Quali territori non erano centri di glaciazione. La glaciazione Valdai è l'ultima era glaciale dell'Europa orientale. Scopri cos'è "centro di glaciazione" in altri dizionari

La superficie terrestre è stata più volte sottoposta a glaciazioni continentali (Fig. 110). La prova della frequenza delle glaciazioni in pianura nel Pleistocene è la presenza di resti di piante relativamente amanti del calore nei depositi intermoraini.
Durante l'era della massima glaciazione, i ghiacciai coprivano oltre il 30% della superficie terrestre. Nell'emisfero settentrionale, erano localizzati nelle parti settentrionali dell'Europa e dell'America. I principali centri di glaciazione in Eurasia erano nella penisola scandinava, Novaya Zemlya, negli Urali e Taimyr. Nel Nord America, i centri della glaciazione erano la Cordillera, il Labrador e l'area a ovest della Baia di Hudson (Keewatin Center).
Nel rilievo delle pianure si esprimono più chiaramente le tracce dell'ultima glaciazione (terminata 10mila anni fa): la glaciazione Valdai nella pianura russa, la glaciazione Wurm nelle Alpi e la glaciazione Wisconsin nel Nord America.
Il ghiacciaio in movimento ha cambiato la topografia della superficie sottostante. L'entità del suo impatto fu diversa e dipese dalle rocce che ne costituivano la superficie, dalla sua topografia e dallo spessore del ghiacciaio. Il ghiacciaio ha levigato la superficie, composta da rocce morbide, distruggendo le sporgenze taglienti. Distrusse le rocce fessurate, staccandole e portandone via pezzi. Congelando dal basso nel ghiacciaio in movimento, questi pezzi hanno contribuito alla distruzione della superficie.

