Горообразовательные движения продолжали развиваться в течение неогена и начале антропогена. Были образованы Альпы, Карпаты, Андалусские горы, Гималаи, вторично подняты на большую высоту Тянь-Шань, Куньлунь, Наньшань, Скандинавские горы, Шотландия и др. Поднятия сочетались с опусканиями и оформлением предгорных прогибов. Вертикальные тектонические движения в Тихоокеанской геосинклинали привели к образованию внутренних и окраинных морей, а также глубоководных впадин.

В конце неогена к Евразийскому материку причленяются обломки Гондваны – Аравийская и Индийская платформы, заполняются Индо-Гангский и Месопотамский предгорные прогибы, происходит окончательное оформление контуров материка в современном виде.

Складкообразование и глыбовые поднятия, приведшие к образованию современных альпийских структур, достигли максимального развития в неогене. В это время сформировались Альпы, Карпаты, Стара-Планина, Пиренеи, Андалусские, 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 Родопский массив, горы Корсики, Сардинии и полуострова Калабрия, Каталонские горы.

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, Рудных горах и др.

Тектонические движения протекали очень активно в Альпийско-Гималайском геосинклинальном поясе и на территории Азии. Для этой территории характерно чередование зон сближения («скучивания») с более широкими зонами расхождения складок. Узлами скучивания являются Армянское нагорье, Памир, Сино-Тибетские горы, между ними располагаются обширные зоны расхождения, разделенные внутренними нагорьями (Малоазиатское, Иранское) 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). В неогене формируются Месопотамский и Индо-Гангский краевые прогибы, в которых накапливаются 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, о чем свидетельствуют землетрясения и вулканизм. Неотектоническая деятельность сыграла огромную роль в' формировании рельефа Центральной Азии. Древняя складчатая основа гор Тянь-Шань, Куньлунь, Алтынтаг, Наньшань оказалась вторично приподнятой на большую высоту.

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

Кайнозойский этап в развитии земной коры и Земли в целом, получил название неотектонического этапа. По представлениям В. Е. Хаина, он начался раньше – в олигоцене (30–35 млн. лет назад). Движения этого периода называют новейшими.

Неотектонический этап – это время кайнозойской (альпийской) эпохи складчатости (100 – 0 млн. лет), которая достигла кульминации в конце неогена – начале четвертичного периода (последние 5 млн. лет).

В неотектонический этап началась тектоническая перестройка морфоструктурного плана Земли. На активизированных участках континентов происходил рост всех ныне существующих горных сооружений, нагорий, плоскогорий и плато. Это было повторное горообразование не складчатого, а глыбового характера. На относительно устойчивых участках платформ оформились возвышенные и низменные равнины (Восточно-Европейская, Западно-Сибирская).

В неотектонический этап произошло заложение молодых континентальных рифтовых систем: Байкальская рифтовая система, Рейнский грабен.

Таким образом, неотектонический этап – это период формирования современного тектонического плана, рельефа и конфигурации Евразии.

7. Климатические изменения в Евразии на протяжении неоген-четвертичного времени.

Неотектонические движения, охватившие всю Западную Европу, сказались не только на структуре и рельефе, но и повлекли за собой изменения климата. В неогене сохранилась тенденция к постепенному похолоданию и аридизации климата.

Важнейшим событием четвертичной истории Евразии было материковое оледенение. Плейстоценовое оледенение было многократным, ледниковые эпохи чередовались с межледниковьем. Наиболее значительным было оледенение на европейской части материка, где льды проникали до 48° с. ш. Основной центр распространения материковых льдов размещался в Скандинавии; центрами покровного оледенения были также горы Шотландии, Альпы, Карпаты, Пиренеи. Оледенение Альп и равнин Европы было четырехкратным (в Беларуси выделяется пять оледенений), материковое оледенение Западной Сибири было трехкратным. В Западной Сибири южная граница материкового оледенения не опускалась ниже 60° с. ш. Восточнее Енисея сплошной ледниковый покров был развит лишь на Таймырском полуострове и северо-западе Среднесибирского плоскогорья. В Северо-Восточной Сибири и на Чукотке оледенение носило горный характер. Местные центры горного оледенения находились в Альпах, Пиренеях и других высокогорных системах материка (Кавказ, горы Средней Азии, Алтай, Гималаи).

