосбора в 2,5—3 раза меньше, чем с
водосбора, не покрытого лесом. Объемы этого стока в еще
большей степени усиливаются в результате выбросов агрессивных газов в атмосферу, а также промышленных стоков.
С учетом того, что леса — это «легкие нашей планеты», изменяется и баланс в химическом составе атмосферы.
Общая величина глобальной денудации составляет
23—25 млрд т/год. Суммарный денудационный эффект от
производственной деятельности человека оценивается примерно в 10 млрд т/год. Вклад человека в глобальную денудацию, таким образом, составляет около 42 %, что позволяет сделать вывод: в пределах внеледниковой суши человек
столь же эффективен, как и все экзогенные денудационные процессы вместе взятые.
Важно отметить, что существенное усиление денудации
распределено на поверхности суши неравномерно и подчинено неравномерному распределению производственных сил.
В зонах повышенной концентрации производства оно возрастает многократно, в то время как на относительно мало
заселенных территориях его влияние не так велико. Резкое
локальное усиление денудации может приводить (и приводит) к нарушению изостатического равновесия в литосфере,
активизации зон разломов в земной коре и, как следствие,
к возникновению техногенно обусловленных очагов землетрясений.
89
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
В техногенную эру наметились сдвиги в составе атмосферы. Фиксируется непрерывное увеличение поступления
«экзогенного» углекислого газа. Оно связано со сведением
лесов, с «выгоранием» органики при распашке земель, но
главная причина — сжигание топлива. По данным американских ученых (B. Bolin, W. Bischof), за последние сто лет
в атмосферу попало около 360 млрд тонн двуокиси углерода. В настоящее время в атмосферу попадает примерно
10 млрд тонн углекислого газа ежегодно. Значительная часть
его (35—40 %) поглощается Мировым океаном. Около 25 %
усваивается растительностью континентов. Остальная часть
(около 1/3) задерживается в атмосфере. С середины XIX в.
до середины XX в. содержание углекислого газа в атмосфере увеличилось на 7 %, а еще через 50 лет, к 2000 г., увеличение достигло почти 25 %. Необходимо отметить, что эти
оценки являются весьма приблизительными, поскольку на
количество углекислого газа в атмосфере влияет множество
факторов: время суток и время года, состояние погоды и характер местности и др. Увеличение содержания углекислого
газа в атмосфере может быть связано также с ослаблением
фотосинтеза в океане, вследствие загрязнения поверхности.
Нефтяные пятна покрывают уже около четверти его площади.
Дополнительное продуцирование двуокиси углерода может иметь различные следствия. С одной стороны, оно вызывает своеобразную «цепную реакцию»: усиливается объем
растворенного в природной воде углекислого газа, повышается агрессивность воды в отношении карбонатов, возрастает их растворение и вынос в океан. На суше активизируются
процессы карбонатного карста. С другой стороны, повышенное содержание углекислого газа в атмосфере способствует
росту растений, благодаря чему увеличивается биогенная аккумуляция. В последние десятилетия величина годового прироста фитомассы в биосфере по разным оценкам возросла
на 7—10 %. Наконец, рост содержания углекислого газа в
атмосфере приводит к поглощению инфракрасного излучения солнца, вследствие чего возрастает приток тепла к зем90
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ной поверхности («парниковый эффект»). В количественной
оценке изменений термического режима поверхности Земли
мнения различных исследователей существенно разнятся, но
наличие самой тенденции к повышению температуры в связи
с ростом концентрации в атмосфере двуокиси углерода никем не оспаривается.
Парниковый эффект усиливается в связи с увеличением содержания паров воды в атмосфере. Соответствующая
тенденция обусловлена расширением орошаемых площадей,
строительством водохранилищ, а также повышением температуры, связанным с увеличением содержания углекислого газа.
В атмосферу Земли ежегодно поступает около
380 млн тонн сернистых соединений. При этом на долю
техногенных источников приходится около 147 млн тонн
(40 %). Установлено, что рост содержания серы способствует устойчивости облачности и увеличению площади облаков, а образование серной кислоты — это еще одна причина
возрастания агрессивности природных вод, стимулирования
выветривания и карстовых процессов.
Прогрессирующий рост запыленности атмосферы вызывает устойчивую тенденцию к уменьшению прихода солнечной радиации. Запыленность атмосферы, таким образом,
стремится компенсировать парниковый эффект, обусловленный увеличением концентрации углекислого газа.
На энергетический баланс планеты оказывает влияние
изменение величины альбедо (отражательной способности).
Максимальных значений эта величина достигает на снежной
поверхности (до 98 % солнечной радиации отбрасывается в
космос «снежным зеркалом»). В связи с чем наблюдающееся
сокращение площади многолетних льдов в приполярных областях способствует накоплению тепла и увеличению температуры. Это увеличение, в свою очередь, приводит к уменьшению площади льдов. Таким образом, процесс приобретает
лавинообразный характер.
Изменения теплового баланса Земли происходят также
в результате непосредственного выделения большого коли91
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
чества тепла промышленными предприятиями. Уже сейчас в
крупных городах и промышленных районах количество техногенного тепла сопоставимо с теплом, приходящим с солнечным излучением.
Приведенные данные наглядно демонстрируют всю сложность процессов, протекающих в атмосфере, а в связи с этим
и сложность задач по прогнозу климатических изменений на
планете в ближайшем и отдаленном будущем. Неоспоримым,
однако, остается факт устойчивой тенденции к потеплению
климата в последние десятилетия, что сказывается на атмосферной циркуляции, увеличении нестабильности климатических параметров. Эта нестабильность выражается в увеличении количества природных катастроф — штормовых и
ураганных ветров, торнадо, пыльных бурь, аномально низких
зимних температур и аномально жарких летних сезонов.
Литература к разделу 2.2: [18, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26,
29, 30].
2.3. Четвертичные отложения территории России
Территория России, занимающая шестую часть суши, отличается неповторимым разнообразием природных условий,
разнообразием геологического строения в целом и строения
чехла четвертичных отложений, в частности. По характеру
строения, особенностям геологического картирования четвертичных отложений территория России разделена на несколько регионов, для которых разработаны региональные
стратиграфические схемы.
2.3.1. Европейская часть России (Русская равнина,
Черноморско-Каспийская область и Кавказ)
На Европейской части России важнейшим стратотипическим регионом является Русская равнина. В тектоническом
отношении она в основном совмещается с древней ВосточноЕвропейской платформой. Мощность четвертичных отложе92
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ний здесь изменяется в широком диапазоне — от нуля и
первых метров до нескольких сотен метров, что связано с
достаточно высокой степенью вертикального расчленения
подошвы четвертичных отложений, а также с особенностями
неотектонической структуры территории. Главным свойством этой структуры является чередование ориентированных
преимущественно в субмеридиональном направлении крупных
поднятий и депрессий, выраженных в рельефе возвышенностями и низменностями со средней шириной 300—350 км и
перепадами высот от 120—200 м (в пределах низменностей) до
370 и более метров (на возвышенностях). Ориентировка новейших тектонических структур предопределила преобладающее направление стока наиболее крупных рек территории —
Волги, Дона, Днепра (южное направление), Печоры, Мезени,
Северной Двины (северное направление). Эти же структуры
оказывали влияние и на направление движения льда в ледниковые периоды, распространение гляциоэвстатических трансгрессий в межледниковья. В целом мощности четвертичных
отложений возрастают в пределах отрицательных структур и
уменьшаются на поднятиях. В депрессиях, кроме того, большим распространением пользуются аллювиальные, озерные,
болотные, водно-ледниковые, а также морские отложения.
Важнейшими формациями четвертичных отложений в
пределах Русской равнины являются: ледниковая, включающая собственно ледниковые отложения (морены) и водно-ледниковые образования; формация перигляциальных лессов,
представленная в совокупности с ископаемыми почвами лессово-почвенными комплексами; аллювиальная, образованная
сложно построенными террасовыми рядами и современным
аллювием речных и балочных долин. Здесь известны морские,
озерные, болотные, элювиальные образования, а также различные отложения склонового ряда, имеющие, однако, существенно меньшее распространение по площади и в разрезе.
Морены на Русской равнине в литологическом отношении представлены глинами, суглинками, супесями, окраска которых изменяется от зеленовато-серых и бурых до кирпично93
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
красных тонов. Важнейшей диагностической компонентой
морен является примесь разнообразного по составу обломочного материала различной размерности (от гравия и
мелкой гальки до крупных валунов). Выветрелые граниты,
кристаллические сланцы, гнейсы, шокшинские кварциты и
другие породы образуют группу эрратических (чуждых
данной местности) обломков. Они дополняются обломками
местных пород. Среднее содержание обломков в моренах
около 10 %. В текстурном отношении для морен характерны выраженные в различной степени криотурбации, гляциотектонические деформации. Водно-ледниковые отложения
сформированы преимущественно кварцевыми песками, часто косослоистыми, разнозернистыми (флювиогляциальный
комплекс). В песках отмечаются различные по составу обломки, прослои и линзы глин. Для озерно-ледниковых отложений (лимногляциальный комплекс) характерна тонкая
сезонная ленточная слоистость.
Собственно лессовые отложения Русской равнины,
представленные однообразными пористыми образованиями
палевой, светло-бурой окраски, состоящие на 75 % и более
из кварца алевритовой размерности, характерны для молодых (валдайских) горизонтов. Более древним горизонтам в
большей степени свойственны лессоиды, лессоподобные отложения, представленные бурыми суглинками, пористыми, в
различной степени карбонатными, содержащими известковистые пустотелые конкреции («дутики»). В разрезах лессовых толщ отмечаются горизонты ископаемых почв.
Аллювий Русской равнины слагает днища речных и
балочных долин и речные террасы. В литологическом отношении он представлен преимущественно кварцевыми, в
различной степени глинистыми, разнозернистыми песками, супесями и суглинками, а также глинами с прослоями
торфа (в старичной фации). Для рек южного направления
стока, питание которых в ледниковые периоды в значительной степени осуществлялось за счет талых вод, свойственно
формирование аллювиальных свит в продолжение двух кли94
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
матохронов — межледникового и ледникового. Первая надпойменная терраса (средне- и верхневалдайский горизонты)
обладает высотой над меженным урезом воды от 5—6 м до
10 м. Высота второй надпойменной террасы (микулинский и
нижневалдайский горизонты) колеблется от 10—15 до 25 м.