Incontrando colline composte da rocce dure lungo il percorso, il ghiacciaio ha levigato (a volte fino a renderlo uno specchio) il pendio rivolto al suo movimento. Pezzi congelati di roccia dura hanno lasciato cicatrici, graffi e hanno creato complesse ombreggiature glaciali. La direzione delle cicatrici dei ghiacciai può essere utilizzata per giudicare la direzione del movimento dei ghiacciai. Sul versante opposto il ghiacciaio ha staccato pezzi di roccia, distruggendo il pendio. Di conseguenza, le colline hanno acquisito una caratteristica forma aerodinamica "fronte di montone". La loro lunghezza varia da diversi metri a diverse centinaia di metri, l'altezza raggiunge i 50 M. Grappoli di “fronte di ariete” formano un rilievo di rocce ricci, ben espresso, ad esempio, in Carelia, nella penisola di Kola, nel Caucaso, sul Penisola di Taimyr, e anche in Canada e Scozia.
Una morena si è depositata sul bordo del ghiacciaio in scioglimento. Se la fine del ghiacciaio, a causa dello scioglimento, veniva ritardata ad un certo confine, e il ghiacciaio continuava a fornire sedimenti, si formavano creste e numerose colline morene terminali. Le creste moreniche sulla pianura si formavano spesso vicino a sporgenze di rilievi rocciosi subglaciali. Le creste delle morene terminali raggiungono una lunghezza di centinaia di chilometri e un'altezza fino a 70 m, a volte si trovano parallele tra loro. Le depressioni che separano gli altipiani nella zona della morena terminale sono spesso occupate da paludi e laghi. Un esempio lampante di cresta morenica terminale è Salpausselskä (Finlandia). Avanzando, il ghiacciaio sposta davanti a sé la morena terminale ed i sedimenti sciolti che ha depositato, creandosi morena di pressione- ampie creste asimmetriche (pendio ripido rivolto verso il ghiacciaio). Molti scienziati ritengono che la maggior parte delle creste moreniche terminali siano state create dalla pressione del ghiacciaio.
Quando un corpo glaciale si scioglie, la morena in esso contenuta si proietta sulla superficie sottostante, addolcendone notevolmente le asperità e creando un rilievo morena principale. Questo rilievo, che è una pianura pianeggiante o collinare con paludi e laghi, è caratteristico delle aree di antica glaciazione continentale.
Nella zona della morena principale si può vedere drumlin- colline oblunghe, allungate nella direzione del movimento dei ghiacciai. Il pendio di fronte al ghiacciaio in movimento è ripido. La lunghezza dei drumlin varia da 400 a 1000 m, la larghezza - da 150 a 200 m, l'altezza - da 10 a 40 m I drumlin si trovano in gruppi nella regione periferica della glaciazione, in pianura o nelle zone pedemontane. In superficie sono costituiti da una morena che ricopre un nucleo di depositi rocciosi o depositi di colate di acqua di disgelo. La loro origine non è ancora chiara. Si presume che la morena, congelata sul fondo del ghiacciaio, abbia indugiato alle altezze del letto del ghiacciaio, aumentandole. dimensioni, e il ghiacciaio ha dato loro una forma levigata.
Sul territorio della Russia esistono drumlin in Estonia, nella penisola di Kola, in Carelia e in altri luoghi. Si trovano anche in Irlanda e nel Nord America.
Il flusso d'acqua che si verifica quando il ghiacciaio si scioglie lava via e porta via le particelle minerali, depositandole dove la portata rallenta. Con l'accumulo di depositi di acqua di disgelo compaiono strati di sedimenti sciolti, che differiscono dalla morena nello smistamento del materiale. Le morfologie create dai flussi di acqua di disgelo, sia come risultato dell'erosione che come risultato dell'accumulo di sedimenti, sono molto diverse.
Antiche valli drenanti acque glaciali sciolte - ampie cavità (da 3 a 25 km) che si estendono lungo il bordo del ghiacciaio e attraversano valli fluviali preglaciali e i loro bacini idrografici. I depositi delle acque glaciali riempirono queste depressioni. I fiumi moderni li utilizzano parzialmente e spesso scorrono in valli sproporzionatamente larghe.
Antiche valli possono essere osservate in Russia (Stati baltici, Ucraina), Polonia, Germania.
I Kam sono colline rotonde o oblunghe con cime piatte e dolci pendii, che esternamente somigliano a colline moreniche. La loro altezza è di 6-12 m (raramente fino a 30 m). Le depressioni tra le colline sono occupate da paludi e laghi. I Kames si trovano vicino al confine del ghiacciaio, sul suo lato interno, e solitamente formano gruppi, creando un caratteristico rilievo kame.
I Kama, a differenza delle colline moreniche, sono composti da materiale grossolanamente selezionato. La diversa composizione di questi sedimenti e le argille sottili rinvenute soprattutto in essi suggeriscono che si siano accumulati in piccoli laghi sorti sulla superficie del ghiacciaio. Quando il ghiacciaio si sciolse, i sedimenti accumulati furono proiettati sulla superficie della morena principale. La questione della formazione del kama non è ancora chiara.
Lo scioglimento dei singoli blocchi di ghiaccio morto nascosti nei depositi delle acque glaciali spiega l'origine dei bagni glaciali (zoll) - depressioni rotonde relativamente piccole (diametro - diverse decine di metri, profondità - diversi metri). I bagni glaciali si trovano anche nelle aree di permafrost.
Ozy- creste che ricordano terrapieni ferroviari. La lunghezza degli esker è misurata in decine di chilometri (30-40 km), la larghezza è in decine (meno spesso centinaia) di metri, l'altezza è molto diversa: da 5 a 60 m I pendii sono solitamente simmetrici e ripidi (fino a 40°).
Gli esker si estendono indipendentemente dal terreno moderno, spesso attraversando valli fluviali, laghi e bacini idrografici. A volte si ramificano formando sistemi di creste che possono essere divise in colline separate. Gli esker sono composti da depositi stratificati diagonalmente e, meno comunemente, stratificati orizzontalmente: sabbia, ghiaia e ciottoli.
L'origine degli esker può essere spiegata dall'accumulo di sedimenti trasportati dai flussi di acqua di disgelo nei loro canali, così come nelle fessure all'interno del ghiacciaio. Quando il ghiacciaio si sciolse, questi depositi furono proiettati sulla superficie.
Zandra- spazi adiacenti alle morene terminali, ricoperti da depositi di acque di disgelo (morene dilavate). Ai ghiacciai di fondovalle l'effluente ha una superficie insignificante, composto da detriti di medie dimensioni e ciottoli poco arrotondati. Ai margini della calotta glaciale della pianura occupano ampi spazi, formando un'ampia striscia di pianure alluvionali. Le pianure alluvionali sono composte da estesi conoidi alluvionali pianeggianti di flussi subglaciali, che si fondono e parzialmente si sovrappongono tra loro. Le morfologie create dal vento appaiono spesso sulla superficie delle pianure alluvionali.
Un esempio di pianure alluvionali può essere la striscia di “bosco” nella pianura russa (Pripyatskaya, Meshcherskaya).