Оледенения Евразии

Европа Беларусь Россия (Евр часть) Зап. Сибирь

Гюнц Наревское

Миндель Березинское Окское

Рисс I Днепровское Днепровское Самаровское

Рисс II Сожское Московское Тазовское

Вюрм Поозерское Валдайское Зырянское

В рельефе территорий, испытавших оледенения, наиболее полно отражены следы последнего – вюрмского или валдайского, которое завершилось 8–10 тыс. лет назад. В этих областях сохранились многочисленные экзарационные и аккумулятивные гляциальные и флювиогляциальные формы. Энергичная ледниковая обработка земной поверхности характерна и для горных систем материка.

Наибольшее геоморфологическое значение имела деятельность покровных и горных ледников среднеплейстоценового (рисского) и верхнеплейстоценового (вюрмского) оледенения. Во время рисского (днепровского) оледенения сплошной покров ледников достигал устья Рейна, герцинид Средней Европы, северных предгорий Карпат, по долине Днепра достигал широты Днепропетровска. Вюрмское оледенение по своим размерам намного уступало рисскому, оно занимало лишь восточную часть полуострова Ютландия, северо-восток Среднеевропейской равнины и всю Финляндию, занимало котловину и южное и восточное побережье Балтийского моря.

Плейстоценовое оледенение оказало 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.

После таяния ледников территория Фенноскандии начала подниматься, о чем свидетельствуют древние морские террасы. Изостатические движения наложились на неотектонические и составляют в настоящее время 7–8 мм в год в центральных частях Фенноскандии и 2–4 мм – в периферических. Южные побережья Балтийского и Северного морей в настоящее время испытывают погружения компенсационного характера. Современные тектонические движения, кроме указанных выше, проявляются также в вулканических и сейсмических процессах, особенно интенсивных в Южной Европе и Исландии.

Моделирование рельефа происходило под влиянием экзогенных факторов. Заметную роль при этом сыграло плейстоценовое оледенение. Масштабы его в Азии не везде установлены, но оно было менее интенсивным, чем в Европе. Ледники покрывали наиболее высокие хребты (Каракорум, Гиндукуш, Гималаи, Памир), где создали многочисленные троги, кары, цирки, морены и т. д. Вершинные поверхности гор приобрели альпийские формы рельефа.

Ограниченные по площади плейстоценовые ледники встречались в горах Тянь-Шань, Куньлунь, Наньшань 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 достигла местами сотен и тысяч метров, что свидетельствует об изменении базиса эрозии в результате новейших вертикальных поднятий (такие поднятия испытывали Каракорум, Гималаи, Тибетское нагорье, южные части Индостана и юго-запад Аравии).

8. Общая характеристика рельефа Евразии. Морфоструктуры древних и молодых платформ Евразии.

Евразия характеризуется самым сложным и разнообразным рельефом по сравнению с любым другим материком. Здесь расположена самая высокая и самая низкая точки материков, самые крупные равнины и низины, самые высокие в мире нагорья. По средней высоте (830 м) рельефа Евразия занимает второй место в мире после Антарктиды. Средняя высота Азии составляет 950 м., Европы – 300 м. На материке встречаются все известные для суши типы морфоструктуры и морфоскульптуры.

В общих своих чертах рельеф Азии заметно отличается от рельефа Европы своей высотой, мощью горных систем, достигающих наибольших на земном шаре высот – 8848 м в Гималаях (г Эверест, или Джомолунгма) и до 8611 м в Каракоруме (г. Чогори). Рельеф Азии имеет весьма важное значение как природный, историко-этнографический и экономический фактор. Величайшие горные хребты изолируют Центральную Азию от краевых частей материка в климатическом, гидрографическом и биогеографическом отношении. Здесь, в центре Азии, находится высочайшее и самое большее по территории нагорье Тибет. Огромные равнины Азии – Западно-Сибирская, Туранская, Великая Китайская, Индо-Гангская – являются крупнейшими в мире.