Обе эти террасы отвечают низкому террасовому уровню.
Более древние аллювиальные свиты (одинцовско-московская, лихвинско-днепровская, мучкапско-окская, ильинскодонская и др.) образуют высокий террасовый уровень, располагающийся на высотах 30—40 м и более над меженным
урезом воды. На соотношения террас в террасовом ряду
оказывают влияние неотектонические движения. Вследствие
чего в долинах крупных рек террасы по простиранию изменяются от прислоненных (в областях устойчивых поднятий)
до вложенных и наложенных (в зонах погружений).
По особенностям строения четвертичного покрова на
Русской равнине выделяются ледниковая и внеледниковая области. Ледниковая область занимает большую часть территории. Ее граница проходит по контуру максимального распространения ледников. Этот контур выражен двумя крупными
разновозрастными языками древних покровных ледников —
Днепровским и Донским, которые приурочены к Приднепровской и Окско-Донской низменностям. Они огибают почти всю
территорию Среднерусской и Приволжской возвышенностей,
входящих во внеледниковую область (рис. 2).
Неоднократное распространение материковых покровных ледников связано с деятельностью скандинавского (фенно-скандинавского), баренцевоморского, карского
(новоземельского) ледниковых центров. В рельефе Русской
равнины отчетливо выражены краевые образования пяти
оледенений: донского, днепровского, московского, калининского и осташковского. Морены окского оледенения (конец
раннего неоплейстоцена) перекрыты более молодыми отложениями. Достоверные следы оледенений, предшествовавших донскому — ликовского и сетуньского, — установлены только в скважинах в Московском регионе. На развитие
95
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Рис. 2. Границы четвертичных оледенений Восточно-Европейской
равнины (по Величко и др., 2005 с упрощениями):
1 — донского, 2 — окского (предполагаемая); 3 — днепровского;
4 — московского; 5 — валдайского
96
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
оледенения на Русской равнине, равно как и на развитие
оледенения большей части территории Западной Европы, существенное влияние оказывало мощное теплое течение Гольфстрим (его Нордкапская ветвь), проходящее в акватории
Европейского Севера вплоть до Карских ворот. Это течение
поставляло большое количество влаги и атмосферных осадков для формирования покровных ледников. Под действием
внутриледного давления лед стекал в различных направлениях. Образующиеся у края ледников талые воды формировали
обширные, в основном песчаные поля сплошных зандров,
которые к югу постепенно замещались долинными зандрами и перигляциальным перстративным и констративным
аллювием крупных речных долин с южным направлением
стока. За пределами распространения льда на водоразделах
и склонах долин накапливались толщи пыли, принесенной
от края ледника стоковыми холодными и сухими ветрами.
Эта пыль, преобразовываясь элювиальными, мерзлотными
и склоновыми процессами, становилась основой для образования толщ лессовых и лессоподобных (лессоидных) отложений. При отступании ледников формировались толщи
основной морены с характерным беспорядочно холмистым
рельефом, подпрудными озерами, ложбинами стока талых
вод. Морена на значительных площадях перекрывалась
сплошными зандрами стадии отступания ледника. При временных остановках ледников образовывались протяженные
гряды конечных морен.
В эпохи потепления климата (в межледниковья) ледники исчезали, прекращалось поступление пыли, поверх лессов
формировались почвы, озерные и болотные отложения. Реки
южного направления стока, теряли ледниковое питание, переходили в инстративную фазу, активно врезаясь в подстилающие отложения, а ранее накопившийся перигляциальный
аллювий обнажался в уступах образующихся террас. Реки с
северным направлением стока, которые в ледниковья перекрывались ледниками и переставали существовать, в межледниковые периоды возрождались, частично наследуя контуры
97
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
своих доледниковых долин. В связи с общим подъемом базиса
эрозии в результате межледниковых трансгрессий Северного Ледовитого океана эти реки переходили в констративную
фазу, а в их устьевых частях накапливались ингрессивные
морские отложения. В пределах областей питания ледников
эти процессы осложнялись гляциоизостатическими поднятиями земной коры, обусловленными ее освобождением от
мощной ледовой нагрузки. При новом похолодании климата надвигающиеся ледники в значительной степени уничтожали ранее образовавшиеся ледниковые и межледниковые
отложения, которые спорадически сохранялись лишь в переуглубленных участках доледниковой поверхности.
Важной особенностью палеогеографии четвертичного периода Русской равнины являлось закономерное уменьшение
площади покровных ледников от более древних к более молодым ледниковым эпохам. Это связывается с направленным
похолоданием климата, возрастающей площадью замерзания поверхности Северного Ледовитого океана в ледниковые эпохи, превращением его в «климатическую сушу», не
дававшую достаточного количества осадков для увеличения
площади наземного оледенения. Вместе с тем, общее понижение температуры увеличивало мощность и площади распространения многолетнемерзлых пород, а нарастающая
сухость воздуха способствовала более интенсивному накоплению лессов. Все это обусловило и особенности строения
ледниковой области. В ней выделяются подобласти, отличающиеся сложностью строения четвертичного покрова.
Подобласть ледникового выноса сопоставляется с областью питания неоднократно возникавших ледников. Она
располагается в пределах Балтийского щита и отличается
наиболее простым строением четвертичного покрова. Здесь в
основном распространены образования голоценового возраста: почвы, озерные, озерно-болотные и болотные отложения,
аллювий в днищах речных долин. Они залегают непосредственно на коренных породах или перекрывают относительно
небольшие по мощности и площади распространения ледни98
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ковые отложения. Для области ледникового выноса весьма
характерны различные формы рельефа, обусловленные ледниковой денудацией — «бараньи лбы», «курчавые скалы»,
«китовые спины», возвышающиеся островами над уровнем
моря, шхерные, фиордовые и фиардовые типы берегов.
Подобласть распространения валдайских морен расположена южнее подобласти ледникового выноса. Ее граница проходит в общем северо-восточном направлении примерно через города Витебск, Смоленск, Вологду, Сыктывкар
и далее резко поворачивает на север до берега Белого моря
(см. рис. 2). Здесь, кроме голоценовых отложений, в контурах
распространения осташковского ледника развита морена и
водно-ледниковые отложения, относящиеся к одноименному
горизонту. Между границами калининского и осташковского ледников в долинах, помимо голоценового аллювия, появляется аллювий первой надпойменной террасы. Его возраст
датируется ленинградским (стадия врезания) и осташковским (заполнение долин) горизонтами. На водоразделах над
ленинградской почвой появляется осташковский лесс, перекрытый голоценовыми образованиями (почвами, болотными
и озерными отложениями).
Подобласть распространения средненеоплейстоценовых морен характеризуется усложнением строения четвертичного чехла как на водоразделах, так и в речных долинах. В пространстве между границами распространения
калининского (ранневалдайского) и московского ледников
(см. рис. 2) в речных долинах добавляется вторая надпойменная терраса, датируемая микулинским и калининским
горизонтами, а на водоразделах микулинская погребенная
почва, залегающая на морене московского горизонта, подстилает калининский лесс, который, в свою очередь, отделяется ленинградской почвой от осташковского лесса, перекрытого современной почвой. За пределами распространения
московского ледника в долинах появляется третья надпойменная терраса. На водоразделах лессово-почвенный разрез усложняется одинцовской почвой и московским лессом.
99
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Подобласть распространения нижненеоплейстоценовых морен дополняется четвертой надпойменной террасой, а также мучкапско-окским аллювием, часто выходящим
в цоколе четвертой надпойменной террасы. Соответственно
усложняется строение и лессово-почвенных образований на
водоразделах.
Во внеледниковой области наблюдается наиболее сложное строение четвертичного покрова за счет распространения нижненеоплейстоценовых и эоплейстоценовых аллювиальных образований, увеличения количества лессов и
разделяющих их почв. Здесь отсутствуют отложения ледниковой формации, но достаточно широко развиты элювиально-делювиальные красноцветные образования кор выветривания плиоцена и эоплейстоцена (с абсолютным возрастом
по калий-аргоновому методу в интервале от 3,5 млн лет до
0,8 млн лет назад) — скифские (красно-бурые) глины. Они и
их стратиграфические аналоги распространены не только во
внеледниковой области Русской равнины, но и в Молдавии,
на юге Украины, в Приуралье и Зауралье, на юге Западной и
Восточной Сибири, в Средней Азии, а также в Монголии, в
Китае и в Индии. Скифские глины залегают на высоких неогеновых террасах и в пределах междуречий. Их мощность
достигает 70 м. В глинах отмечаются 3—4 и более горизонтов погребенных почв, встречаются прослои лессов.
Черноморско-Каспийская (Понто-Каспийская) область
непосредственно примыкает к внеледниковой области Русской равнины с юга. Она представляет самостоятельный стратотипический регион. Среди четвертичных отложений здесь
большое стратиграфическое значение принадлежит морским
образованиям. Трансгрессивно-регрессивные циклы Черноморско-Каспийской области имеют различное происхождение — климатическое и тектоническое. Климатические циклы тесно связаны с развитием ледниковых процессов на
Русской равнине и гляциоэвстатическими изменениями уровня Мирового океана. При этом выделяется два возможных
режима — режим замкнутых (не имеющих связи с Миро100
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
вым океаном) и полузамкнутых бассейнов. В замкнутом бассейне, примером которого может служить Каспийское море
на протяжении большей части его четвертичной истории, в
ледниковья отмечались трансгрессии и опреснение, обусловленные притоком большого количества пресной талой воды.
В полузамкнутом бассейне (Черное море) в ледниковые периоды из-за притока пресной талой воды также происходило уменьшение солености воды, но оно сопровождалось
регрессией морского бассейна. Лишняя вода через систему
проливов уходила в Средиземное море и далее в океан, в
котором развивалось гляциоэвстатическое снижение уровня. В межледниковое время в замкнутый бассейн прекращалось поступление талой воды, усиливалось испарение с его
поверхности, повышалась соленость вод, которая сопровождалась регрессией. В полузамкнутом бассейне в это время
наблюдалась трансгрессия за счет гляциоэвстатического повышения уровня океана и притока его соленых вод. Она сопровождалась повышением солености в бассейне. Изменения
солености воды неизбежно сказывалось на составе фауны
моллюсков. Состав фауны моллюсков, таким образом, является важным диагностическим признаком климатически обусловленных трансгрессий и регрессий.