Nelle aree che hanno vissuto la glaciazione, ce n'è una certa regolarità nella distribuzione dei rilievi, la sua zonizzazione(Fig. 111). Nella parte centrale della regione della glaciazione (Scudo Baltico, Scudo Canadese), dove il ghiacciaio è sorto prima, è durato più a lungo, ha avuto il maggiore spessore e velocità di movimento, si è formato un rilievo glaciale erosivo. Il ghiacciaio portò via sedimenti sciolti preglaciali e ebbe un effetto distruttivo sulle rocce del substrato roccioso (cristallino), la cui entità dipendeva dalla natura delle rocce e dal rilievo preglaciale. La copertura di una sottile morena, che giaceva in superficie durante il ritiro del ghiacciaio, non oscurava i tratti del suo rilievo, ma li addolciva solo. L'accumulo di morena nelle depressioni profonde raggiunge i 150-200 m, mentre nelle zone limitrofe con cenge del substrato roccioso non è presente morena.
Nella parte periferica dell'area glaciale, l'Islanda è esistita per un periodo più breve, aveva meno potere e movimenti più lenti. Quest'ultimo si spiega con la diminuzione della pressione con l'allontanarsi dal centro di alimentazione del ghiacciaio e con il suo sovraccarico di detriti. In questa parte il ghiacciaio è stato prevalentemente scaricato dai detriti e ha creato forme di rilievo cumulative.
Oltre il confine del ghiacciaio, direttamente adiacente ad esso, si trova una zona le cui caratteristiche di rilievo sono associate all'erosione e all'attività accumulativa delle acque glaciali sciolte. La formazione del rilievo di questa zona è stata influenzata anche dall'effetto di raffreddamento del ghiacciaio.
Come risultato di ripetute glaciazioni e della diffusione della calotta glaciale in diverse epoche glaciali, nonché a seguito dei movimenti del bordo del ghiacciaio, forme di rilievo glaciale di diversa origine si sono sovrapposte l'una all'altra e notevolmente cambiato.
Il rilievo glaciale della superficie liberata dal ghiacciaio è stato esposto ad altri fattori esogeni. Quanto prima la glaciazione, tanto più, naturalmente, i processi di erosione e denudazione hanno modificato il rilievo. Al limite meridionale della massima glaciazione, le caratteristiche morfologiche del rilievo glaciale sono assenti o molto scarsamente conservate. Prove della glaciazione sono i massi portati dal ghiacciaio e resti localmente conservati di depositi glaciali fortemente alterati. La topografia di queste aree è tipicamente erosiva. La rete fluviale è ben formata, i fiumi scorrono in ampie valli e hanno un profilo longitudinale sviluppato. A nord del confine dell'ultima glaciazione, il rilievo glaciale ha conservato le sue caratteristiche ed è un accumulo disordinato di colline, creste e bacini chiusi, spesso occupati da laghi poco profondi. I laghi morenici si riempiono relativamente rapidamente di sedimenti e spesso i fiumi li drenano. La formazione di un sistema fluviale dovuta ai laghi “infilati” dal fiume è tipica delle zone con topografia glaciale. Dove il ghiacciaio è durato più a lungo, la topografia glaciale è stata modificata relativamente poco. Queste aree sono caratterizzate da una rete fluviale non ancora completamente formata, da un profilo fluviale non sviluppato e da laghi non prosciugati dai fiumi.

CENTRO GLACIANTE - l'area di maggiore accumulo e maggiore potere. ghiaccio, dove comincia a diffondersi. Di solito C.o. associati a centri elevati, spesso montuosi. Quindi, Ts.o. La calotta glaciale fennoscandinava era scandinava. Sul territorio della Svezia settentrionale raggiunse il potere. almeno 2-2,5 km. Da qui si è diffuso attraverso la pianura russa per diverse migliaia di km fino alla regione di Dnepropetrovsk. Durante le ere glaciali del Pleistocene, c'erano molti sistemi di colori in tutti i continenti, ad esempio in Europa: alpino, iberico, caucasico, degli Urali, Novaya Zemlya; in Asia - Taimyr. Putoranskij, Verkhojanskij, ecc.

Dizionario geologico: in 2 volumi. - M.: Nedra. A cura di KN Paffengoltz et al.. 1978 .

Scopri cos'è "CENTRO GLACIAZIONE" in altri dizionari:

Karakoram (turco - montagne di pietra nera), sistema montuoso dell'Asia centrale. Si trova tra Kunlun a Nord e Gandhisishan a Sud. La sua lunghezza è di circa 500 km, insieme al prolungamento orientale di K. - le creste Changchenmo e Pangong, che passano nel Tibet ... ... Grande Enciclopedia Sovietica

Enciclopedia di Collier

Accumuli di ghiaccio che si muovono lentamente sulla superficie terrestre. In alcuni casi, il movimento del ghiaccio si interrompe e si forma ghiaccio morto. Molti ghiacciai si spostano per una certa distanza negli oceani o nei grandi laghi e poi formano un fronte... ... Enciclopedia geografica

Mikhail Grigorievich Grosvald Data di nascita: 5 ottobre 1921 (1921 10 05) Luogo di nascita: Grozny, Repubblica socialista sovietica autonoma di Gorsk Data di morte: 16 dicembre 2007 (2007 12 16) ... Wikipedia

Abbracciano il periodo di tempo della vita della Terra che va dalla fine del periodo Terziario al momento che stiamo vivendo. La maggior parte degli scienziati divide il periodo Ch. in due ere: la più antica glaciale, colluviale, Pleistocene o post-Pliocene, e la più recente, che comprende... ... Dizionario Enciclopedico F.A. Brockhaus e I.A. Efron