Морфоструктуры – крупные формы рельефа – мегаформы и макроформы, которые возникли в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов при ведущей, активной роли внутренних процессов – тектонических движений; в их строении четко отражаются геологические структуры. Формирование морфоструктур соответствует неотектоническому этапу развития Земли.

Морфоструктуры древних и молодых платформ расположены в пределах древних Восточно-Европейской, Сибирской, Китайской, Индостанской и Аравийской платформ, молодых Европейской, Западно-Сибирской, Туранской, Скифской платформ. В общих чертах наблюдается прямая зависимость в расположении морфоструктур от тектонических структур. В пределах щитов древних и молодых платформ преобладают цокольные равнины и высокие равнины. Они образуются в условиях медленного поднятия территории, на поверхность выходит кристаллический фундамент, перекрытый маломощным осадочным чехлом. Занимают центральную и восточную части Индостана, западную часть Аравийского полуострова, значительную часть Анабарского и Алданского щитов, большую часть Балтийского щита.

Глыбовые остаточные горы распространены там же, где и цокольные равнины и имеют либо эрозионное, либо тектоническое происхождение. Как правило выделяются в пределах щитов древних платформ, так как щиты молодых платформ обычно относятся к возрожденным горам. В Евразии типичным щитом молодой платформы является Казахский мелкосопочник, с господством глыбовых низких гор.

На окраинах Аравийской и Индийской платформ, а также на северо-востоке Синийского щита возвышаются эпиплатформенные глыбовые горы и нагорья, которые испытали значительную активизацию в мезо-кайнозое. Наиболее значительные по высоте горные поднятия Аравии приурочены к побережью Красного моря, где за узкой прибрежной полосой они возвышаются до 3000 м. На полуострове Индостан этому типу рельефа соответствуют Западные и Восточные Гаты, представляющие собой косопоставленные глыбы с крутыми склонами, обращенными в сторону океана, и пологими – к внутренним частям плоскогорья. Шаньдун-Корейский массив, относящийся к рассматриваемому типу рельефа, представляет собой антиклиналь, разбитую системой сбросов. Глыбовые горы и нагорья распространены в пределах Алданского цокольного нагорья, Кольского полуострова (Хибины).

Пластовые равнины преобладают в пределах плит платформ за исключением синеклиз и прогибов. Они формировались в условиях дифференцированных вертикальных движений, на поверхности сложены относительно древними осадочными породами. В пределах синеклиз пластовые равнины как правило занимают их краевые части. Пластовые равнины занимают большую часть Восточно-Европейской равнины, южную часть Западно-Сибирской низины, преобладают на Туранской равнине, характерны для Европейской равнины (Германо-Польские низины), встречаются на окраинах Парижского бассейна и Лондонского бассейна. Пластовые равнины древних платформ характерны для восточной и южной частей Аравийского полуострова, где мощный осадочный чехол перекрывает кристаллический фундамент, а также для Китайской платформы (Сунляо, Великая Китайская равнина, Кашгарская равнина, Сычуаньская котловина).

Аккумулятивные равнины доминируют во всех регионах древних и молодых платформ, где в настоящее время происходят тектонические опускания. В основном приурочены к синеклизам и краевым прогибам – Прикаспийская, Печорская синеклизы Восточно-Европейской платформы, Север Западно-Сибирской низины, центр Туранской равнины, запад Европейской равнины (Нидерланды и северо-запад Германии), юго-запад Франции (Аквитанский бассейн). В пределах краевых прогибов расположены Индо-Гангская и Месопотамская аккумулятивные низины с осадочным чехлом из морских и аллювиальных отложений мощностью до 10 и более км, Паданская и Средне-Дунайская низменности.

На переходе от синеклиз к щитам в пределах платформ часто образуются столовые или ступенчатые равнины и плато. Здесь породы осадочного чехола залегают моноклинально и в рельефе образуются ступенчатые плато, часто ассиметричные гряды – куэсты. Такой рельеф характерен, например, для окраины Парижского бассейна, для Баварского плато и т.д.