Взаимосвязь рельефа с климатом и тектоническим строением на территории Евразии

Размещено на http://www.allbest.ru/

Взаимосвязь рельефа с климатом и тектоническим строением на территории Евразии

1. Тектоника и общие черты рельефа Европы и Азии

Геологическое строение Европы разнообразно. На востоке преобладают древние платформенные структуры, к которым приурочены равнины, на западе - разнообразные геосинклинальные образования и молодые платформы. На западе степень вертикального и горизонтального расчленения гораздо больше.

Рисунок 1 - Тектоническое строение Европы

В основании Восточно-Европейской платформы залегают докембрийские породы, обнажающиеся на северо-западе в виде Балтийского щита. Его территория не покрывалась морем, имея постоянную тенденцию к поднятию.

За пределами Балтийского щита фундамент Европейской платформы погружен на значительную глубину и перекрыт комплексом морских и континентальных пород мощностью до 10 км.

В районах наиболее активного прогибания плиты сформировались синеклизы, в пределах которых расположены Среднеевропейская равнина и котловина Балтийского моря.

К югу и юго-западу от Европейской платформы в архейскую эру простирался Средиземный (Альпийско-Гималайский) геосинклинальный пояс. К западу от платформы находилась Атлантическая геосинклиналь, ограниченная Северо-Атлантической сушей (Эриа).

Большая часть ее впоследствии погрузилась в воды Атлантики, сохранились только небольшие остатки в севере западной Шотландии и на Гебридских островах.

В начале палеозоя в геосинклинальных бассейнах шло накопление осадочных пород. Байкальская складчатость, происходившая в это время, сформировала небольшие массивы суши на севере Фенноскандии.

В середине палеозоя (конец силура) Атлантическая геосинклиналь подверглась сильному горообразованию (Каледонская складчатость). Каледонские образования тянутся с северо-востока на юго-запад, захватывая Скандинавские горы, северные части Великобритании и Ирландии. Каледониды Скандинавии погружаются в воды Баренцева моря и вновь появляются в западной части Шпицбергена.

Каледонские тектонические движения проявились частично и в Средиземноморской геосинклинали, сформировав там ряд разрозненных массивов, включенных впоследствии в более молодые складчатые образования.

В верхнем палеозое (середина и конец карбона) вся Средняя и значительная часть Южной Европы были захвачены Герцинским орогенезом. Мощные складчатые хребты сформировались в южной части Великобритании и Ирландии, а также в центральной части Европы (Армориканский и Центральный Французский массивы, Вогезы, Шварцвальд, Рейнские Сланцевые горы, Гарц, Тюрингенский Лес, Чешский массив). Крайним восточным звеном герцинских структур является Малопольская возвышенность.

Кроме того, герцинские структуры прослеживаются на Пиренейском полуострове (массив Месета), в отдельных районах Апеннинского и Балканского полуостровов.

В мезозое к югу от герцинских образований Средней Европы простирался обширный Средиземноморский геосинклинальный бассейн, захваченный горообразовательными процессами в Альпийский орогенез (меловой и третичный периоды).

Складкообразование и глыбовые поднятия, приведшие к образованию современных альпийских структур, достигли максимального развития в неогене. В это время сформировались Альпы, Карпаты, Стара-Планина, Пиренеи, Андалузские, Апеннинские горы, Динара, Пинд.

Направление альпийских складок зависело от положения срединных массивов герцинского возраста. Наиболее значительными из них были в западном Средиземноморье Иберийский и Тирренский, в восточном - Паннонский массив, лежащий в основании Среднедунайской равнины и обусловивший двойной изгиб Карпат. На южный изгиб Карпат и форму дуги Стара-Планины повлиял древний массив Понтида, находившийся на месте Черного моря и Нижнедунайской равнины. В центральной части Балканского полуострова и Эгейского моря располагался массив Эгеида.

В неогене альпийские структуры претерпевают вертикальные движения земной коры. С этими процессами связано погружение некоторых срединных массивов и образование на их месте впадин, занятых сейчас участками Тирренского, Адриатического, Эгейского, Черного морей или низкими аккумулятивными равнинами (Среднедунайская, Верхнефракийская, Паданская).

Другие срединные массивы испытали значительные поднятия, что привело к формированию таких горных территорий, как Фракийско-Македонский (Родопский) массив, горы Корсики, Сардинии и полуострова Калабрия, Каталонские горы.

Сбросовая тектоника обусловила вулканические процессы, которые, как правило, связаны с глубинными разломами в зонах контактов срединных массивов и молодых складчатых хребтов (побережья Тирренского и Эгейского морей, внутренняя дуга Карпат).

Альпийские движения охватили не только Южную Европу, но также проявились в Средней и Северной Европе. В третичном периоде постепенно раскалывалась и опускалась Северо-Атлантическая суша (Эриа).

Разломы и оседание земной коры сопровождались вулканической деятельностью, вызвавшей излияние грандиозных лавовых потоков; в результате образовались остров Исландия, Фарерский архипелаг, были перекрыты некоторые районы Ирландии и Шотландии. Мощные компенсационные поднятия захватили каледониды Скандинавии и Британских островов.

Альпийская складчатость оживила тектонические движения в герцинской зоне Европы. Многие массивы были приподняты и разбиты трещинами. В это время были заложены Рейнский и Ронский грабены. С активизацией разломов связано развитие вулканических процессов в Рейнских Сланцевых горах, массиве Овернь, Рудных горах и др.

Неотектонические движения, охватившие всю Западную Европу, сказались не только на структуре и рельефе, но и повлекли за собой изменения климата. Плейстоцен ознаменовался оледенением, неоднократно покрывавшим обширные территории равнин и гор.

Основной центр распространения материковых льдов размещался в Скандинавии; центрами покровного оледенения были также горы Шотландии, Альпы, Карпаты, Пиренеи. Оледенение Альп было четырехкратным, материковое оледенение - трехкратным.

Зарубежная Европа испытала в плейтоцене трехкратное оледенение: Миндельское, Рисское и Вюрмское.

Наибольшее геоморфологическое значение имела деятельность покровных и горных ледников среднеплейстоценового (рисского) и верхнеплейстоценового (вюрмского) оледенения.