Тектонические трансгрессивно-регрессивные циклы
вызваны неравномерной скоростью прогибания дна глубоководных котловин Черного и Каспийского морей. В отличие от
климатических циклов они не сопровождаются изменением
солености. Интерференция климатических и тектонических
циклов существенно усложняет структуру трансгрессивнорегрессивных циклов и корреляцию разрезов.
В стратиграфической схеме Черноморско-Каспийской
области выделяются ряд горизонтов и надгоризонтов, сложенных в основном терригенными мелководными образованиями (см. рис. 1).
Кавказ за четвертичное время испытал унаследованное
от неогена интенсивное поднятие, сопровождавшееся усилением горного оледенения. Унаследована от неогена и вул101
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
каническая деятельность, которая на Северном Кавказе (в
пределах территории России) связана с Эльбрусом. В развитии вулканизма отмечается тенденция изменения состава
вулканитов от среднего состава (андезито-дациты, андезиты
и их туфы в неогене и начале квартера) до основного (голоценовые базальты, слагающие обе вершины вулканического конуса Эльбруса). Фумарольная деятельность Эльбруса
фиксируется и в настоящее время. Помимо вулканитов, на
Кавказе широко представлены аллювиальные образования,
сформированные валунно-галечными и гравийно-песчаными
отложениями большого количества террас и их уровней, отложения склонового ряда (в основном коллювий). Отложения ледникового комплекса образованы моренами преимущественно голоценового возраста.
Палеогеография Европейской части России в четвертичном периоде тесно связана с климатическими изменениями. Граница распространения наиболее древнего ликовского ледника (конец позднего эоплейстоцена — двадцатая
морская изотопная стадия, МИС-20) пока не установлена.
Акуловское межледниковье, последовавшее за ликовским
оледенением и отмечающее начало раннего неоплейстоцена
(МИС-19), характеризуется очень теплым климатом, распространением на Русской равнине широколиственных лесов, в составе которых отмечено до 30 % экзотических и
более 11 % вымерших видов. В спорово-пыльцевых спектрах
на широте Москвы встречена пыльца грецкого ореха, винограда и других экзотов. Сетуньское оледенение (МИС-18)
предположительно распространялось до северной окраины
Тульской области, а сменившее его окатовское (ильинское)
межледниковье (МИС-17) было существенно более холодным и сухим, чем акуловское. В составе широколиственных
лесов резко сокращается количество экзотических видов.
Донской ледниковый язык (МИС-16) спустился в обход
Среднерусской возвышенности по Окско-Донской низменности до широты Россоши и Верхнего Мамона. К западу от
Среднерусской возвышенности донская (дзукийская) море102
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
на отмечена в погребенном состоянии в глубоких долинах
в пределах Литвы, Белоруссии и в районе Смоленска. Восточная граница ее распространения совпадает с западной
границей Приволжской возвышенности. Предполагается,
что при формировании Донского ледникового языка главную роль играл не северо-западный, а северо-восточный
ледниковый щит, располагавшийся на осушенном шельфе
в Заполярье. Мучкапское (рославльское) межледниковье
(МИС-13, 14, 15), наступившее после донской ледниковой
эпохи, характеризуется двумя климатическими оптимумами, выразившимися распространением широколиственных
лесов. Окское оледенение (МИС-12) распространялось на
юг до линии Мозыль-Тула-Казань. Оно вызвало во внеледниковой зоне смену широколиственных лесов темнохвойной
тайгой. Лихвинская межледниковая эпоха (МИС-9, 10, 11)
также как и мучкапское межледниковье, имела сложный
характер. В целом она характеризуется значительным потеплением. Ледниковый покров исчезает. Широколиственные
леса, сменившие тайгу, доходят практически до побережья
северных морей. В климатические оптимумы в составе лесов
существенное значение приобретают дуб, граб, бук — индикаторы теплого влажного климата. Северная межледниковая трансгрессия этого времени затопила ряд впадин, дно
которых сейчас находится ниже уровня моря. В Черноморско-Каспийской области раннехазарский бассейн через Манычскую впадину соединяется с древнеэвксинским морем.
Днепровское оледенение (МИС-8) охватило всю северную и
северо-западную часть европейской России, спускаясь языком по долине Днепра. В отличие от донской ледниковой
эпохи главное значение при его формировании имели северо-западные ледниковые щиты. Вдоль края ледника располагалась широкая полоса тундр и арктической лесостепи, и
только на крайнем юге (в Крыму) сохраняется темнохвойная
тайга. На Кавказе существовали горные ледники и ледники
подножий. Средний неоплейстоцен в Черноморско-Каспийской области знаменуется хазарскими и одновозрастными с
103
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ними древнеэвксинским и узунларским бассейнами. Почти
все время существовало сообщение Каспия и Черного моря,
и, что важно, начался сток вод через Манычский пролив в
Средиземное море. Одинцовское межледниковье (МИС-7)
характеризуется более прохладными и сухими климатическими условиями по сравнению с лихвинским межледниковьем. На Русской равнине из состава лесной растительности
исчезают бук и граб, возрастает роль сосново-березовых
ассоциаций. Ледники московского оледенения (МИС-6)
занимали меньшую площадь и доходили на юге только до
широты Костромы. Значительное потепление микулинского времени (МИС-5) вызвало исчезновение скандинавского
ледника. Атлантические воды проникают в Балтику, вызывая
мгинскую трансгрессию. Мгинское море через впадины Ладоги и Онеги соединялось с эпиконтинентальными бассейнами, образованными бореальной трансгрессией. Цепь этих
бассейнов протягивалась от современного Белого моря до
Таймырской депрессии. Климатические условия микулинского и лихвинского межледниковий довольно сходны. Но для
микулинского времени в составе лесной растительности отмечается широкое распространение липы и лещины (лесного
ореха), свидетельствующие о более сухом климате.
Калининское (ранневалдайское) оледенение (МИС-4),
хотя и покрывало значительно меньшую площадь, чем более
ранние ледники, вызвало формирование суровой перигляциальной арктической обстановки, когда область многолетней мерзлоты достигала берегов Азовского моря. Среднее и
нижнее Поволжье с Прикаспием представляли собой мерзлую пустыню, постепенно сменявшуюся к югу темнохвойной
тайгой. Начавшаяся раннехвалынская трансгрессия Каспия
достигла по долине Волги широты Самары (уровень Каспия
был выше современного на 75 м). На Кавказе были развиты
только долинные ледники. Ленинградское межледниковье
(МИС-3) характеризуется на севере небольшой онежской
трансгрессией. У края скандинавского ледника образовалось
Балтийское озеро. Последнее осташковское оледенение
104
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
(МИС-2) охватило только самые северные районы. На Кавказе исчезают крупные долинные ледники. Горные ледники
остаются в основном в районе Эльбруса. В послеледниковое время (МИС-1) происходит формирование Балтийского
моря. Черноморско-Каспийская область приобретает современные очертания.
Литература к разделу 2.3.1: [18, 20, 24, 30].
2.3.2. Азиатская часть России
(Урал, Сибирь и Дальний Восток)
Азиатская часть России — это огромная территория, которая включает Западную и Восточную Сибирь, Верхояно-Чукотскую, Корякско-Камчатскую области и Дальний
Восток. Каждый из указанных регионов обладает отчетливо
выраженными особенностями геологической истории, неотектонических движений, особенностями строения рельефа и
четвертичного покрова.
Западно-Сибирская низменность пространственно совмещается с молодой эпигерцинской платформой. Складчатый фундамент платформы образован палеозойскими
и отчасти докембрийскими породами, а осадочный чехол
представлен спокойно залегающими отложениями мезозоя и
кайнозоя. Особенности строения четвертичного покрова Западно-Сибирской низменности в значительной степени определяются неотектонической структурой. Ее наиболее крупными элементами в северной части территории являются
Ямало-Ненецкая впадина и Северо-Енисейская структурная
ступень, имеющие общую меридиональную ориентировку.
На юге они ограничены широтно ориентированной полосой
поднятий Сибирских увалов. Еще южнее расположены Среднеобская впадина и Южно-Енисейская структурная терраса, которые, в свою очередь, сменяются еще одной широтно
ориентированной полосой поднятий Васюганской гряды. На
самом юге расположены Кулундинско-Барабинская и Иртышско-Ишимская впадины.
105
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Региональная стратиграфическая схема четвертичных
отложений Западной Сибири используется при корреляции
разрезов всей остальной части азиатской России. Важнейшими отличительными особенностями четвертичного
периода Западной Сибири от Русской равнины являются: 1)
метахронность развития покровных оледенений, обусловленная большей континентальностью климата; 2) множественность центров зарождения ледников, часть из которых располагалась на западе (Приполярный и Северный Урал, Новая
Земля), а часть — на востоке (горы Бырранга на Таймыре, Путоранское нагорье, Енисейский кряж). Вместе с тем,
ряд исследователей допускает возможность существования в
ледниковые периоды обширного Карского ледникового покрова с мощностью льда до 1 км; 3) крупнейшие реки Западной Сибири (Обь, Енисей) текут с юга на север (навстречу
формировавшимся ледникам) и впадают непосредственно в
Северный Ледовитый океан. Эти особенности сказываются
и на строении четвертичного покрова, мощность которого
здесь изменяется в широком диапазоне. При районировании
Западно-Сибирской низменности по строению четвертичного покрова выделяются ледниковая и внеледниковая области.
Ледниковая область занимает северную часть низменности. Ее граница проводится по границе распространения максимального самаровского средненеоплейстоценового ледника, которая проходит южнее Сибирских увалов (рис. 3). Для
рельефа ледниковой области характерны широкие долины,
чередующиеся с холмистыми водоразделами высотой около
200 м и множеством озер и болот. В контурах ледниковой
области на севере (Обско-Пуровское междуречье — ЯмалоНенецкая впадина в неотектонической структуре) выделяется подобласть морских трансгрессий. Она характеризуется
наибольшей мощностью четвертичного покрова (до 400 м), в
разрезе которого участвуют мелководно-морские песчаноглинистые отложения с прослоями морской и континентальной морены. Южнее располагается подобласть континентальных морен, занимая полосу Сибирских увалов. Морены
106
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сложены темно-серыми (до черных) валунными глинами,
суглинками, глинистыми песками с обломками дальноприносных пород, состав которых подтверждает связь морен с
западными или восточными ледниковыми центрами. Отмечаются остатки перемытой морены в виде скопления валунов, а
также флювиогляциальные глыбово-щебнистые отложения,
пески и супеси.