Kunlun- Schema delle creste del Kunlun. I fiumi contrassegnati con numeri blu sono: 1 Yarkand, 2 Karakash, 3 Yurunkash, 4 Keria, 5 Karamuran, 6 Cherchen, 7 Yellow River. Le creste sono contrassegnate con numeri rosa, vedere Tabella 1 Kunlun, (Kuen Lun) uno dei più grandi sistemi montuosi dell'Asia, ... ... Enciclopedia dei turisti

Altai (repubblica) La Repubblica dell'Altai è una repubblica della Federazione Russa (vedi Russia), situata nel sud della Siberia occidentale. L'area della repubblica è di 92,6 mila metri quadrati. km, popolazione 205,6 mila persone, il 26% della popolazione vive nelle città (2001). IN … Enciclopedia geografica

Terskey Ala Too Montagne nella zona del villaggio di Tamg ... Wikipedia

Cresta Katunsky- Katunskie Belki Geografia La cresta si trova ai confini meridionali della Repubblica dell'Altai. Questa è la cresta più alta dell'Altai, la cui parte centrale per 15 chilometri non scende sotto i 4000 m, e l'altezza media varia intorno ai 3200-3500 metri sopra... Enciclopedia dei turisti

Storia delle calotte glaciali apparse in artico e diffuso su vaste distese delle pianure della Russia (superficie totale circa il 30% del territorio), è associato all'ultimo terzo del periodo Quaternario (dopo 1 milione di anni fa), Cfr. Sistema quaternario (periodo). In questo momento, la periodicità (da 40 a 100 mila anni) e l'ampiezza delle fluttuazioni climatiche associate ai cambiamenti nei parametri dell'orbita terrestre (eccentricità, ecc.) sono aumentate, il che ha portato allo sviluppo delle calotte glaciali. Le glaciazioni più antiche risalgono alla fine Eopleistocene. SU Pianura dell'Europa orientale La più antica è la morena di Likovo (glaciazione di Likovo), scoperta nella regione di Mosca, la sua età è di ca. 1,0–0,9 milioni di anni.

Neopleistocene inferiore. La glaciazione Likovo è separata dall'interglaciale Akulov dal confine delle epoche paleomagnetiche Matuyama - Brunhes (inizio del Neopleistocene), che ha 780 mila anni. L'orizzonte sovrastante della morena di Setun (glaciazione di Setun, ca. 750mila anni fa) è correlato all'inizio dell'era Brunhes. A quest'epoca risale la glaciazione più antica del pianeta. Pianura della Siberia occidentale– Mansi (la sua morena è stata trovata vicino alla città di Khanty-Mansiysk). I confini esatti della distribuzione di queste antiche calotte glaciali non sono stati ancora stabiliti, ma i depositi morenici nelle regioni centrali di entrambe le pianure indicano la loro ampia distribuzione. Nella pianura dell'Europa orientale, la successiva è la glaciazione del Don (circa 650mila anni fa), separata dalla precedente dall'interglaciale Okatov (circa 700mila anni fa). La distribuzione massima (fino a 52° N) della glaciazione del Don è chiaramente stabilita nella parte orientale della pianura. Il centro di questa calotta glaciale era a Nuova terra E Urali polari. Dopo il degrado della copertura iniziò l'interglaciale Muchkap (circa 600mila anni fa). È possibile che nella pianura siberiana occidentale la glaciazione del Don corrisponda al primo Shaitan e l'interglaciale Muchkap al Tiltim. La glaciazione del tardo Shaitan (ca. 450 mila anni fa) può essere paragonata alla glaciazione Oka sulla pianura dell'Europa orientale, che qui si estendeva quasi fino a 55° N. w. È possibile che nella pianura dell'Europa orientale tra il Don e l'Oka (circa 550 mila anni fa) esistesse la glaciazione Navlina, i cui confini non sono ancora stati stabiliti.

MediaNeopleistocene Gli interglaciali di Likhvin (nella pianura dell'Europa orientale) e Tobolsk (nella pianura della Siberia occidentale) (circa 400 mila anni fa) separano una serie di glaciazioni del Neopleistocene medio da quelle precedenti. La prima fu la glaciazione Pechora (circa 350mila anni fa), il cui centro (come la glaciazione del Don) si trovava sulla Novaya Zemlya e sugli Urali polari. Si è diffuso nelle parti settentrionali delle regioni di Tver e Yaroslavl. Al 2° tempo. Il Neopleistocene medio nella pianura dell'Europa orientale risale all'era glaciale del Dnepr. Consisteva di due fasi principali: il Dnepr vero e proprio (circa 180 mila anni fa, il confine meridionale nella parte occidentale della pianura è 49–50° N) e lo stadio di Mosca (circa 150 mila anni fa, il confine meridionale è 55 –56° di latitudine nord), separati dall’intervallo Dnepr-Mosca di debole riscaldamento. Una caratteristica delle calotte glaciali dell'era del Dnepr, a differenza delle precedenti, è lo spostamento del centro della glaciazione verso ovest (le montagne della Scandinavia). Nella pianura siberiana occidentale, la glaciazione del Dnepr viene confrontata con la glaciazione di Samarova (il confine meridionale è a circa 59–60° N), la glaciazione di Mosca viene confrontata con la glaciazione di Taz, ma qui l'intervallo che li separa è considerato interglaciale (Shirta) .