Во время рисского (максимального) оледенения сплошной покров ледников достигал устья Рейна, герцинид Средней Европы, северных предгорий Карпат.

Вюрмское оледенение по своим размерам намного уступало рисскому. Оно занимало лишь восточную часть полуострова Ютландия, северо-восток Среднеевропейской равнины и всю Финляндию.

Плейстоценовые оледенения оказали разностороннее воздействие на природу. Центры оледенения были преимущественно областями ледникового сноса. В окраинных районах ледник сформировал аккумулятивные и водно-ледниковые структуры; деятельность горных ледников проявилась в создании горно-ледниковых форм рельефа.

Под влиянием ледников произошла перестройка гидрографической сети. На огромных пространствах ледники уничтожили флору и фауну, создали новые почвообразующие породы. За пределами покровного оледенения уменьшилось число теплолюбивых видов.

Геологическим структурам Зарубежной Европы соответствуют определенные комплексы полезных ископаемых.

На территории Балтийского щита и Скандинавских гор концентрируются неисчерпаемые ресурсы строительного камня; в контактных зонах Скандинавских гор расположены месторождения железных руд.

Нефтяные и газовые месторождения относительно невелики и приурочены, как правило, к палеозойским и мезозойским отложениям (ФРГ, Нидерланды, Великобритания, прилегающие зоны Северного моря), а также к неогеновым осадкам предгорных и межгорных прогибов альпийской складчатости (Польша, Румыния).

К зоне герцинид приурочены разнообразные полезные ископаемые. Это угли Верхнесилезского, Рурского, Саарско-Лотарингского бассейнов, а также бассейнов средней Бельгии, средней Англии, Уэльса, Деказвиля (Франция), Астурии (Испания). Крупные запасы железных оолитовых руд расположены в Лотарингии и Люксембурге.

В средневысотных горах Чехословакии, Восточной Германии, Испании (Астурия, Сьерра-Морена) имеются месторождения цветных металлов, в Венгрии, Югославии, Болгарии - залежи бокситов. К пермь-триасовым отложениям зоны средневысотных герцинских гор относятся месторождения калийных солей (западная Германия, Польша, Франция).

Сложность геологического строения Зарубежной Европы обусловила пестроту ее рельефа, в формировании которого значительную роль наряду с эндогенными сыграли экзогенные факторы. Характер и степень проявления их во многом зависели от палеогеографических условий развития территории и ее литологического строения.

Северная Европа возвышенна и гориста. Сложена кристаллическими и метаморфическими породами Балтийского щита и каледонид. Тектонические движения определили раздробленность ее поверхности. В создании рельефа значительную роль сыграли плейстоценовые ледники и водная эрозия.

Наиболее крупные поднятия Фенноскандии - Скандинавские горы - гигантский вытянутый в длину свод, круто обрывающийся к океану и полого опускающийся к востоку.

Вершины гор сглажены, чаще всего это высокие плоскогорья (фьельды), над которыми поднимаются отдельные вершины (высшая точка - г. Галхепигген, 2469 м). Резкий контраст с фьельдами составляют склоны гор, в формировании которых большую роль сыграли сбросы.

Особенно круты западные склоны, рассеченные системами глубоких фьордов и речных долин.

Равнинная Фенноскандия занимает восток Балтийского щита - часть Скандинавского полуострова и Финляндию. Рельеф ее моделирован плейстоценовыми ледниками. Самое высокое положение занимает Норландское плато (600 - 800 м), большая же часть равнин лежит на высоте менее 200 м. Тектоническим валам и сводам в рельефе соответствуют невысокие гряды, кряжи (Манселькя, Смоланд).

На равнинах Фенноскандии классически представлены формы ледникового рельефа (озы, друмлины, морены).

Формирование острова Исландия связано с развитием подводного Северо-Атлантического хребта. Большая часть острова состоит из базальтовых плато, над которыми возвышаются куполообразные вулканические вершины, покрытые ледниками (высшая точка - г. Хваннадальсхнукюр, 2119 м). Область современного вулканизма.

Горы северной части Британских островов в тектоническом и морфологическом отношении можно рассматривать как продолжение Скандинавских гор, хотя они намного ниже (высшая точка - г. Бен-Невис, 1343 м).

Расчлененные тектоническими долинами, продолжающимися в заливах, горы изобилуют ледниковыми формами рельефа, а также древневулканическими покровами, создавшими лавовые плато Северной Ирландии и Шотландии.

Юго-восток Великобритании и юго-запад Ирландии относятся к герцинидам.

Среднеевропейская равнина расположена в зоне синеклиз докембрийских и каледонских структур. Перекрытие фундамента мощной ненарушенной толщей осадков мезозойского и кайнозойского возраста является основным фактором формирования равнинного рельефа.

Большую роль в формировании равнинного рельефа сыграли экзогенные процессы четвертичного периода, в частности, ледники, оставившие аккумулятивные формы - конечно-моренные гряды и зандры.

Лучше всего они сохранились на востоке низменности, подвергшейся рисскому и вюрмскому оледенениям.

В рельефе Герцинской Европы характерно чередование средневысотных складчато-глыбовых массивов и хребтов с низинами и котловинами.

Мозаичность рельефа определена глыбовыми и сводовыми послегерцинскими движениями, сопровождавшимися в некоторых местах излияниями лав.

Горы, созданные сводовыми движениями, принадлежат к типу горных массивов (Центральный Французский массив).

Некоторые из них (Вогезы, Шварцвальд) осложнены грабенами. Горы-горсты (Гарц, Судеты) имеют довольно крутые склоны, но сравнительно небольшую высоту.

Равнинные участки в пределах герцинской Европы приурочены к синеклизам складчатого фундамента, выполненным мощной толщей мезокайнозоя (Парижский, Лондонский, Тюрингенский, Швабско-Франконский бассейны) - пластовые равнины. Для них характерен куэстовый рельеф.

Альпийская Европа включает в свой состав как высокие горные системы, так и крупные низменные предгорные и межгорные равнины. Горы по структуре и рельефу относятся к двум типам: молодым складчатым образованиям альпийского возраста и к складчато-глыбовым образованиям, вторично поднятым в результате альпийских и неотектонических движений.