Внеледниковая область занимает южную часть низменности. Ее рельеф с абсолютными отметками 100—140 м образован озерно-аллювиальными и аллювиальными плоскими
болотистыми равнинами. Местами отмечаются низкие протяженные гряды с превышением до 30 м. Повсеместно распространены мелкие пресные и соленые озера, заполняющие
разнообразные по форме котловины. Внеледниковая область
делится на две подобласти — подобласть подпрудных озер
и подобласть распространения субаквальных лессов. Подобласть подпрудных озер формировалась преимущественно
в ледниковое время, когда на пути сибирских рек оказывалась
плотина соединившихся ледниковых покровов. К накапливавшейся речной воде добавлялась талая вода, поступавшая
от края ледников. Базис эрозии Оби и Енисея повышался,
и на обширных территориях накапливались аллювиальные и
водно-ледниковые, преимущественно песчаные отложения.
При потеплении климата вначале происходило понижение
базиса эрозии (за счет раскрытия ледниковой «плотины»),
врезание рек в ранее отложенный аллювий, формирование
уступов речных террас, а затем, по мере развития гляциоэвстатической трансгрессии Арктического бассейна, базис
эрозии вновь повышался, долины заполнялись межледниковым аллювием. По мере нового похолодания и начала роста
ледников уровень океана падал, реки переходили к инстративной фазе и в дальнейшем эрозионно-аккумулятивные циклы повторялись. В результате этого сформировалось большое количество аллювиальных свит, находящихся в сложных
соотношениях друг с другом.
107
Рис. 3. Границы обледенений на Русском Севере (по В. И. Астахову, 2008 с упрощением):
1 — максимального распространения поздненеоплейтоценовых ледников,
2 — максимального распространения средненеоплейстоценового ледника
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
108
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Подобласть распространения субаквальных лессов
расположена южнее подобласти подпрудных озер. Вынесенная стоковыми ветрами ледников пыль накапливалась в
обширных мелководных подпрудных водоемах. Вследствие
этого в лессах наблюдается слабо выраженная параллельная слоистость, присутствуют остатки пресноводной фауны
моллюсков. В межледниковья поверх лессов формировались
почвы. От цикла к циклу, таким образом, накапливались лессово-почвенные комплексы.
Раннечетвертичная история и соответствующие отложения Западной Сибири еще относительно слабо изучены. Отложения эоплейстоцена различного генезиса сопоставляются
с горнофиленским горизонтом, а начало раннего неоплейстоцена — с мансийским и талагайкинским горизонтами. Древнейшее в Западной Сибири азовское (раннешайтанское) оледенение (МИС-16) соответствует донскому горизонту Русской
равнины. Оно, вероятно, покрывало северную часть низменности. В позднешайтанское время (МИС-12) ледники, спускавшиеся на равнину с двух сторон, видимо, не соединялись.
Тобольское межледниковье (МИС-9, 10, 11) характеризуется
трансгрессией, осадки которой отмечены в низовья Енисея и
Таймырской депрессии. В самаровское время (МИС-8) ледники захватывали весь север Сибири до 60—61° с. ш. Край
ледника проходил почти в широтном направлении, несколько
изгибаясь в бассейне р. Юган, где проходил стык Уральского
и Таймыро-Путоранского ледников (см. рис. 3). Самаровский
ледниковый щит, характеризующий максимальное по площади оледенение, преградил сток рек на север, и вдоль его края
образовался обширный подпрудный бассейн, который протягивался на восток от склонов Урала до Енисейского кряжа.
Юго-Восточная часть бассейна прилегала к Катуньскому леднику Алтая. Сток этого громадного бассейна проходил через Тургай, Аральскую впадину, Сары-Камыш, долины палеоАму-Дарьи и палео-Узбоя в Хазарское море (Каспий). Дельты
Иртыша и Оби располагались в предгорьях Алтая, а Енисей
впадал в районе современного оз. Б. Пита. Бассейн большую
109
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
часть года был покрыт льдами. Ширина приледниковой зоны
достигала 1000 км. На юге, в тундровых условиях, накапливались лессовидные породы. В ширтинское межледниковье север Сибири освобождается ото льда. Воды стекают в бассейн
Ледовитого океана, приледниковый бассейн исчезает. На озерно-аллювиальной равнине начинается интенсивное углубление
речных долин. Почти повсеместно распространяется теплолюбивая широколиственная лесная растительность. Небольшая
ингрессия моря захватила только крайний север низменности.
Тазовский ледниковый покров не был сплошным. Вдоль р.
Пур оставалось 250—300-километровая полоса, не покрытая
льдом. На юг ледники спускались до 62° с. ш. Уральский ледник перегородил Обь, а Таймыро-Путаранский — Енисей. Так
возникли два подпрудных бассейна. Сток Енисейского озера
проходил на запад в бассейн Оби. Обско-Иртышский приледниковый бассейн был очень большим, разливаясь до Чулыма и
Оби и уходя по Тоболу на юг. Сток осуществлялся иногда на
юг, иногда на север. К концу тазовского оледенения с севера
по долинам рек проникает до 65° с. ш. морская трансгрессия.
Казанцевское межледниковье (МИС-5) связано с образованием Западно-Сибирского и Таймырского эпиконтинентальных бассейнов бореальной трансгрессии. Значительная часть
низменности была покрыта еловыми заболоченными лесами.
В ермаковское время (МИС-4) ледниковые щиты еще более
обособились, и северная часть низменности оставалась свободной ото льда. Небольшие подпрудные бассейны Оби и
Енисея имели сток на север. В каргинское время (МИС-3)
произошла трансгрессия, захватившая Ямал, Тазовский п-ов,
низовья Енисея. Сартанский ледник (МИС-2) имел горнодолинный характер. Только в бассейне р. Щучьей ледник выходил на равнину.
Восточная Сибирь объединяет Среднесибирское плоскогорье, которое в тектоническом отношении совмещается с
активизированной древней Сибирской платформой, полуостров Таймыр (горы Бырранга в тектоническом отношении —
герцинская складчато-надвиговая область) и Северо-Сибир110
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
скую низменность, в тектоническом отношении — Предтаймырский грабенообразный прогиб с мощным мезо-кайнозойским осадочным чехлом, залегающим на эпигерцинском
складчатом фундаменте. Они достаточно разнообразны как
в тектоническом отношении, так и по облику рельефа, по
строению четвертичного покрова. Для всей этой территории
в целом характерна более резкая континентальность климата,
которая явилась причиной отсутствия сплошного мощного наземного оледенения и развития его антипода — подземного
оледенения (мощной толщи многолетнемерзлых пород). Реликты мерзлоты здесь во многих районах сохраняются до сих
пор. В наземном оледенении выделяются покровные ледники
гор, плато Восточной Сибири (Северная Земля, Таймырский
п-ов, северо-запад Среднесибирского плоскогорья). Восточная Сибирь на протяжении квартера испытывала восходящие
движения. Большое количество обломочного материала поступало в обширные зоны аккумуляции — Предтаймырский
прогиб, Центрально-Вилюйскую, Нижнеалданскую впадины.
В эоплейстоцене развиваются только горные ледники.
Первым покровным является самаровское оледенение, которое охватывает всю северо-западную часть Восточной Сибири от устья Подкаменной Тунгуски до устья Хеты, включая Таймыр и Северную Землю. На Верхоянском и Становом
хребтах, Алданском массиве, в горах Алтае-Саянской страны развиваются горно-долинные и полупокровные ледники.
В центре Сибири остается своеобразная внутриледниковая
область, не покрытая льдами, в которой формируется тундровый комплекс растительности. В ширтинское межледниковье Восточная Сибирь покрывается тайгой. Несколько
меньшие площади, чем самаровское, занимают соответственно тазовское и ермаковское оледенение, а сартанское имело
повсеместно горно-долинный характер.
Южная Сибирь — это Байкальская горная система, Прибайкалье и Забайкалье. В тектоническом отношении вся эта
территория представляет собой эпиплатформенный ороген,
возникший в основном на неотектоническом этапе вследствие
111
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
интенсивных складчато-надвиговых деформаций эпибайкальской молодой платформы. История развития региона в позднем кайнозое тесно связана с формированием Байкальской
рифтовой зоны. В условиях интенсивных поднятий формировались мощные грубообломочные отложения коллювиального
типа. Аллювиальные отложения, представленные преимущественно валунно-галечными накоплениями, слагают днища
долин и речные террасы, формирование которых подчинено
в основном цикличным изменениям направленности вертикальных тектонических движений. Выделяется до 9 террасовых уровней (бассейн Ангары), формирующих прислоненный
террасовый ряд. Наиболее древние террасы расположены на
высотах около 120 м над урезом воды. Пролювиальные отложения, образующие обширные наземные дельты, сливаются
в сплошные шлейфы. Оледенение носило в основном горнодолинный характер. Ледниковые процессы формировали морены и водно-ледниковые отложения, представленные пачками валунников, галечников, щебня кристаллических пород в
суглинистом матриксе с линзами и прослоями песка, гравия,
супеси. В разрезах часто встречаются следы ископаемой мерзлоты в форме крупных, резко выраженных псевдоморфоз по
ледяным (морозобойным) клиньям. Эоловый ряд отложений
образован современными подвижными и закрепленными песками, распространенными в суходолах. Максимальные мощности четвертичных отложений наблюдаются во впадинах
Байкальского рифта (само озеро Байкал, суходольные впадины Байкальского типа). Здесь важную роль играют озерные
отложения, представленные песками, суглинками и глинами.
Они слагают серии озерных террас. В последнее время на дне
Байкала обнаружены голоценовые базальты.