Tardo Neopleistocene. L'era glaciale iniziò ca. 112-115 mila anni fa, quando finì l'ultimo periodo interglaciale (Mikulinsky - nella pianura dell'Europa orientale, Kazantsevskij - in Siberia). All'interno di quest'era si distinguono due fasi glaciali principali: la prima (45-40 mila anni fa) nella pianura dell'Europa orientale comprende la glaciazione Early Valdai, in Siberia - la glaciazione Ermakovsky (Zyryansky), la seconda (ca. 25-23 mille anni fa) – rispettivamente il Tardo Valdai e il Sartan. Entrambe le fasi sono separate da un intervallo (Medio Valdai - nella pianura dell'Europa orientale, Karginsky - in Siberia), in alcune fasi delle quali le condizioni climatiche si avvicinavano a quelle moderne; questo intervallo è solitamente considerato come un lungo interstadiale (megainterstadiale) all'interno della glaciazione Valdai. Nella pianura dell'Europa orientale, la calotta glaciale del Valdai inferiore non si estendeva oltre la costa meridionale del Mar Baltico; il confine della calotta glaciale del Valdai superiore a ovest della pianura raggiungeva i 55–56° N. di latitudine, con lo spostamento verso est acquisì una posizione submeridionale (ca. 44° E, zona della Baia di Mezen). Nella pianura siberiana occidentale, la glaciazione Ermakovo si estendeva fino a 65° N. sh., e il Sartan era rappresentato sotto forma di massicci separati negli Urali polari, in Monti Byrranga, sull'altopiano Putorana E Altopiano di Anabar. Nella parte nord-orientale della Russia, dove durante l’intero Pleistocene si formarono solo valli montane e ghiacciai di circhi glaciali (glaciazione di Olkhovo nel Neopleistocene inferiore, glaciazioni di Zuykovo e Ossor nel Neopleistocene medio), nel Neopleistocene superiore la dimensione dei ghiacciai del Neopleistocene iniziale periodo (epoca di Zyryansk) superava le dimensioni dei ghiacciai della tarda era (Sartan).

Dinamica delle glaciazioni. Ogni successiva era glaciale, di regola, era caratterizzata da un clima più freddo di quello precedente. Nelle aree in cui sono stati determinati i confini della massima distribuzione delle calotte glaciali, si può notare una diminuzione dell'area delle glaciazioni da quelle più antiche a quelle più giovani. Ad esempio, nella pianura dell'Europa orientale, la glaciazione del Don del Neopleistocene inferiore era più ampia della glaciazione del Dnepr del Neopleistocene medio, nonostante il fatto che i loro confini meridionali si trovassero quasi alla stessa latitudine. L'estensione della glaciazione del Don dal confine meridionale al centro Ural-Novaya Zemlya è di ca. 2800 km, Dnepr (dal confine meridionale al centro scandinavo orientale) – 2200 km; per la calotta glaciale del Neopleistocene superiore e del Valdai superiore, il valore corrispondente non superava i 1600 km. Uno schema simile è caratteristico anche delle calotte glaciali del Pleistocene in Siberia. Ciò è dovuto al fatto che con l'aumento del raffreddamento, l'area del ghiaccio marino è aumentata, l'evaporazione dalla superficie dell'oceano e la quantità di precipitazioni solide sono diminuite. Tuttavia, ci sono una serie di eccezioni: nella pianura dell'Europa orientale, la glaciazione Setun occupava un'area più piccola della successiva glaciazione del Don, e la glaciazione Pechora occupava un'area più piccola della successiva glaciazione del Dnepr.