Молодые складчатые горы (Альпы, Карпаты, Стара-Планина, Пиренеи, Апеннины, Динара) отличаются литологической неоднородностью, сменой кристаллических, известняковых, флишевых и молассовых поясов. Степень развития поясов не везде одинакова, что определяет в каждой горной стране своеобразное сочетание форм рельефа.

Так, в Альпах и Пиренеях ярко представлены палеозойские кристаллические массивы, в Карпатах хорошо выражена полоса флишевых отложений, в Динарских горах - известняковых.

Складчато-глыбовые и глыбовые горы (Рила, Родопы) представляют собой массивы плоскогорного типа. Значительная современная высота их связана с неотектоническими движениями. К линиям тектонических разрывов приурочены долины рек (Вардар, Струма).

Аккумулятивные равнины альпийской Европы - Среднедунайская, Нижнедунайская и другие соответствуют предгорным прогибам или заложены на месте опустившихся срединных массивов Альпийской геосинклинали.

Они имеют преимущественно полого-волнистый рельеф, лишь изредка осложненный небольшими поднятиями, которые являются выступами складчатого фундамента.

Рельеф Южной Европы, включающий три крупных полуострова (Пиренейский, Апеннинский, Балканский), весьма разнообразен.

Например, на Пиренейском полуострове встречаются Аллювиальные низменности (Андалузская), молодые Альпийские горы (Пиренеи) и Нагорья.

Разнообразен рельеф и геологическое строение Балканского полуострова. Здесь наряду с молодыми складчатыми образованиями встречаются древние герцинские массивы.

Таким образом, рельеф Зарубежной Европы в значительной мере является отображением ее структурного строения.

Геологический фундамент Азии образуют платформы - Сибирская и Китайская на севере, Аравийская и Индийская на юге.

Китайская платформа представляла собой в докембрии огромный массив суши от Японских островов на востоке до Памира на западе, с южной оконечностью в Индокитае. Затем единая Китайская платформа разделилась на две части - северную и южную.



Рисунок 2 - Тектоническое строение Азии

Северная часть, или Синийский щит, отличалась тенденцией преимущественного поднятия и большую часть геологического времени была сушей, В южной части (Южно-Китайская плита) преобладали опускания и значительные территории были покрыты морскими водами. В фазу континентального развития северная часть Китайской платформы вступила в конце перми, южная - в конце триаса.

В мезозое платформа была охвачена тектоническими движениями, в результате чего здесь возник ряд горных систем, разделенных относительно устойчивыми массивами, наиболее крупными и стабильными из которых стали Шаньдун-Корейский, Ордосский и Таримский.

В прогибах, где складчатый фундамент перекрыт осадочным чехлом, располагаются равнины (Великая Китайская и Сунляо).

Отличительная черта Китайской платформы - ее высокая мобильность до настоящего времени.

В докембрии между Китайской и Сибирской платформами находилась Урало-Монгольская геосинклиналь, между Китайской платформой и Гондваной - Альпийско-Гималайский геосинклинальный пояс. С востока Китайская платформа обрамлялась Тихоокеанской геосинклиналью. Завершение геосинклинальных режимов в этих поясах происходило в разные орогенические эпохи.

Байкальская и Каледонская складчатость не создали крупных участков суши. Появились они в основном в северной части Монголии. Отдельные массивы суши возникли в это время также в пределах Урало-Монгольской и Альпийско-Гималайской геосинклиналей.

Герцинская складчатость захватила огромную площадь Азии. В основном она проявлялась в Урало-Монгольской геосинклинали и характеризовалась преобладанием складок широтного простирания. В это время сформировались горы Тянь-Шань, Алтай, Куньлунь.

Герцинское складкообразование проявилось также в Альпийско-Гималайском поясе, где были переработаны каледонские ядра и сформированы крупные массивы суши (Малоазиатское и Иранское нагорья). В результате развития герцинской складчатости были спаяны воедино Китайская, Сибирская и Европейская платформы.

В мезозойскую эру горообразовательные движения - Яньшанская складчатость - охватили в основном территорию Китайской платформы. Яньшаньские тектонические движения были относительно слабыми на Синийском щите, сильными на Южно-Китайской плите.

Сформировались горы глыбовой и складчато-глыбовой структуры (Тайханьшань, Иньшань, Алашань, Бэйшань), обрамлявшие жесткие массивы - Шаньдун-Корейский, Таримский, Ордосский - фундамент которых не был нарушен.

Внутренние впадины и предгорные прогибы начали опускаться: сформировалась Цайдамская впадина, началось погружение приморской части современной Великой Китайской равнины и равнины Сунляо.

Тектонические движения мелового периода сопровождались бурной вулканической деятельностью. На огромном пространстве, начиная от Большого Хингана на севере и до южной части Восточного Китая, излились огромные потоки лав.

В Альпийско-Гималайской и Тихоокеанской геосинклиналях яньшаньская складчатость была начальным этапом альпийского орогенеза.

Альпийские тектонические движения протекали очень активно в Альпийско-Гималайском поясе. Для этой территории характерно чередование зон сближения («скручивания») с более широкими зонами расхождения складок. Узлами скручивания являются Армянское нагорье, Памир, Сино-Тибетские горы. Между ними располагаются обширные зоны расхождения, разделенные внутренними нагорьями (Малоазиатское, Иранское, Тибетское) и окаймленные цепями краевых гор (Понтийские и Тавр в Малой Азии, Эльбурс, Туркмено-Хорасанские, Гиндукуш, Загрос, Мекран, Сулеймановы горы Иранского нагорья, а на полуострове Индокитай - Паткай и Араканские горы).

Аравийская и Индийская платформы являются частями бывшего материка Гондвана и причленились к Азии в альпийскую эпоху горообразования. На границе с Индийской и Аравийской платформами в неогене формируются краевые прогибы, в которых накапливались мощные континентальные молассовые толщи.

В Тихоокеанском геосинклинальном поясе в альпийскую складчатость происходили крупные вертикальные перемещения, в результате которых сформировались окраинные моря (Желтое, Японское, Восточно-Китайское и Южно-Китайское) и островные дуги.

Тектонические движения остались здесь активными и до настоящего времени. Неотектоническая деятельность сыграла огромную роль в формировании рельефа Центральной Азии. Древняя складчатая основа гор Тянь-Шаня, Куньлуня, Алтынтага и Наньшаня оказалась вторично приподнятой на большую высоту.