Северо-Восток России включает Верхояно-Чукотскую и
Корякско-Камчатскую области. Верхояно-Чукотская область
в тектоническом отношении представляет сложно построенную
мезозойскую складчатую область, которая на западе Предверхоянским передовым прогибом отделяется от Сибирской платформы, а на востоке граничит с кайнозойскими складчатыми
112
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сооружениями Корякско-Камчатской области. Ее юго-восточная граница проходит по дну Охотского моря и совпадает с полосой развития вулканов Охотско-Чукотского краевого вулканического пояса. Рельеф большей части территории
среднегорный. Наиболее крупными орографическими единицами являются Верхоянский хребет и хребет Черского, протяженностью около полутора тысяч километров. Восточная
часть территории — это область преимущественного развития
сложно расчлененных нагорий (Колымского, Омолонского,
Чукотского и др.). На севере территории, в нижних частях бассейнов рек Колымы, Индигирки, Яны, расположены обширные
низменности (Колымская, Яно-Индигирская, часто объединяемые в Приморскую низменность). Они обращены к шельфовым
морям Северного Ледовитого океана и представляют области
мощной озерно-аллювиальной и морской четвертичной аккумуляции. Сильно расчлененный горный рельеф большей части
территории Верхояно-Чукотской области обусловил широкое
распространение грубообломочных коллювиальных образований и курумов. В долинах крупных рек распространен преимущественно перстративный аллювий, сложенный гравийногалечными, гравийно-песчаными образованиями. В пределах
Приморской низменности этот аллювий часто сменяется констративным аллювием, слагающим речные террасы, которые отчетливо сопоставляются с морскими террасами, отражающими
гляциоэвстатические колебания уровня Северного Ледовитого
океана. На водоразделах распространены уникальные сингенетические мерзлые поздненеоплейстоценовые лессовидные суглинки и супеси с сингенетическими полигонально-жильными
льдами (едомный лессово-ледовый комплекс, принадлежащий
криогенно-эоловой формации). Мощность едомной серии местами более 70 м. В позднем неоплейстоцене эта формация
занимала огромные пространства Европы, Азии и Северной
Америки. При оттаивании она в дальнейшем преобразовалась в
формацию классических перигляциальных лессов. На СевероВостоке наземное оледенение не имело сплошного распространения. Оно развивалось в пределах наиболее высоких горных
113
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
районов, где оставило морены, сложенные несортированным
грубообломочным материалом.
Корякско-Камчатская область представлена наиболее
молодыми альпийскими складчатыми сооружениями с интенсивным современным вулканизмом субдукционного типа.
Рельеф области весьма разнообразен. На севере располагается Корякское нагорье, в центре которого находится горный
массив с высотами до 2562 м. От него во все стороны расходятся горные гряды, разделенные глубокими впадинами,
которые заполнены кайнозойскими осадками мощностью до
4 км. В четвертичном периоде нагорье неоднократно покрывалось горно-долинными ледниками. Средненеоплейстоценовое оледенение, сопоставляющееся с самаровским горизонтом
Западной Сибири, было полупокровным. Ледники проникали
на современный шельф, где в это время располагалась суша,
а на севере они сливались с ледниками Анадырского плоскогорья. Поздненеоплейстоценовые ледники горно-долинного
типа выходили на осушенный шельф Берингова пролива и
создавали там ледниковый барьер. К северо-западу от нагорья в нижнем течении р. Анадырь располагается обширная
депрессия, заполненная аллювиальными, озерными и другими отложениями, мощностью до 170 м.
Камчатский полуостров долиной р. Камчатки делится на
две части. Западная часть — это область потухших вулканических построек, а восточная — действующих вулканов. Высота
вулканических конусов здесь часто превышает 4 км. Крупнейшие из действующих вулканов — Шевелуч, Плоский Толбачик, Ключевская сопка и другие — характеризуются периодическими извержениями, сопровождающимися выбросами
пепла на высоты до 5 км. Состав изливающихся лав изменяется от андезитов до андезито-базальтов и базальтов. Лавовые
покровы, переслаиваясь с туфами, слагают вулканические
конусы. Спускаясь в долины, они чередуются с осадочными
и вулканогенно-осадочными образованиями. Продолжением
вулканической цепи является архипелаг Курильских островов, фиксирующих современную вулканическую дугу над зо114
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ной субдукции. Вдоль побережий полуострова и Курильских
островов распространены морские террасы высотой до 80 м.
Долина р. Камчатки совмещается в неотектоническом отношении с Центрально-Камчатской депрессией. Депрессия выполнена мощными четвертичными отложениями, представленными
озерными диатомовыми глинами, вулканическими песками,
потоками базальтов и андезитов, галечными конгломератами,
аллювиальными и флювиогляциальными образованиями. Их
стратиграфическое расчленение проводится на основе палинологического анализа и абсолютных датировках по базальтам.
Полные разрезы плиоценовых и четвертичных отложений выделяются и на востоке Чукотского полуострова. Они
образованы континентальными и морскими отложениями,
слагающими широко распространенные по всему побережью
морские террасы.
В пределах Дальнего Востока выделяются остров Сахалин,
Сихотэ-Алинь, Приморье и Приамурье. Озерные, аллювиальные
отложения сплошным чехлом покрывают территорию Приморья
и Приамурья. Наибольшие их мощности (100 и более метров)
установлены в Амуро-Зейской, Среднеамурской и Ханкайской
депрессиях. Представлены они галечниками, песками, гравием
и суглинками. В горных районах четвертичные отложения имеют существенно меньшую мощность и представлены в основном
коллювием и другими типами склоновых отложений. На севере
Сихотэ-Алиня дважды в среднем и позднем неоплейстоцене
возникали горно-долинные ледники, о чем свидетельствуют морены и водно-ледниковые отложения. Реки западного и восточного склонов хребта имеют разное количество террас, а у одновозрастных террас различная высота, что является результатом
неравномерного проявления новейших тектонических движений.
Вдоль морских берегов Сихотэ-Алиня широким распространением пользуются морские террасы. Они являются следствием
как неравномерных тектонических движений, так и гляциоэвстатических колебаний уровня океана на 100 и более метров.
(«Японская и Чукотская береговые линии»). Для позднего неоплейстоцена Сихотэ-Алиня отмечены излияния базальтов.
115
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Остров Сахалин характеризуется сложной складчатоглыбовой неотектонической структурой. Центрально-Сахалинский грабен, выполненный неогеновыми и четвертичными
отложениями мощностью до 200 м, делит остров на западную
и восточную части, обладающие низкогорным рельефом (Восточный и Западный хребты с высотами 1300—1600 м). Северная
часть острова характеризуется равнинным рельефом и в неотектоническом отношении соответствует Северо-Сахалинской
депрессии. Она является областью интенсивной неоген-четвертичной аккумуляции. В пределах горных районов мощность
четвертичных отложений редко превышает 10 м. В генетическом отношении наибольшим распространением пользуются
аллювиальные и аллювиально-озерные отложения. Аллювиально-озерные глинистые осадки распространены в основном
в тектонических депрессиях. Аллювий выполняет днища речных долин и слагает узкие полосы цокольных террас. В горных районах распространены образования склонового ряда,
а также ледниковые и водно-ледниковые отложения. В узкой
прибрежной полосе отмечаются морские террасы.
Эоплейстоценовые и нижненеоплейстоценовые отложения Сахалина изучены слабо и не всегда отчетливо отделяются от подстилающих их неогеновых образований. В
горных районах они представлены сильно выветрелыми галечниками высоких террас.
Среднечетвертичные образования подразделяются на две
толщи — нижнюю доледниковую и верхнюю ледниковую.
Верхняя толща накапливалась в условиях горного оледенения Сахалина. Морены мощностью 10—15 м состоят из несортированных валунных суглинков, песков и супесей.
Верхнечетвертичные отложения Сахалина представлены
морскими, аллювиальными и ледниковыми генетическими
типами. Установлено двукратное поздненеоплейстоценовое
оледенение, которое по площади было значительно меньше,
чем средненеоплейстоценовое.
Литература к разделу 2.3.2: [18, 20, 24, 28, 30].
116
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
2.3.3. Четвертичные отложения зон шельфов
в пределах территории России
Зоны шельфов России в последнее время приобрели особое экономическое и стратегическое значение. Наибольшие
площади занимает Арктический шельф, охватывающий акватории Баренцева, Карского, Восточно-Сибирского, Чукотского морей, а также моря Лаптевых. Существенно меньшими
площадями характеризуются Российские шельфы окраинных
морей Тихого океана — Берингова, Охотского и Японского.
В результате интенсивного изучения Арктического
шельфа в последнее время получены новые данные по геологии дна, и в том числе по строению четвертичного покрова. Вместе с тем, с новой силой проявились дискуссионные
вопросы четвертичной палеогеографии Арктики. Одним из
них является вопрос о существовании в Арктике единого
ледникового покрова (гипотеза М. Г. Гросвальда, Т. Хьюза).
Согласно этим представлениям, в четвертичном периоде неоднократно возникал за счет слияния разнородных ледников
Великий арктический ледниковый покров. Предполагается,
что во время древнейших оледенений (1,5—1,3 млн лет назад)
Баренцевоморский шельф возвышался над уровнем океана.
Сначала ледники были небольшими, но, уже начиная с позднего эоплейстоцена, они не менее чем восемь раз достигали
бровки шельфа, где оставили клин гляцигенных отложений
мощностью около 4 км. Крупнейшие ледниковые щиты появились лишь в неоплейстоцене. В последнее ледниковье, в
частности, Великий арктический ледниковый покров слагали
шесть ледниковых щитов: Британский, Скандинавский, Баренцев, Карский, Гренландский и Иннуитский. Кроме того,
в состав покрова входили два шельфовых ледника (Арктический и Северо-Европейский) и два горных (Кордильерский и
Путоранский). Большая часть осадков древнего плейстоцена
на Русском Севере уничтожена экзарацией ледников Баренцева и Карского щитов, где мощность льда достигала 3,5 км.
Ледниковые потоки двигались на юг (от шельфа на сушу),
117
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
на что указывают разбуренные напорные морены побережья
Баренцева моря, следы вторжения Карских ледников на северной оконечности Урала до отметок 560 м и более. Вместе с тем, среди приведенных данных много противоречий и
далеко не все ученые разделяют эти взгляды, в связи с чем
проблема требует своего дальнейшего изучения.
Территория Арктического шельфа в его современных
контурах обособилась на неотектоническом этапе. Неотектонический структурный план во многом определен избирательной активизацией сети ранее сформировавшейся сети
разломов. Можно выделить две наиболее крупные части
Арктического шельфа, отличающиеся возрастом основания
осадочного чехла, — западную и восточную, граница между
которыми проходит по Омолойскому грабену на дне моря
Лаптевых. Омолойский грабен, имеющий северо-западную
ориентировку, находится на продолжении центральной рифтовой долины спредингового хребта Гаккеля и является возможным направлением его будущей пропагации. Он, таким
образом, может рассматриваться как формирующаяся дивергентная граница двух литосферных плит.