Nel tardo Neopleistocene fu osservata l'asimmetria spaziale delle calotte glaciali. All'inizio dell'era Valdai nella pianura dell'Europa orientale, la copertura di ghiaccio aveva dimensioni minime, e nella Siberia occidentale a quel tempo (era Ermakov) l'estensione della glaciazione era significativamente più ampia di quella successiva. Nella tarda era Valdai, l'area della copertura ghiacciata aumentò nella pianura dell'Europa orientale, mentre in Siberia (era Sartan) diminuì. All'inizio dell'era glaciale, quando il raffreddamento non raggiungeva il suo massimo, le masse d'aria provenienti dall'Oceano Atlantico penetravano più facilmente in Siberia, fornendo sedimenti solidi alle zone di alimentazione dei ghiacciai. Nel 2° tempo. era glaciale, con l'aumento del raffreddamento, l'anticiclone siberiano ( Anticiclone asiatico) è cresciuto e ha bloccato il flusso delle precipitazioni verso le regioni orientali, e nella pianura dell'Europa orientale la quantità di precipitazioni è aumentata.

Glaciazioni e rilievi. Le coperture glaciali del periodo Quaternario nelle loro parti marginali hanno lasciato tracce nel rilievo sotto forma di creste moreniche terminali ben definite (ad esempio, nella regione dell'Alto Volga), a nord di esse ci sono aree con rilievi collinari-occidentali ( ad esempio i bacini dei fiumi Lovat e Msta), in prossimità dei centri glaciali (at Penisola di Kola ecc.) si nota un particolare tipo di lavorazione della superficie terrestre (un'enorme massa di ghiaccio in movimento ha distrutto gli strati sedimentari più antichi e levigato la superficie degli affioramenti rocciosi del basamento cristallino). L'acqua di fusione del ghiacciaio scorreva lungo le depressioni di rilievo, utilizzando in parte le valli fluviali. Nelle zone basse, i flussi di acqua di disgelo hanno depositato il materiale portato dal ghiacciaio, creando pianure dilavabili (ad esempio, Pianura Meshchera). Durante le ere glaciali, il livello dell'Oceano Mondiale diminuì in modo significativo, perché enormi masse d'acqua formarono calotte e coperture di ghiaccio e furono rimosse per lungo tempo dal ciclo dell'umidità. Anche durante l'area più piccola della glaciazione Tardo Valdai - Sartan, il volume del ghiaccio continentale era di 77,5 milioni di km 3 e il livello dell'oceano scendeva di 120-130 m. In questo momento, l'ampiezza delle altezze tra la superficie terrestre e l'oceano il livello è aumentato in modo significativo; durante le epoche glaciali del Neopleistocene inferiore e medio potrebbe aumentare di 200 metri o più. Nelle zone costiere (sulla costa del Pacifico, ecc.), I processi di pendenza si sono intensificati e si sono formate incisioni erosive profonde (diverse decine di metri); Le valli fluviali furono approfondite (ad esempio nei bacini del Volga e del Dnepr). Sulla piattaforma prosciugata dell'Oceano Artico, le valli fluviali della Lena e della Kolyma si sono spostate verso nord di 300-500 km (nei tempi moderni, le loro tracce possono essere viste sul fondo dei mari marginali).

Glaciazione del Dnepr
fu massimo nel Pleistocene medio (250-170 o 110 mila anni fa). Consisteva in due o tre fasi.

A volte l'ultima fase della glaciazione del Dnepr si distingue come glaciazione indipendente di Mosca (170-125 o 110 mila anni fa), e il periodo di tempo relativamente caldo che li separa è considerato l'interglaciale di Odintsovo.

Nella fase massima di questa glaciazione, una parte significativa della pianura russa era occupata da una calotta glaciale che penetrava verso sud in una stretta lingua lungo la valle del Dnepr fino alla foce del fiume. Aurelie. Nella maggior parte di questo territorio era presente il permafrost e la temperatura media annuale dell'aria non era superiore a -5-6°C.
Nel sud-est della pianura russa, nel Pleistocene medio, si verificò il cosiddetto "primo Khazar" dell'innalzamento del livello del Mar Caspio di 40-50 m, che consisteva in diverse fasi. La loro datazione esatta è sconosciuta.

Interglaciale Mikulin
Seguì la glaciazione del Dnepr (125 o 110-70 mila anni fa). A quel tempo, nelle regioni centrali della pianura russa, l'inverno era molto più mite di adesso. Se attualmente le temperature medie di gennaio sono vicine ai -10°C, durante l'interglaciale di Mikulino non sono scese sotto i -3°C.
Il tempo di Mikulin corrispondeva al cosiddetto innalzamento del “tardo Khazar” del livello del Mar Caspio. Nel nord della pianura russa si verificò un aumento sincrono del livello del Mar Baltico, che fu poi collegato ai laghi Ladoga e Onega e, forse, al Mar Bianco, nonché all'Oceano Artico. La fluttuazione totale del livello degli oceani mondiali tra le ere della glaciazione e lo scioglimento dei ghiacci è stata di 130-150 m.