Таким образом, в конце неогена очертания материка и его основные орографические элементы приобрели современные контуры.

Моделирование рельефа происходило под влиянием экзогенных факторов. Заметную роль при этом сыграло плейстоценовое оледенение. Оно было менее интенсивным, чем в Европе. Ледники покрывали наиболее высокие хребты (Каракорум, Гиндукуш, Гималаи, Памир), где создали альпийские формы рельефа.

Небольшие размеры оледенения в Азии объясняются климатическими особенностями - относительной сухостью (по сравнению с Европой) центральных ее частей. Поэтому на понижение температуры внутренние районы материка реагировали не распространением ледниковой толщи, а широким развитием многолетней мерзлоты.

Значительную роль в формировании рельефа горных стран сыграла водная эрозия. Ею были расширены первичные неровности на склонах. Глубина эрозионного расчленения достигала местами сотен и тысяч метров.

В отношении полезных ископаемых недра Азии изучены меньше европейских. В очагах древних культур Азии использовались драгоценные металлы: золото, серебро (Индия, Индокитай) и драгоценные камни (Индия, Шри-Ланка).

Крупнейшие запасы железных руд связаны с древними платформами (ряд районов Китая, север Индии). Месторождения меди, цинка, сурьмы, ртути, олова разрабатываются в платформенных областях и приурочены к разрывам и рудоносным интрузиям.

Месторождения полиметаллов связаны с областью мезозойской складчатости (Китай, Вьетнам, Бирма). Они также приурочены к зонам контактов древних платформ с мезозойскими интрузиями в Южном Китае, Монголии, в западных провинциях Китая, Индии, полуострова Малакка.

Угольные месторождения Азии относятся к разным геологическим периодам: в Северо-Восточном Китае, на Великой Китайской равнине, на Корейском полуострове - к перми, в Синьцзян-Уйгурском районе Китая - к мезозою, в Индии - к карбону.

Особое значение имеет нефтегазоносный район Персидского залива (юг Ирана, Ирак, Кувейт, Саудовская Аравия) - один из крупнейших в мире. Здесь сосредоточено около половины запасов нефти зарубежных стран.

Имеется нефть в Цайдамской котловине, в межгорье Монгольского Алтая и Бэйшаня, в Бирме, Таиланде, Малайском архипелаге (остров Суматра), на шельфе Южно-Китайского моря.

Соленосные толщи залегают во впадине Цайдам, в Пакистане, Турции, Ираке, Саудовской Аравии.

В приморских районах Индии разрабатываются урановая руда, монацит.

Главные черты рельефа Азии находятся в тесной связи с его геологическим строением и историей формирования материка. В Азии есть все типы известных на Земле тектонических структур и рельефа.

Важнейшие различия современного рельефа Азии обусловлены тектоническими факторами, что подтверждается приуроченностью крупнейших равнин и низменностей к платформенным структурам, а горных сооружений - к геосинклинальным.

Иногда такое соответствие нарушается. Причина этому - активные неотектонические движения, одновременно охватывавшие разновозрастные и разнотипные тектонические структуры.

В целом, в общих своих чертах рельеф Аравии заметно отличается от рельефа Европы своей грандиозностью, высотой, мощью горных систем, достигающих наибольших на земном шаре высот - до 8848 м в Гималаях (г. Эверест или Джомолунгма) и до 8611 м в Каракоруме (г. Чогори или Дапсанг).

Рельеф Азии имеет важное значение как природный фактор. Величайшие горные хребты изолируют Центральную Азию от краевых частей материка в климатическом, гидрологическом и биогеографическом отношении.

Здесь в центре Азии находится высочайшее и самое большое по территории нагорье Тибет.

Огромные равнины Зарубежной Азии - Великая Китайская, Индо-Гангская - по своим размерам не могут идти в сравнение с равнинами Зарубежной Европы.

Рисунок 3 - Рельеф Евразии

2. Взаимосвязь рельефа с климатом на территории Евразии

Эта глава ставит своей задачей осветить роль климата в рельефообразовании. Взаимоотношения между климатом и рельефом весьма разнообразны. Климатом же определяется в значительной мере распространение и группировка и других экзогенных факторов формирования рельефа, а следовательно, и характер возникающих под их совокупным воздействием на земную поверхность форм рельефа. В связи с этим рельеф, по крайней мере в своих более мелких, не тектонически обусловленных чертах, подчиняется в некоторой степени закону климатически обусловленной зональности, четко сформулированному великим русским географом и почвоведом В.В. Докучаевым. Эта зональность вытекает не только из неравномерного распределения по земной поверхности вследствие ее шарообразной формы тепла, получаемого от Солнца, но также является следствием этой неравномерности и в связи с другими действующими силами системы общей циркуляции атмосферы. В последней также ярко проявляется зональное расположение систем воздушных течений, определяющих зональную дифференциацию климатов.

Климат может влиять на процессы рельефообразования или непосредственно, или же это влияние проявляется путем преломления климатических факторов в других природных компонентах географического ландшафта - через гидросферу, растительный покров. Приводимые ниже конкретные примеры таких прямых и посредственных влияний дают возможность лучше понять сказанное. Следует отметить, что общая циркуляция атмосферы, хотя и вытекает сама из зональной неравномерности нагревания земной поверхности, тем не менее, накладываясь на эту зональность, способна вызывать в пределах той или другой зоны отчетливо выраженную климатическую дифференциацию, находящую себе выражение и в процессах рельефообразования.