Западная часть Арктического шельфа, кроме западной
части моря Лаптевых, включает также шельфы Баренцева и
Карского морей. По характеру рельефа дна Западная часть
Арктического шельфа относится к гляциальным и гляциально-морским шельфам. Наиболее характерной чертой ее
поверхности является распространение подводных фьордов,
продольных и поперечных желобов, реликтовых фрагментов частично погребенных речных долин. Таким образом,
главенствующую роль в облике дна играют, кроме тектонических движений, водная эрозия, процессы экзарации, обусловленные деятельностью покровных и выводных ледников позднего неоплейстоцена. Большое значение имеют и
аккумулятивные образования — моренные грядовые и холмисто-западинные формы, относительно выровненные флювиогляциальные равнины. Баренцевоморский шельф по особенностям геологического строения может быть объединен
118
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
с северной частью шельфа Карского моря и выделен в качестве Западно-Арктического подтипа Атлантического типа
пассивной континентальной окраины. К этой территории по
сходству геологического строения может быть отнесена и
северо-западная часть шельфа моря Лаптевых. Вместе они
занимают огромную территорию, соизмеримую по площади с площадью Западно-Сибирской плиты. В структурном
отношении эта область представляет периконтинентальную
подвижную молодую платформу, ограниченную с запада и
севера резко выраженными флексурами и разломными зонами, совпадающими с континентальными склонами, которые
отмечены перепадами глубин от 300 м до 2,5—3 км. На севере от подножья континентального склона начинаются абиссальные области дна Северного Ледовитого океана с возрастом океанической коры, закономерно омолаживающимся от
олигоцена до квартера (в приосевой части рифтовой долины
спредингового хребта Гаккеля). С юга платформа ограничена каледонидами и байкалидами, с северо-востока — герцинидами и ранними киммеридами. Наиболее крупной структурой здесь является Баренцево-Северо-Карский мегапрогиб,
который осложнен впадинами и желобами, поднятиями и
валами, ограниченными разломами. Характерной чертой новейшей структуры являются возрожденные зоны поднятий,
обрамляющие шельф и представленные архипелагами островов Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Северной Земли
и Новой Земли, а также горными сооружениями Бырранга,
Пай-Хоя. Четвертичные отложения Баренцево-Северо-Карского мегапрогиба залегают в основном на эродированной
поверхности нижнего мела, а в тектонических депрессиях —
на породах верхнего мела и палеоцена. В разрезе дна выделяются участки с реликтами многолетнемерзлых пород, мощность которых колеблется от первых метров до 30—35 м, а
глубина залегания — от 10 до 25 м от уровня морского дна.
Мощности четвертичных отложений составляют в среднем
первые десятки метров и увеличиваются в тектонических
депрессиях (в Южно-Баренцевоморской впадине до 83 м).
119
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
В целом в разрезе четвертичных образований, вскрытых скважинами и прослеженных сейсмоакустическими профилями
под современными рыхлыми осадками, отмечается чередование глинистых и песчанистых слоев. В глубоководных частях
шельфа относительно теплые периоды в истории непрерывного морского осадконакопления выделяются в разрезе диамиктитами (diamictite) — слоями, образованными слабо
сортированной некарбонатной терригенной осадочной породой с повышенным содержанием грубообломочного материала, разносимого сезоннотающими припайными льдами.
Южная часть дна Карского моря представлена ЮжноКарской впадиной, являющейся подводным продолжением
эпигерцинской Западно-Сибирской плиты. Южно-Карская
впадина отделена от северной части шельфа НовоземельскоТаймырским мегавалом (Северо-Сибирским порогом). Четвертичные отложения в ее пределах залегают с размывом
в основном на палеогеновых отложениях и, в меньшей степени, на породах верхнего мела. Их преимущественно тонкозернистый состав унаследован от подстилающих мезозойских и палеогеновых глин и песков. В диамиктитах отмечена
рассеянная морская органика.
В результате проведения работ по составлению Госгеолкарты-1000 3-го поколения на территориях Российского
шельфа в пределах Карского моря выявлены миоценовые
аллювиальные и дельтовые образования, выполняющие глубокие палеодолины. Достоверно установлены пределы распространения средненеоплейстоценовых и поздненеоплейстоценовых оледенений. Конечные морены зафиксированы
на склонах Новоземельского орогена и Адмиралтейского
мегавала до глубин 200 и 120 м, что соответствует оценкам
величины соответствующих одновозрастных эвстатических
регрессий. Это позволяет сделать вывод о минимальном распространении материковых льдов. В то же время съемка
выявила широчайшее распространение ледниково-морских
осадков, которые входят в формацию океанического перигляциала.
120
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Восточная часть Арктического шельфа относится к
Восточно-Арктическому подтипу Атлантического типа пассивной окраины континента. Шельфы моря Лаптевых, Восточно-Сибирского, Чукотского и северной, субарктической
части Берингова морей отличаются не только своей относительной мелководностью и суровостью ледовых условий
акваторий, но и относительно выровненной поверхностью,
уклоны которой в среднем не превышают 0,002—0,003. По
характеру рельефа дна Восточная часть Арктического шельфа относится к перигляциальному типу.
Предполагается, что тектоническая структура шельфа
моря Лаптевых целиком образована в результате интенсивной рифтогенной переработки эпипалеогеновой Лаптевоморской плиты. Основными структурными элементами плиты
являются чередующиеся крупные горсты и грабены преимущественной северо-западной ориентировки. Восточная граница Лаптевоморского шельфа — архипелаг Новосибирских
островов, расположенный в пределах Ломоносовско-Святоносской зоны сводово-блоковых поднятий. Четвертичные
отложения подстилаются породами олигоцена-миоцена, миоцена и плиоцена, которые полосами северо-западного простирания отмечают контуры горстов и грабенов. Признаков
поздненеоплейстоценового оледенения, а тем более ледникового щита на Лаптевоморском шельфе не обнаружено. В сартанское время здесь существовали перигляциальные условия
с глубиной промерзания до 650 м. В комплексе четвертичных
образований преобладают аллювиальные и озерные отложения с подчиненным распространением мелководно-морских
фаций. Как правило, все они охвачены процессами криогенеза. Среди них выделяют едомную толщу — полигенетическую, преимущественно криогенно-эоловую формацию,
образовавшуюся в условиях холодного климата среднего и
позднего неоплейстоцена.
Шельф Восточно-Сибирского моря является наименее
изученным среди арктических шельфов Евразии. В тектоническом отношении он расположен в пределах Северо-Амери121
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
канской литосферной плиты. В его пределах выделяются два
крупных блока: Верхояно-Чукотский и Восточно-Сибирский.
Они ограничены шовной зоной, проходящей примерно вдоль
параллели 73° с. ш. Активное проявление неотектонических
движений сопоставляется с началом миоцена. Эти движения
происходили на фоне формирующейся молодой платформы
с компенсированным осадконакоплением в режиме преобладающего погружения. Неоднородный характер скоростей
неотектонических вертикальных движений определил главные черты рельефа дна и островной суши. Современная поверхность дна Восточно-Сибирского моря характеризуется
незначительными перепадами высот. Четвертичные образования мощностью до 150 м залегают на размытой поверхности олигоценовых и неогеновых отложений. На шельфе
Восточно-Сибирского моря хорошо сохранились речные долины, которые прослеживаются до глубин 100—120 м.
Шельф Чукотского моря, как и шельф Восточно-Сибирского моря, расположен в пределах Северо-Американской
литосферной плиты. Характерной особенностью континентальной окраины в пределах Чукотского моря является существование зоны аваншельфа — наклонной, иногда ступенчатой поверхности, опущенной до глубин в несколько
сотен метров. Большая часть шельфа принадлежит ЮжноЧукотскому предгорному прогибу, простирающемуся к югу
от поздних киммерид Врангелевско-Геральдской гряды. Его
основание сложено мезозоидами Новосибирско-Чукотской
складчатой системы, а осадочный чехол представлен вулканогенно-терригенным комплексом в возрастном диапазоне
от нижнего мела до квартера включительно. Общая мощность чехла около 6 км. Из них на долю неоген-четвертичных осадков приходится 750 м. Северная часть шельфа относится к Восточно-Сибирской окраинно-материковой плите
с гетерогенным разновозрастным фундаментом. Структура
шельфа осложнена глубоко опущенными грабенами-желобами. Восток-северо-восточная часть шельфа относится к
Бофортско-Чукотской плите с позднекаледонским складча122
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
тым фундаментом и среднепалеозойско-кайнозойским чехлом мощностью до 3—6 км. Южную часть чукотского шельфа относят к Новосибирско-Чукотской складчатой системе
мезозоид колымского типа. Обширные пространства шельфа
Чукотского и Берингова морей в эпоху максимума поздненеоплейстоценового оледенения представляли низменную
сушу, дренируемую речными долинами. Ледниковые холмисто-грядовые образования на шельфе Чукотского моря отсутствуют, а в северной части Берингова моря встречаются
в виде дугообразных гряд перед устьями фиордовых бухт
и проливов. Четвертичные отложения соответственно представлены в основном песчано-глинистыми аллювиальными,
озерными и едомными отложениями.
Относительно слабая изученность наиболее древних
четвертичных отложений арктического шельфа не позволяет достаточно обоснованно и однозначно охарактеризовать его палеогеографию в эоплейстоцене, раннем
и среднем неоплейстоцене. С большей достоверностью
может быть представлена палеогеография позднего неоплейстоцена. Во время микулинского (казанцевского)
межледниковья значительное повышение температур в
Арктике привело к почти полному исчезновению многолетних льдов в Северном Ледовитом океане. В береговой
зоне вследствие таяния многолетнемерзлых пород усилилась термоабразия. Повышение уровня океана (примерно
на 6 м выше современного) обусловило в ряде районов
образование глубоко врезанных в сушу ингрессионных
заливов-эстуариев и мелководных акваторий. За последовавшие 125 тыс. лет под воздействием разнонаправленных
тектонических движений береговая линия микулинского
(казанцевского) времени переместилась на Новой Земле
до абсолютных отметок +300 м, а в Восточно-Сибирском
море до –20 м. В продолжение микулинского межледниковья мощные потоки Гольфстрима проникали далеко на
север вдоль западного побережья Новой Земли, а также
вторгались в Печорский бассейн. Температура этих вод
123
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
была выше современной, что способствовало проникновению лузитанских видов морской фауны далеко на север
и восток. Последнее ледниковье, особенно его максимум
18 тыс. лет назад, ознаменовалось прекращением притока
в Арктический океан теплых атлантических и тихоокеанских вод. На западе это было обусловлено формированием северного полярного фронта в Северной Атлантике и
поворотом теплого течения Гольфстрим в районе 40° с. ш.