Glaciazione Valdai
Dopo l'interglaciale Mikulino arrivò, costituito dalle glaciazioni del Primo Valdai o Tver (70-55 mila anni fa) e del Tardo Valdai o Ostashkovo (24-12:-10 mila anni fa), separate dal periodo del Medio Valdai di ripetute (fino a 5) fluttuazioni di temperatura, durante quale il clima era molto più freddo moderno (55-24 mila anni fa).
Nel sud della piattaforma russa, il primo Valdai è associato ad una significativa diminuzione “atteliana” - di 100-120 metri - del livello del Mar Caspio. Questo fu seguito dal “primo Khvalynian” innalzamento del livello del mare di circa 200 m (80 m sopra il livello originale). Secondo i calcoli di A.P. Chepalyga (Chepalyga, t. 1984), la fornitura di umidità al bacino del Caspio del periodo Khvalyniano superiore superava le sue perdite di circa 12 metri cubi. km all'anno.
Dopo l’innalzamento del livello del mare “del primo Khvalyniano”, seguì la diminuzione “Enotaevskij” del livello del mare, e poi di nuovo l’aumento del livello del mare del “tardo Khvalyniano” di circa 30 m rispetto alla sua posizione originale. Il massimo della trasgressione del tardo Khvalyniano si verificò, secondo G.I. Rychagov, alla fine del tardo Pleistocene (16mila anni fa). Il bacino del tardo Khvalyniano era caratterizzato da temperature della colonna d'acqua leggermente inferiori a quelle moderne.
Il nuovo abbassamento del livello del mare si è verificato abbastanza rapidamente. Raggiunse il massimo (50 m) all'inizio dell'Olocene (0,01-0 milioni di anni fa), circa 10 mila anni fa, e fu sostituito dall'ultimo innalzamento del livello del mare del "Nuovo Caspio" di circa 70 m circa 8 mille anni fa.
Approssimativamente le stesse fluttuazioni nella superficie dell'acqua si sono verificate nel Mar Baltico e nell'Oceano Artico. La fluttuazione generale del livello degli oceani mondiali tra le ere della glaciazione e lo scioglimento dei ghiacci era quindi di 80-100 m.

Secondo l’analisi radioisotopica di oltre 500 diversi campioni geologici e biologici prelevati nel Cile meridionale, le medie latitudini dell’emisfero meridionale occidentale hanno sperimentato un riscaldamento e un raffreddamento contemporaneamente alle medie latitudini dell’emisfero settentrionale occidentale.

Capitolo " Il mondo nel Pleistocene. Le Grandi Glaciazioni e l'Esodo da Iperborea" / Undici glaciazioni quaternarieperiodo e guerre nucleari

©AV. Koltypin, 2010

1. Quali processi esterni e come influenzano il sollievo della Russia?

Il rilievo della superficie terrestre è influenzato dai seguenti processi: l'attività del vento, dell'acqua, dei ghiacciai, del mondo organico e dell'uomo.

2. Che cosa sono gli agenti atmosferici? Quali tipi di agenti atmosferici esistono?

Gli agenti atmosferici sono un insieme di processi naturali che portano alla distruzione delle rocce. Gli agenti atmosferici sono convenzionalmente suddivisi in fisici, chimici e biologici.

3. Che effetto hanno sul rilievo le acque correnti, il vento e il permafrost?

I fiumi temporanei (formati dopo le piogge o lo scioglimento della neve) e i fiumi erodono le rocce (questo processo è chiamato erosione). Corsi d'acqua temporanei tagliano i burroni. Nel tempo, l'erosione può diminuire e quindi il burrone si trasforma gradualmente in un burrone. I fiumi formano valli fluviali. Le acque sotterranee dissolvono alcune rocce (calcare, gesso, gesso, sale), dando luogo alla formazione di grotte. L'opera distruttiva del mare è assicurata dagli impatti delle onde sulla riva. L'impatto delle onde forma delle nicchie nella riva e dai resti delle rocce si formano prima spiagge rocciose e poi sabbiose. A volte le onde formano stretti sputi lungo la riva. Il vento compie tre tipi di lavoro: distruttivo (soffiaggio e distacco di rocce sciolte), trasporto (trasferimento da parte del vento di frammenti di roccia su lunghe distanze) e creativo (deposito di frammenti trasportati e formazione di varie forme superficiali eoliche). Il permafrost influisce sul rilievo, poiché l'acqua e il ghiaccio hanno densità diverse, per cui le rocce congelate e scongelate sono soggette a deformazione - sollevamento associato ad un aumento del volume dell'acqua durante il congelamento.

4. Che impatto ha avuto l'antica glaciazione sul rilievo?

I ghiacciai hanno un impatto significativo sulla superficie sottostante. Levigano il terreno irregolare e rimuovono i frammenti di roccia, espandendo le valli fluviali. Inoltre, creano forme in rilievo: avvallamenti, fosse, circhi, carlings, valli sospese, "fronte di ariete", esker, drumlin, creste moreniche, kamas, ecc.