2.1 Влияния климата на рельефообразование через гидросферу

Так, в зоне умеренных широт (40-60°), где господствуют западные воздушные течения, по западным окраинам материков мы находим резко выраженные черты океанического, в общем умеренного и влажного климата. По мере продвижения в пределах тех же широт к востоку, все более и более начинают проявляться черты континентальности климата, особенно резко сказывающиеся в тех случаях, когда распространению на восток океанических влияний препятствуют меридионально протягивающиеся крупные орографические элементы (например, горы Скандинавии, Уральский хребет). В конце концов в центральных частях материка Евразии континентальные черты климата приобретают столь резкую выраженность, что пустынный режим субтропических широт со свойственным ему своеобразием пустынного рельефообразования проникает далеко на север, в зону умеренных широт. Так, пустыни Средней Азии и Казахстана проникают в области «Тургайских Ворот» до 48° с. ш., а в Монгольской Народной Республике, по данным Э.М. Мурзаева, еще дальше - до 50° с. ш. Если перейти теперь от зоны средних широт в зону пассатной циркуляции, то здесь мы встретим существенно иные условия. Дующие здесь по направлению к экватору пассаты, отклоняясь вращением Земли к западу, обусловливают у западных берегов материков морские течения, несущие к экватору более холодную воду субтропических широт. Наличие этих «холодных» течений, идущих вдоль берегов, создает температурный контраст между сушей и морем, определяющий собой континентальные черты климата прилежащей суши. В результате, пустыни подходят здесь вплотную к самому берегу океана. Здесь мы имеем, таким образом, пример влияния климата через гидросферу.

2.2 Влияние климата на рельефообразование через растительный покров

На материке Евразии годовое количество осадков прогрессивно уменьшается по мере движения от бореальной таежной зоны северного полушария на юг через лесостепную, степную и полупустынную зоны к зоне субтропических пустынь. В связи с этим в пределах бореальной лесной зоны мы находим сравнительно густую эрозионно-долинную сеть и эрозионный рельеф является здесь основным морфологическим типом. В противоположность этому, в пустынях Старого Света, при крайне незначительном (часто менее 100 мм в год) количестве атмосферных осадков, поверхностный сток иногда на протяжении ряда лет почти или совершенно отсутствует, и эрозионные формы здесь образуют крайне разреженную сеть. Вместо них здесь главную роль в рельефообразовании играет ветер. Благоприятными условиями для развития деятельности последнего здесь являются - 1) равнинный большей частью характер местности; 2) отсутствие древесной растительности, ослабляющей силу ветра; 3) нередко полное отсутствие травянистой растительности, защищающей почву от развивания в странах влажного климата, и 4) сухость почвы, благодаря которой почвенные частицы имеют малую связность и легко отрываются ветром одна от другой.

Между лесной зоной и зоной пустынь протягивается промежуточная полоса семигумидного и семиаридного климата, представленная в ландшафтном отношении зонами степей и полупустынь, с количествами годовых осадков меньшими, чем в бореальной лесной зоне, но значительно большими, чем в зоне тропических пустынь. Можно было бы ожидать при таких условиях, что и степень развития эрозионных форм (густота их сети) будет убывать постепенно с севера на юг. На деле, однако, это оказывается не так. Возвышенно-равнинные пространства с наиболее густой сетью эрозионных рытвин, созданных большей частью временными водотоками, оказываются приуроченными как в Евразии, так и на Северо-Американском материке к областям климатов, переходных от влажных умеренных к сухим пустынным - к зонам степного и полупустынного климата. Именно здесь видно развитие таких эрозионных типов рельефа, как овражный рельеф лесостепной и степной зон Европейской части России, как рельеф «bad lands» - дурных земель сухого Запада Северной Америки или некоторых местностей Закавказья и Средней Азии. Поверхность в этих ландшафтах бывает настолько густо изрезана овражными рытвинами временных водотоков, что крутые склоны соседних оврагов часто пересекаются между собой непосредственно, образуя острые гребни и не оставляя хотя бы незначительных участков первичной ровной поверхности. Причина этого явления опять-таки лежит в климатических особенностях степных и полупустынных областей - в крайне неравномерном распределении в течение года атмосферных осадков. Осадки концентрируются на очень короткий период, например на два весенних месяца - март и апрель - на юге Средней Азии. Однако в этот кратковременный период их бывает достаточно, чтобы мог образоваться поверхностный сток в виде многочисленных временных водотоков. Вслед за этим следует, однако, длительный, до нескольких месяцев период засухи, когда вся травянистая растительность выгорает и к концу засушливого периода от нее не остается никакого следа, зимой же развитию растительности препятствуют низкие температуры. Таким образом, к началу следующего дождливого периода почва оказывается совершенно не защищенной растительностью от размыва, и эрозионная деятельность временных водотоков при подходящем грунте может развиваться чрезвычайно интенсивно. На этом примере можно видеть, как климат влияет на рельефообразование через растительный покров.

2.3 Отражения климата в характере, темпе и условиях рельефообразования

Сам рельеф как крупными своими элементами, так и мелкими может влиять на климат, сообщая ему некоторые особенные черты, вызывая климатическую дифференциацию.

Здесь достаточно будет напомнить хорошо известный факт, что высокие горные хребты, поднимающиеся на пути влажных воздушных течений, являются климаторазделами, имея по одну сторону климат влажный, богатый осадками, по другую сторону - сухой. Чем выше хребет, тем резче контраст. Примером таких различий может служить Эльбурс, северный склон которого обращенный к Каспийскому морю, получает большое количество осадков и одет пышными широколиственными лесами субтропического типа, тогда как южный склон, обращенный ко внутренним частям Иранского нагорья, является сухим и пустынным.

Такой же разительный контраст представляют южный склон Восточных Гималаев, находящийся под воздействием морского летнего муссона, и северный тибетский склон. Эта обусловленная орографией дифференциация на влажную и сухую сторону находит себе и обратное, морфологическое, выражение. Ниже видно, что реки, получающие обильное питание атмосферными осадками, отличаются способностью к интенсивной регрессивной эрозии - способностью быстро врезаться своими верховьями все дальше и дальше в водораздельное пространство. Благодаря этой особенности реки влажного склона горного хребта быстрее врезаются в водораздел, чем реки сухого склона, пропиливают его и выходят вершинами на противоположную, сухую его сторону. При этом они нередко перехватывают верхние участки рек «сухого» склона и направляют их течение в противоположную сторону. Водораздельная линия, таким образом, постепенно смещается в сторону сухого склона и наиболее высокие вершины первоначального водораздела часто оказываются лежащими на «влажной» его стороне. Это и наблюдается в Гималаях. В Эльбурсе реки каспийского склона уже пропилили несколько параллельных цепей этой горной страны и перехватили реки продольных долин между цепями, направив их течение в Каспий.