к берегам Африки. На востоке — образованием Беренгийской суши между Чукоткой и Аляской. Покровные
ледники в Западной Арктике распространялись на шельф
лишь своими краями. Обширные пространства неосушенных (относительно глубоководных) морей были скованы
многолетними паковыми льдами, которые вместе с шельфовыми ледниками создавали сплошной ледовый экран,
под которым происходило подледное осадконакопление
и формирование ледниково-морских отложений. Осушенные шельфы Восточной Арктики были областью в основном субаэрального лессово-ледового литогенеза. Никаких
крупных ледниковых покровов с центрами на арктическом шельфе не существовало. Значительное потепление
в Арктике произошло примерно 10—9 тыс. лет назад, когда в Баренцево море вернулся Гольфстрим, а на востоке
открылся Берингов пролив.
Четвертичные отложения шельфов окраинных морей Тихого океана в пределах территории России изучены по данным сейсмоакустического профилирования,
а также донного опробования. В осадках шельфа северо-западной части Японского моря предположительно установлены отложения, сопоставимые с тобольским межледниковым горизонтом Западной Сибири.
Здесь же выделен горизонт мощностью от 2 до 12 м,
представленный морскими фациями и сопоставляющийся с казанцевским межледниковым горизонтом.
К этому же интервалу отнесены отложения курильской
трансгрессии Охотского моря. Первый верхненеоплей124
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
стоценовый ледниковый горизонт выделен в разрезе северо-западной части Японского моря. Он сформировался
при низком положении уровня моря (–120 м). Его мощность во внешней части шельфа около 20 м. В средней
части шельфа морские образования сменяются континентальными отложениями в эрозионных врезах затопленных
морем речных долин. В это же время в Охотском море
накапливались глинистые и мелкоалевритовые илы с прослоями вулканического пепла. В целом уровень Тихого
океана у берегов Дальнего Востока понизился до 100 м
ниже современного, оставив следы в виде Японской цикловой береговой линии. Второй верхненеоплейстоценовый межледниковый горизонт в осадках Охотского моря
образован глинистыми и алевритовыми илами мощностью
от 2 до 7 м. Осадки обогащены аморфным кремнеземом
и содержат около 9 % карбоната кальция, что свидетельствует об их образовании в условиях теплого климата. Горизонту соответствует гляциоэвстатическая трансгрессия,
следы которой запечатлены на древних берегах дальневосточных морей Чукотской цикловой береговой линией.
Второй верхненеоплейстоценовый ледниковый горизонт
в осадках шельфа северо-западной части Японского моря
прослеживается на глубинах от 100 до 60 м и имеет мощность 8—10 м. В Охотском море этот горизонт представлен глинистыми илами с прослоями алевритов и вулканического пепла мощностью 3—8 м.
Литература к разделу 2.3.3: [19, 20, 27].
2.4. Краткая характеристика изученности
четвертичных отложений за пределами России
За пределами территории России степень изученности
четвертичного покрова существенно различается в разных
странах. Она находится в прямой зависимости от степени
экономического, научного и общекультурного развития этих
стран, а также от их географического положения.
125
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
2.4.1. Четвертичные отложения Северного полушария
(Западная Европа и Северная Америка)
В Северном полушарии Земли за пределами территории
России наибольшей изученностью отличаются четвертичные
отложения Западной Европы и Северной Америки.
В Западной Европе широкой известностью пользуется
альпийская схема горных оледенений Альп, предложенная Альбертом Пенком и Эдвардом Брюкнером (1909) и
включавшая оледенения: гюнц, миндель, рисс и вюрм (самое молодое оледенение). Эта схема с некоторыми более
поздними дополнениями используется и сейчас при сопоставлении стратиграфических схем самых различных регионов (см. рис. 1). В последние годы, однако, она все чаще
подвергается критике. Вместо нее все больше и больше при
стратиграфической корреляции используется изотопно-кислородная шкала (МИС — морских изотопных стадий) в
совокупности с палеомагнитными данными и данными абсолютной геохронологии. Кроме Альп, в Западной Европе
выделяется ряд других стратотипических районов (Нидерланды, Дания, Бельгия, Северная Германия, Польша, Италия
и др.). В сводной стратиграфической схеме северной части
Западной Европы по результатам изучения Скандинавских
ледниковых отложений в пределах Северо-Германской низменности выделяются стратиграфические подразделения
с рубежа 2,5 млн лет назад. Они для верхнего и среднего
неоплейстоцена уверенно сопоставляются с региональной
стратиграфической схемой Русской равнины и менее уверенно — с более древними подразделениями (см. рис. 1).
Границы распространения валдайских оледенений, а также
оледенений среднего неоплейстоцена на Русской равнине
продолжаются в северной части Европы соответствующими
оледенениями Висла и Заале. При этом максимальным по
площади распространения признается оледенение Заале-1,
аналог днепровского оледенения Русской равнины. Следов
аналога донского оледенения в Западной Европе пока не об126
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
наружено. Предположительно ему в соответствие поставлен
гляциал В в составе кромерского надгоризонта (см. рис. 1).
На основе иных принципов разработана стратиграфическая схема южной части Западной Европы. В ней выделяются трансгрессивно-регрессивные циклы, выраженные
в комплексе морских террас Средиземного моря. С рубежа
2,5 млн лет назад выделяется астийская (плезанская) терраса, соответствующая концу плиоцена (до рубежа 1,8 млн лет
назад). В интервале от 1,8 до 0,8 млн лет назад (эоплейстоцен)
формировались отложения калабрийской террасы. Террасовые комплексы портуэнзий и тарквиний сопоставляются с
нижним неоплейстоценом российской общей стратиграфической схемы. На уровне окского ледникового горизонта региональной схемы Русской равнины они отделяются регрессией от милаццкой террасы, соответствующей лихвинскому
межледниковому горизонту Русской равнины. Террасовый
комплекс тиррен-1 сопоставляется с одинцовским горизонтом, а террасы тиррен-2 и тиррен-3 характеризуют микулинское межледниковье. Среднему валдаю Русской равнины
соответствует верзилий.
Североамериканский континент характеризуется наиболее интенсивным развитием самого последнего (висконсинского) ледника, распространявшегося от Лаврентийского ледникового центра далеко на юг (вплоть до области Великих
озер), а также от горных сооружений западного обрамления
континента. При этом он в значительной степени уничтожил
следы более древних оледенений, морены которых сохраняются только в наиболее глубоких понижениях доледникового
рельефа. Максимальное распространение висконсинского ледника объясняется тем, что, в отличие от Северной Евразии с ее
континентальным климатом, в Северной Америке, граничащей
на западе с Тихим океаном, а на востоке — с Атлантическим,
в условиях максимального похолодания конца плейстоцена не
было недостатка в атмосферных осадках, питающих ледники.
В отличие от Западной Европы, в начале голоцена обширные
поля материкового льда все еще существовали на равнинах
127
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Канады. Последнее надвигание льда произошло всего 8,5 тыс.
лет назад. На западе Северной Америки в Скалистых горах в
позднем висконсине сформировался Кордильерский ледниковый покров мощностью около 1,5 км. Перед фронтом поздневисконсинского ледника формировалась серия подпрудных
водоемов. Современные Великие озера являются реликтом
этих водоемов. На юге континента (в штатах Невада, Юта)
расположены плоские пустынные впадины Большого Бассейна.
Они являются свидетельством существования во время последнего оледенения множества озер, отражающих условия повышенной влажности и сопоставляются с ранее существовавшим
плювиальным (буквально — «дождевым») климатическим поясом. В целом, стратиграфические подразделения четвертичных отложений Северной Америки коррелируются со стратиграфическими подразделениями севера Европы (см. рис. 1).
2.4.2. Четвертичные отложения тропического пояса
и Южного полушария
Степень изученности четвертичных отложений в тропическом поясе и в Южном полушарии Земли крайне неравномерна, но в целом существенно ниже, чем в Северном полушарии.
В тропическом поясе глобальные изменения климата не
были такими резкими, как в приполярных областях. Они выражались не столько в изменениях температуры, сколько в
циклах изменения влажности и геоморфологических циклах,
с которыми связано формирование поверхностей выравнивания, кор выветривания, активизация эрозионных процессов. Весь этот комплекс тесно связанных друг с другом
параметров служит основой для расчленения четвертичных
образований. В отличие от плювиального пояса Северного
полушария здесь увеличение влажности сопряжено с гляциоэвстатическими трансгрессиями океана (межледниковыми
эпохами), а засушливый климат — с регрессиями (ледниковыми эпохами).
128
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
В развитии рельефа Южной Америки выделяются эпохи
планации и аккумуляции, выраженные формированием полигенетических поверхностей выравнивания. Они совпадают
с эпохами аридизации в тропиках, в то время как интенсивное формирование латеритных кор выветривания, накопление сапролитов в сочетании с активным врезанием водотоков
соответствуют эпохам гумидного климата. В частности, аркозы и дюнные пески последней эпохи аридизации в тропиках прослеживаются ниже современного уровня моря. Это
позволяет сихронизировать аридные эпохи тропического
пояса с эпохами гляциоэвстатических регрессий в океане и
ледниковыми эпохами в приполярных районах.
В Австралии и Африке эпоха последнего оледенения
изучена достаточно хорошо. Самые полные данные получены на основе плювиальных озер, которые зафиксировали
изменения климата в смене высоких и низких уровней береговых линий. Разрезы отложений плювиальных озер позволяют распространить данные, полученные в районах континентального оледенения, на территории, для которых другие
данные очень скудны. В Восточной Африке, однако, большая
часть данных (по озерам Ньяса, Рудольф, Танганьика и др.)
может быть связана с неравномерными тектоническими движениями в Восточно-Африканской рифтовой системе, что
существенно затрудняет палеоклиматические реконструкции.