5. Utilizzando la mappa della Figura 30, determinare: a) dove erano localizzati i principali centri delle glaciazioni; b) da dove da questi centri si è diffuso il ghiacciaio; c) qual è il limite della massima glaciazione; d) quali territori il ghiacciaio copriva e quali non raggiungeva.

A) I centri della glaciazione erano: la penisola scandinava, le isole Novaya Zemlya e la penisola di Taimyr. B) Il movimento dal centro della penisola scandinava era diretto radialmente, ma la direzione sud-est aveva la priorità; anche la glaciazione delle isole Novaya Zemlya era radiale e generalmente diretta a sud; la glaciazione della penisola di Taimyr era diretta a sud-ovest. C) Il confine della massima glaciazione corre lungo la parte nord-occidentale dell'Eurasia, mentre nella parte europea della Russia si estende più a sud che nella parte asiatica, dove è limitata solo a nord dell'altopiano siberiano centrale. D) Il ghiacciaio copriva i territori delle parti settentrionali e centrali della pianura dell'Europa orientale, raggiungeva 600 di latitudine nord nella Siberia occidentale e 62-630 di latitudine nord nell'altopiano Serden-siberiano. I territori del nord-est del paese (Siberia orientale ed Estremo Oriente), così come la cintura montuosa della Siberia meridionale, il sud della Siberia occidentale e la pianura dell'Europa orientale e il Caucaso erano al di fuori della zona di glaciazione.

6. Utilizzando la mappa nella Figura 32, traccia quale parte del territorio della Russia è occupata dal permafrost.

Circa il 65% del territorio russo è occupato dal permafrost. È distribuito principalmente nella Siberia orientale e nella Transbaikalia; allo stesso tempo, il suo confine occidentale inizia dalle sezioni dell'estremo nord della pianura di Pechersk, poi attraversa il territorio della Siberia occidentale nell'area del corso medio del fiume Ob, e scende a sud, dove inizia alle sorgenti della riva destra dello Yenisei; a est risulta essere limitato dalla cresta Bureinsky.

7. Svolgi il seguente lavoro per definire il concetto di “agenti atmosferici”: a) dai una definizione a te nota; b) trovare altre definizioni del concetto nei libri di consultazione, nelle enciclopedie e in Internet; c) confrontare queste definizioni e formulare la propria.

Gli agenti atmosferici sono la distruzione delle rocce. Definizioni tratte da Internet: "Gli agenti atmosferici sono un insieme di processi di distruzione fisica e chimica delle rocce e dei loro minerali costituenti nella loro posizione: sotto l'influenza delle fluttuazioni di temperatura, dei cicli di congelamento e dell'azione chimica dell'acqua, dei gas atmosferici e degli organismi"; "L'alterazione è il processo di distruzione e cambiamento delle rocce nelle condizioni della superficie terrestre sotto l'influenza di influenze meccaniche e chimiche dell'atmosfera, delle acque sotterranee e superficiali e degli organismi." Sintesi della nostra definizione e delle definizioni prese da Internet: "L'alterazione è un processo costante di distruzione delle rocce sotto l'influenza di forze esterne della Terra, con mezzi fisici, chimici e biologici"

8. Dimostrare che il sollievo cambia sotto l'influenza dell'attività economica umana. Quali argomenti nella tua risposta saranno più significativi?

L'impatto antropico sul rilievo comprende: A) distruzione tecnogenica delle rocce, attraverso l'estrazione di minerali e la creazione di cave, miniere, cunicoli; B) movimento delle rocce - trasporto dei minerali necessari, dei terreni non necessari durante la costruzione di edifici, ecc.; C) accumulo di rocce spostate, ad esempio la costruzione di una diga, diga, formazione di cumuli di rifiuti (discariche) di rocce vuote e non necessarie.

9. Quali processi di formazione dei rilievi sono più caratteristici della tua zona in epoca moderna? A cosa sono dovuti?

Nella regione di Chelyabinsk, attualmente si possono trovare tutti i tipi di agenti atmosferici: fisici - la distruzione degli Urali con venti che soffiano costantemente, anche i costanti sbalzi di temperatura portano alla distruzione fisica delle rocce, delle acque correnti dei fiumi di montagna, anche se lentamente, ma ampliano costantemente il letto e aumentano le valli dei fiumi, nella parte orientale della regione, ogni primavera, quando c'è un abbondante scioglimento delle nevi, si formano dei burroni. Anche al confine con la Repubblica del Bashkortostan, nelle zone montuose, si verificano processi carsici: la formazione di grotte. Nella regione si verificano anche agenti atmosferici biologici, ad esempio, a est, i castori creano dighe e talvolta i depositi di torba bruciano nelle paludi, formando vuoti. L'industria mineraria sviluppata della regione ha un forte impatto sui rilievi, creando cave e miniere, cumuli e discariche di rifiuti, livellando i sollevamenti.