Не только крупные, орографические черты рельефа, но и мелкие могут оказывать влияние на климат, вызывая микроклиматическую дифференциацию на небольших пространствах в приземных слоях воздуха. Даже на равнинах, лежащих невысоко над уровнем моря, где колебания высот незначительны, эрозионное расчленение создает отчетливо выраженные микроклиматические особенности на разно ориентированных по отношению к лучам Солнца склонах долин. Это находит себе выражение в более сильном нагревании и более быстром высыхании сильнее инсолируемых южных склонов, сравнительно с теневыми северными. Растительный покров на южных склонах более разреженный. Все это не может не отражаться в различном ходе процессов денудации на склонах разной экспозиции, что часто приводит к асимметричному поперечному профилю долин, различной степени расчлененности склонов эрозионными рытвинами и т.д.

Если рельеф может создавать климатическую дифференциацию земной поверхности в горизонтальном направлении, то такая же дифференциация, и притом на более коротких расстояниях, проявляется и по вертикали в тех случаях, когда литосфера резко выдается в более высокие слои атмосферы: на склонах высоких гор, от подошвы до вершин, наблюдается отчетливо выраженная климатическая «поясность». Последняя может находить себе выражение и в морфологии склонов. Так, в верхних горизонтах гор благодаря более резким суточным колебаниям температуры почвы и скат (понижению ее в ночное время ниже 0°) интенсивно протекает физическое выветривание, сказывающееся в обилии здесь грубообломочных продуктов этого выветривания (щебневые и глыбовые осыпи и россыпи) и в руинообразном облике скалистых вершинных частей, где в мелких формах резко проявляется свойственная горным породам форма отдельности.

Хотя изменения климатических условий по вертикали происходят плавно и непрерывно, однако постепенное количественное изменение какого-либо метеорологического элемента может иногда в определенных критических точках вызвать резкое качественное изменение. В высоких горах такой критической высотой является климатическая снеговая линия. Она образует нижнюю границу хионосферы - того слоя воздушной оболочки Земли, в котором проявляется рельефообразующая роль снега и льда и возникают гляциальные формы рельефа. Но изменение высотного положения снеговой линии как явления климатического происходит как в пространстве, так и во времени. В период четвертичного оледенения снеговая линия во многих горах (в Альпах, на Кавказе) проходила, например, на 1200 м ниже современного ее положения. Если выше современной снеговой линии гляциальные формы рельефа продолжают развиваться по свойственным им законам и в настоящее время» то в высотном поясе между современной и плейстоценовой снеговой линией эти формы являются уже реликтовыми, их дальнейшее развитие идет по иному пути - регрессивно, давая в связи с этим морфологически отличные формы.

В каждой достаточно высокой горной стране имеется зона «максимальных осадков». Абсолютная высота этой зоны зависит от широтного положения горной страны, от ее океанического или внутриконтинентального положения, от ориентировки по отношению к приносящим осадки воздушным течениям и т.д. Можно предполагать, что в этой зоне многие процессы рельефообразования - смыв продуктов выветривания дождевыми струями, карстообразование в горах, сложенных известняками и доломитами, - протекают интенсивнее, чем в выше- и нижележащих, поясах тех же гор.

2.4 Типы климата, отражающие их роль в процессе рельефообразования

Из всего сказанного можно видеть, как сложны и многообразны взаимоотношения между климатом и рельефом. Естественно поэтому, что были сделаны попытки дать классификацию климата, отражающую их роль в процессах рельефообразования. Первый опыт такой классификации дал А. Пенк, различавший три основных типа климата: 1) нивальные климаты (от лат. nivalis - снежный), 2) гумидные (влажные, богатые атмосферными осадками, выпадающими в жидком виде) и 3) аридные (сухие и жаркие) климаты. Данная классификация климата более детальна, с развернутыми характеристиками протекающих в них процессов.

Рисунок 4 - Схема современной морфоклиматической зональности (по К.В. Пашкангу)

1. Нивальные климаты характеризуются тем, что осадки выпадают во все сезоны года в твердом виде (в форме снега) и притом в количестве большем, чем может растаять и испариться в течение очень короткого и холодного лета. Это объясняется тем, что в высоких приполярных широтах, которым свойствен этот климат, нижняя граница х ионосферы (зоны атмосферы с положительным балансом твердых осадков) опускается очень низко, местами, по-видимому, до самого уровня океана. Избыток нерастаявшего снега, накапливающегося из года в год преимущественно в понижениях рельефа, начинает в конце концов удаляться в виде движущихся ледников. В условиях океанического положения на суше развиваются обширные материковые оледенения (Гренландия, Антарктида), в горных условиях - местами оледенение сетчатого типа. На морях - это область обширных плавучих ледяных полей. Рельеф поверхности материковых ледяных щитов в общем выпуклый и совершенно не отражает рельефа подстилающего лед коренного ложа. Ледники часто широким фронтом или отдельными языками спускаются с суши в море, давая начало плавучим айсбергам. Кроме приполярных пространств, нивальный климат свойствен также вершинным частям высоких гор, поднимающихся за снеговую границу, причем это может иметь место под всеми широтами, даже под самым экватором. Здесь формируются своеобразные гляциальные (ледниковые) формы высокогорного рельефа: цирки, корытообразные долины, острые гребни, пирамидальные вершины и др.

2. Полярный климат, или климат зоны многолетнемерзлых грунтов, свойствен в основном зоне тундры, но в континентальных условиях (Восточная Сибирь) распространяется (в своем морфологическом преломлении) и на более южные ландшафтные зоны. Климат в типичном развитии характеризуется длинной и суровой зимой, коротким и прохладным летом, малым количеством осадков (обычно менее 300 мм), большой облачностью, малой интенсивностью солнечной радиации, сильными ветрами. Ниже тонкого, оттаивающего летом («деятельного») слоя залегает толща многолетнемерзлого, непроницаемого для воды грунта, мощность которого в континентальных условиях может достигать нескольких сотен метров. Наличие постоянной мерзлоты вызывает ряд процессов, характерных для этого климата и создающих ряд специфических микро- и мезоформ. При низких температурах даже летом преобладает физическое, преимущественно морозное выветривание, дающее при обнажении коренных пород обилие грубообломочного материала. Химическое выветривание является, наоборот, сильно ослабленным. В связи с этим реки очень бедны тонким взвешенным материалом, несут очень чистую, прозрачную воду. Коэффициент поверхностного стока очень высок. Реки, питание которых происходит преимущественно за счет талых снеговых вод при почти полном отсутствии грунтового питания, характеризуются длительным покрытием льдом, кратковременным половодьем летом и продолжительным маловодьем зимой. Широко распространенное мнение, что мерзлота грунта задерживает и ослабляет эрозию рек, по-видимому, неверно, так как речная вода, воздействуя термически на мерзлый грунт, вызывает оттаивание его верхних слоев и делает его уязвимым для эрозии. Исключение представляют, быть может, некоторые небольшие речки Восточной Сибири, промерзающие зимой до дна.