Антарктида открыта относительно недавно (25 января 1820 г.) во время кругосветного плавания на шлюпах
(парусных судах) «Восток» и «Мирный» русскими мореплавателями под командованием Фаддея Фаддеевича Беллинсгаузена и Михаила Петровича Лазарева. Практически
весь континент покрыт толстым слоем льда (до 4,6 км в
Восточной Антарктиде). От ледниковых куполов мощными
потоками (ледник Росса, длиной более 3 000 км) лед стекает на материковый шельф, формируя шельфовые ледники
с вертикальными стенками, возвышающимися над водой на
300 и более метров. Ежегодно около 10 000 айсбергов откалываются от этого барьера и уплывают по воле течений
129
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
в Мировой океан, где они постепенно тают, сбрасывая на
дно содержащуюся в них морену. Оледенение Антарктиды
началось задолго до четвертичного периода — в палеогене. Судя по изменению величины айсбергового разноса
валунно-галечного материала, мощности ледниково-морских отложений, активность ледников менялась во времени, вместе с глобальными изменениями климатических
параметров.
Литература к разделу 2.4: [18, 20, 22, 24, 30].
2.5. Картирование четвертичных отложений
При проведении геологической съемки картирование
четвертичных образований осуществляется параллельно с
картированием дочетвертичных отложений и геоморфологическими исследованиями.
2.5.1. Специфика геологического картирования
четвертичных отложений
В отличие от карт дочетвертичных отложений, где
главным картируемым свойством является возраст пород,
на четвертичных картах цветом выделяются генетические
типы, а их возраст отображается оттенком цвета. С этой
особенностью связана и особенность геологических индексов четвертичных образований, в которых в самом начале
располагается буквенное обозначение генетического типа.
При составлении геологических карт четвертичных отложений на них не изображаются почвы, а лессы на картах
съемочных масштабов обозначаются штриховкой, наносимой поверх цвета тех пород, на которых лессы залегают.
Наклон штриховки характеризует возраст лессов. При выделении геологических границ четвертичных образований
широко применяются результаты дешифрирования материалов дистанционного зондирования Земли, а также геоморфологические данные.
130
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
2.5.2. Полезные ископаемые, связанные
с четвертичными отложениями
Четвертичные отложения — важнейший источник полезных ископаемых. До 70 % добываемого сырья для производства строительных материалов (силикатного и глиняного
кирпича, черепицы, керамзита, железобетонных изделий и
др.) сосредоточено в четвертичных образованиях, четвертичный аллювий является основным вместилищем подземных
вод, используемых для питьевого водоснабжения подавляющего числа сельских населенных пунктов России. Все полезные ископаемые в четвертичных отложениях делятся на три
основные группы: 1) ортогенные, представленные непосредственно теми или иными отложениями (строительные материалы, керамическая глина, торф, стекольные пески, формовочные смеси, болотные мергели и пр.); 2) интрагенные,
содержащиеся в осадочных образованиях в качестве включений (элювиально-делювиальные, аллювиальные, пляжевые
и прибрежно-морские россыпи золота, алмазов, титан-циркониевых минералов, драгоценных камней); 3) эпигенные,
возникающие в процессе наложенной минерализации (пигментное сырье в элювии, гидрогенные месторождения глинистых охр, цеолиты и др.). Названные типы месторождений
на территории России распределены неравномерно. Наибольшее количество ортогенных месторождений приурочено
к ледниковым и внеледниковым областям Русской равнины
и Западно- Сибирской низменности, где они связаны с водно-ледниковыми и аллювиальными образованиями (пески),
с лессами и моренными отложениями (глины), с голоценовыми болотными отложениями (торфяники). Интрагенные
месторождения распространены в основном в Азиатской
части России (россыпи золота в перстративном аллювии),
а эпигенные — приурочены к эоплейстоценовым корам выветривания внеледниковой зоны Русской равнины.
Литература к разделу 2.5: [18, 30].
131
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ЛИТЕРАТУРА
Литература к разделу «Геоморфология и генетические типы
четвертичных отложений»
Основная литература
1. Кизевальтер Д. С. Геоморфология и четвертичная геология (Геоморфология и генетические типы отложений) /
Д. С. Кизевальтер, Г. И. Раскатов, А. А. Рыжова. — М. : Недра, 1981. — 215 с.
Дополнительная литература
2. Ананьев Г. С. Геоморфология материков: уч. пособие /
Г. С. Ананьев, А. В. Бредихин. — М. : КДУ, 2008. — 347 с.
3. Болтрамович С. Ф. Геоморфология: уч. пособие /
С. Ф. Болтрамович [и др.] ; под ред. А. Н. Ласточкина. — М. :
Academia, 2005. — 517 с.
4. Воскресенский С. С. Динамическая геоморфология.
Формирование склонов / С. С. Воскресенский. — М. : МГУ,
1971. — 230 с.
5. Герасимов И. П. Рельеф Земли (морфоструктура и
морфоскульптура) / И. П. Герасимов [и др.] — М. : Наука,
1967. —330 с.
6. Дублянская Г. И. Картографирование, районирование
и инженерно-геологическая съемка закарстованных территорий / Г. Н. Дублянская, В. Н. Дублянский. — Новосибирск, 1992. — 144 с.
7. Каплянская Ф. А. Гляциальная геология. Методическое пособие по изучению ледниковых образований при геологической съемке крупного масштаба / Ф. А. Каплянская,
В. Д. Тарноградский. — СПб. : Недра, 1993. — 328 с.
8. Лашин А. С. Учебное пособие по курсу «Геология четвертичных отложений» / А. С. Лашин, А. В. Иванов. — Саратов : Научная книга, 2004. — 151 с.
132
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
9. Оллиер К. Выветривание / К. Оллиер. — М. : Недра,
1987. — 348 с.
10. Рельеф среды жизни человека (экологическая геоморфология) / отв. ред. Э. А. Лихачева, Д. А. Тимофеев. — М. :
Медиа-ПРЕСС, 2002. — 640 с.
11. Рычагов Г. И. Общая геоморфология / Г. И. Рычагов. — М. : МГУ, Наука, 2006. — 417 с.
12. Симонов Ю. Г. Геоморфология: методология фундаментальных исследований : учеб. пособие / Ю. Г. Симонов. —
СПб. : Питер, 2005. — 426 с.
13. Спиридонов А. И. Геоморфологическое картографирование / А. И. Спиридонов. — М. : Недра, 1985. —183 с.
14. Трегуб А. И. Структурная геоморфология и геоморфологическое картирование : учеб. пособие / А. И. Трегуб,
О. В. Жаворонкин. — Воронеж : Издательско-полиграфический центр Воронежского госуниверситета, 2011. — 36 с.
15. Черняховский А. Г. Современные коры выветривания / А. Г. Черняховский. — М. : Наука, 1991. — 208 с.
16. Чичагов В. П. Аридная геоморфология. Платформенные антропогенные равнины / В. П. Чичагов. — М. : Научный
мир, 2010. — 520 с.
17. Якуч Л. Морфогенез карстовых областей. Варианты
эволюции карста / Л. Якуч. — М.-Л. : Прогресс, 1979. — 388 с.
Литература к разделу «Стратиграфия, палеогеография
и картирование четвертичных отложений»
Основная литература
18. Кизевальтер Д. С. Основы четвертичной геологии /
Д. С. Кизевальтер, А. А. Рыжова. — М. : Недра, 1985. — 174 с.
Дополнительная литература
19. Алексеев М. Н. Четвертичная геология материковых
окраин / М. Н. Алексеев, А. А. Чистяков, Ф. А. Щербаков. —
М. : Наука, 1986. — 241 с.
133
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
20. Астахов В. И. Начала четвертичной геологии : учебное
пособие / В. И. Астахов. — СПб. : СПб. ГУ, 2008. — 256 с.
21. Бондарев Л. Г. Вечное движение. (Планетарное перемещение вещества и человек) / Л. Г. Бондарев. — М. : Мысль,
1974. — 158 с.
22. Боуэн Д. Четвертичная геология. Стратиграфическая
основа междисциплинарных исследований / Д. Боуэн. — М. :
Мир, 1981. — 272 с.
23. Веклич М. Ф. Проблемы палеоклиматологии /М. Ф. Веклич. — Киев : Наукова думка, 1987. — 190 с.
24. Величко А. А. Природный процесс в плейстоцене /
А. А. Величко. — М. : Наука, 1973. — 256 с.
25. Зубаков В. А. Палеоклиматы позднего кайнеозоя /
В. А. Зубаков, И. И. Борзенкова. — М. : Гидрометеоиздат,
1983. — 215 с.
26. Купцов В. М. Методы хронологии четвертичных отложений океанов и морей / В. М. Купцов. — М. : Наука,
1989. — 288 с.
27. Павлидис Ю. А. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития / Ю. А. Павлидис [и др.]. — М. : Геос, 1998. — 187 с.
28. Покатилов А. Г. Четвертичная геология. Учебное пособие / А. Г. Покатилов. — Иркутск : ИрГТУ, 2005. — 201 с.
29. Уфимцев Г. Ф. Горы Земли (климатические типы и феномены новейшего орогенеза) / Г. Ф. Уфимцев. — М. : Научный мир, 2008. — 351 с.
30. Чистяков А. А. Четвертичная геология / А. А. Чистяков, Н. В. Макарова, В. И. Макаров. — М. : ГЕОС, 2000. — 303 с.
134
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Учебное издание
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
С ОСНОВАМИ ГЕОЛОГИИ
ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Учебное пособие
Составители:
Трегуб Александр Иванович,
Старухин Александр Александрович
Редактор О. А. Исаева
Подписано в печать 20.03.2012. Формат 60 × 84 1/16. Усл. печ. л. 7,85.
Тираж 200 экз. Заказ 64.
Издательско-полиграфический центр
Воронежского государственного университета.
394000, г. Воронеж, пл. им. Ленина, 10.
Тел. +7 (473) 220-82-98, 259-80-26 (факс)
http://www.ppc.vsu.ru; e-mail: pp_center@ppc.vsu.ru
Отпечатано в типографии Издательско-полиграфического центра
Воронежского государственного университета
394000, г. Воронеж, ул. Пушкинская, 3. Тел. +7 (473) 220-41-33
135
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
136
Документ
Категория
Без категории
Просмотров
386
Размер файла
11 578 Кб
Теги
геоморфологи, основам, четвертичных, 10191, геология, отложений
1/--страниц
Пожаловаться на содержимое документа