Характерны для наиболее континентальных частей мерзлотной зоны Евразии наледи, или тарыны, - излияния и замерзание речных вод зимой при сдавливании их между круглогоднемерзлым грунтом и нарастающим в толщину покровом речного льда. Речные наледи сохраняются часто все лето и способствуют расширению русла реки, так как последняя обтекает массу наледи сбоку и усиленно размывает свои берега. Сходный с наледями генезис имеют гидролакколиты, представляющие по существу подземную наледь. Сдавленные между слоем постоянной и постепенно утолщающимся в течение зимы слоем сезонной мерзлоты подземные воды не изливаются непосредственно на поверхность, но приподнимают в виде бугра верхний слой минерального грунта и покрывающий его слой торфа и замерзают под ними в виде линзообразного тела. Типичные гидролакколиты представляют многолетние образования и приурочены к более континентальным частям тундровой зоны. В более южных частях Восточной Сибири, уже в таежной зоне, образуются сезонные бугры вспучивания, сходные по строению и генезису с гидролакколитами. Возникновение такого бугра предшествует образованию грунтовой наледи: на вершине или сбоку бугра образуется, часто со взрывом, трещина, из которой начинает изливаться вода, замерзающая тут же слой за слоем.

С мерзлотными явлениями связаны также так называемые «задерненные кочки» (thufur исландцев), образующиеся во множестве на ровных луговых участках Исландии.

Вследствие сцементированности рыхлых грунтов мерзлотой теневые склоны долин бывают часто более крутыми, чем ориентированные на юг, протаивающие глубже и подвергающиеся более интенсивной денудации.

Основным фактором денудации в пределах мерзлотной зоны является солифлюкция. Развитие ее обусловлено тем, что оттаивающий летом верхний слой грунта бывает насыщен водой благодаря водоупорности мерзлого слоя и слабой испаряемости. В горных условиях этой зоны совокупное влияние морозного выветривания, нивации и солифлюкции приводит к образованию на склонах нагорных или гольцовых террас и выравненных поверхностей (альтипланация).

Трещины, образующиеся при сильных морозах на поверхностях грунта, обнаженных ветром от снега, весной при оттаивании заполняются водой, которая замерзает ночью, раздвигая стенки трещины, благодаря чему трещина постепенно растет в ширину и глубину. Часто неглубокие трещины располагаются в виде сети многоугольных ячей с выпуклой поверхностью (трещинные полигоны). Частое чередование замерзания и оттаивания приводит также к дифференциации грунтовой массы деятельного слоя на мелкоземистую и щебневую фракции и к образованию на ровных поверхностях «каменных многоугольников», «каменных венцов» и колец, а на склонах, при участии солифлюкции, - каменных фестонов и каменных полос, тянущихся по склону сверху вниз и чередующихся с полосами мелкозема.

Несмотря на то что холодные воды, способные содержать в растворе большее количество углекислоты, отличаются большой агрессивностью, поверхностные формы карста в известняковых породах в условиях полярного климата почти совершенно отсутствуют. Растворяющее действие воды в мерзлой породе, за исключением редких «таликов», проявляться не может и имеет место лишь в известняковых щебневых массах грубой коры выветривания в пределах «деятельного слоя». Карстовый процесс может захватывать также толщи растворимой породы ниже слоя многолетнемерзлого грунта. В противоположность настоящему карсту, в области постоянной мерзлоты широко распространены явления термокарста. Они обусловлены локальной деградацией мерзлоты, т.е. оттаиванием грунта на большую глубину, что вызывает его просадку и образование неглубоких впадин, обычно заполняющихся водой. Чаще всего такие впадины возникают уже в таежной зоне на местах уничтоженного пожаром или рукой человека леса.

3. Гумидные климаты. Количество выпадающих в течение года осадков больше, чем может испариться и просочиться в почву. Избыток атмосферной воды стекает по поверхности в виде склонового стока, производя плоскостную денудацию, а также в виде рек и ручьев. В связи с этим эрозионные формы рельефа являются доминирующими в морфологическом комплексе. Можно выделить 3 подтипа гумидного климата:

А) Гумидный климат умеренных широт, свойственный их более северной (в северном полушарии) или более южной (в южном полушарии) полосе. Зима более или менее резко выражена, обычно с ежегодным развитием снежного покрова, препятствующего на протяжении нескольких месяцев в году проникновению воды в почву. В период таяния снегов - половодье рек, усиленная разработка эрозионных форм и обильное пополнение грунтовых вод. В более близких к тропикам частях этой зоны осадки в форме дождя могут выпадать во все времена года. Годовое количество осадков колеблется от 300 до 650 мм и выше. Время их преимущественного выпадения изменяется в зависимости от океанического или континентального положения. Зимой температуры могут падать очень низко - до -20-25°, средние температуры июля колеблются от +10 до +20°. В летнее время может энергично протекать химическое выветривание. Развиты древесная (хвойные и лиственные леса) и травяная растительность лугового типа. Водотоки большей частью постоянные и сеть их умеренно густая. Развитию эрозионной деятельности временных водотоков и образованию густой сети оврагов в период таяния снегов и во время сильных летних дождей препятствует травяная и древесная растительность, замедляющая и рассредоточивающая сток со склонов и защищающая таким образом почву от размыва. На растворимых горных породах нередко наряду с эрозионными формами бывают развиты и карстовые. Карст, как правило, покрытый, т.е. карстующаяся порода покрыта сверху июле или менее мощным плащом нерастворимых рыхлых образований.

Б) Семигумидный климат умеренных широт с более или менее резко выраженной дифференциацией года на влажный и сухой периоды (области муссонов, субтропики с дождями в период наинизшего стояния Солнца). К этому же подтипу следует отнести и климат наших степей. Во влажные периоды энергично протекает химическое выветривание, в сухие периоды на благоприятных для этого местах (в местах обнажения коренных пород) - преимущественно инфляционное физическое выветривание. Богатые коллоидами продукты выветривания образуются, но они бывают подвижными преимущественно во влажное время года; во время засухи ссыхающиеся коллоиды связывают остальные составные части коры выветривания и делают их малоподвижными. В формировании рельефа наряду с постоянными реками большое участие принимает также эрозия временных водотоков, создающая местами, по-видимому, при участии человека, густую и разветвленную систему оврагов и балок.

В) Гумидный теплый климат экваториальных лесов с годовой суммой осадков 1500-2000 мм и выше. Годовые амплитуды температуры крайне малы, не превышают в материковых условиях 6°, в приморских - не выше 1°. Суточные амплитуды температуры воздуха значительно больше. Еще больше и резче колебания температуры почвы и скал, когда их сильно нагретые поверхности подвергаются в послеполуденные часы быстрому охлаждению конвекционными ливневыми дождями. Сухих месяцев нет: дожди только усиливаются в периоды зенитального стояния Солнца. Средняя годовая температура высокая, изменяется в пределах от 23 до 29°, главным образом в зависимости от абсолютной высоты и берегового или континентального положения местности.

Физическое выветривание протекает слабо, преимущественно в горных странах, где на поверхность часто обнажаются скальные коренные породы. Химическое выветривание, наоборот, идет весьма энергично, особенно на равнинах, постепенно ослабевая с высотой в горах. Выветривание и почвообразование протекают по сиаллитному типу и приводят в конечном итоге к образованию красноземов. Сиаллитная кора выветривания может достигать мощности нескольких десятков метров, скрывая коренные породы и придавая даже сравнительно высоким горам мягкие, округлые формы. Густой растительный покров ослабляет обильный поверхностный сток по насыщенной водой коре выветривания и препятствует образованию эрозионных рытвин. Поверхностный сток чаще проявляется в виде пластовых потоков, производящих равномерную денудацию склонов. На склонах, в коре выветривания часто развивается солифлюкция, иногда в подповерхностном слое, который меньше скреплен густым сплетением корней растений. Местами на более крутых склонах растительный слой разрывается и возникают оплывины. Свидетельствами интенсивно протекающей денудации часто являются изолированные островные горы с крутыми, скалистыми, вертикально-бороздчатыми склонами, известные в литературе под названием «сахарных голов». Эти склоны подвергаются интенсивной десквамации и отступают, сохраняя свою крутизну.

Реки влажно-теплых экваториальных областей проявляют крайне слабую эрозию; многие реки почти совсем не врезались в имеющиеся в их руслах уступы. Ж-Трикар, обследовавший реки, объясняет это тем, что эти реки несут лишь тонкую муть (продукты химического выветривания) и почти не переносят по своему днищу галек, являющихся основным абразивным материалом при речной эрозии. В связи с этим в руслах экваториальных рек почти не наблюдается образования галечниковых отмелей.

Можно отметить, что только по побережьям тропических морей возводят свои постройки рифообразующие кораллы, могущие развиваться лишь в водах с температурой не ниже 20°.

С удалением от экватора в сторону тропиков годовые суммы осадков уменьшаются, оба периода зенитального стояния Солнца и усиления осадков постепенно сближаются и у тропика сливаются в один. Сухие периоды приобретают черты аридности и могут охватывать от 2,5 до 7,5 месяцев. Этот переходный пояс тропиков с климатом саванн характеризуется также особым комплексом процессов, изменяющих земную поверхность, что находит себе отражение и в морфологическом комплексе этого пояса.

4. Аридные климаты характеризуются малым количеством выпадающих осадков (обычно не более 250-200 мм), большой сухостью воздуха, интенсивной испаряемостью, превышающей во много раз годовую сумму осадков, высокой ясностью неба при достаточно высоком стоянии Солнца, что определяет высокие дневные температуры и столь же значительное охлаждение путем излучения ночью. При таких условиях рыхлые покровные образования аридных областей являются совершенно сухими и растительный покров на них либо совершенно отсутствует, либо крайне разрежен и представлен редко разбросанными ксерофитами, совершенно не защищающими субстрат от действия вегра. Ветры же в пустынях при отсутствии ослабляющей их древесной растительности могут достигать большой силы. Таким образом, ветер в большинстве аридных пустынь является основным фактором рельефообразования: он создает здесь как дефляционные, так и аккумулятивные формы. К последним принадлежат весьма разнообразные формы дюн песчаных пустынь. Следует отметить также коррадирующую работу ветра, несущего песчаные частицы. Забираясь во все самые узкие щели горных пород и выметая из них сухие продукты выветривания, ветер способствует расширению трещин и создает бросающуюся в глаза отпрепарированность всех структурных элементов.

Можно выделить два подтипа аридных климатов:

А). Вполне аридный климат тропических пустынь зоны пассатов. В этих пустынях осадки выпадают лишь спорадически, иногда в несколько лет раз, но обычно в виде сильнейших ливней, способных создавать кратковременный, но достаточно интенсивный поверхностный сток. В связи с этим эрозионные формы в виде обычно сухих, лишенных водотока долин встречаются даже в наиболее аридных пустынях, но их сеть крайне разрежена и часто одна сухая долина отделена от другой расстоянием в несколько сотен километров. Долины эти обычно имеют своеобразную, ящикообразную в поперечном профиле форму и заканчиваются чаще всего, не выходя за пределы пустыни, в какой-либо бессточной впадине. Немногие постоянные реки, пересекающие пустыню и достигающие Мирового океана, являются экзотическими реками, начинающимися за пределами пустыни, в области гумидного климата или в горноледниковых районах нивального климата. Но и эти реки в пределах пустыни притоков не получают. Пустыня является, таким образом, областью без стока. Продукты энергично протекающего в пустынях физического выветривания могут лишь в незначительной мере выноситься за пределы аридной области ветром в виде пыли и накапливаются мощными толщами в понижениях рельефа.