Файл: Любушкина.pdf

расходование  –  на  окраинах.  Движение  (течение)  льда  «радиальное»  –  от  центральной  части  к 

периферии,  независимо  от  подледного  ложа,  где  происходит  главным  образом  механическая 

разгрузка  путем  обламывания  концов  ледников,  находящихся  на  плаву.  На  поверхности  ледников 

расход льда происходит путем абляции. 

Установлено, что Гренландский ледник проморожен до основания (кроме южной оконечности) и его 

нижние слои смерзлись с поверхностью скального ложа, где температура составляет –10...–13 °С. В 

Антарктиде  взаимоотношения  между  ледниковым  покровом  и  горными  породами  сложнее. 

Установлено,  что  в  ее  центральной  части  подо  льдами  толщиной  3  –  4  км  существуют  подледные 

озера. По мнению В. М. Котлякова, природа их может быть двоякой: либо они связаны с плавлением 

льда за счет внутриземного тепла, либо образовались за счет тепла трения, возникающего в процессе 

движения  ледника.  Центральная  часть  ледника  окружена  замкнутым  поясом,  где  скальные  породы 

проморожены на глубину 500 м. По периферии Антарктического ледникового покрова располагается 

кольцевая зона, для которой характерно таяние льда в основании за счет тепла движения ледника. 

Рис. 102. Антарктический ледниковый покров во время последнего ледникового максимума 17– 21 

тыс. лет назад (по Р. К. Клиге и др.) В пределах континента показана толщина льда, а вокруг него – 

площадь распространения шельфовых ледников и морских льдов 

Горные  ледники 

имеют  несоизмеримо  меньшие  размеры,  весьма  разнообразную  форму, 

зависящую от формы их вместилищ. Движение горных ледников определяется уклоном ложа и носит 

линейный  характер,  скорость  движения  больше,  чем  у  покровных  ледников.  Горные  ледники 

подразделяют  на  три  группы: 

ледники  вершин 

(плоских  и  конических  вершин), 

ледники  склонов 

(присклоновые, каровые и висячие) и 

ледники долин 

(простой долинный ледник – альпийский тип и 

сложный  долинный  ледник  –  гималайский  тип).  У  горных  ледников  хорошо  выражены  область 

питания (фирновый бассейн), область транзита и область таяния. Питание происходит за счет снега, 

частично  за  счет  сублимации  водяного  пара,  лавин  и  метелевого  переноса.  В  области  таяния 

ледниковые языки спускаются в зону высокогорных лугов и лесов, где лед не только интенсивно тает, 

но  и  «испаряется»,  а  также  обламывается  в  пропасти.  Крупнейшим  в  мире  долинным  ледником 

считается ледник Ламберта в Восточной Антарктиде длиной 450 км и шириной 30–120 км. Он берет 

начало  в  северной  части  Долины  Международного  Геофизического  года  и  вливается  в  шельфовый 

ледник Эймери. Наиболее длинные ледники в горах – на Аляске: ледник Беринг (203 км) – в хребте 

Чугач и ледник Хаббард (112 км) – в горах Святого Ильи. 

Промежуточное положение между горными и покровными ледниками занимают 

горно-покровные 

ледники: 

ледники  предгорий  (подножий)  и  ледники  плато,  которые  выделены  В.  М.  Котляковым  в 

особый тип. 

Ледники предгорий 

образуются из нескольких потоков с различными областями питания, 

которые сливаются у подножий гор на предгорных равнинах в единую «ледниковую дельту». Таков, 

например,  ледник  Маляспина  (площадь  2200  км  )  на  южном  побережье  Аляски.  Они  свойственны 

субполярным  и  полярным  горным  странам  с  обильными  снегопадами  и  низко  лежащей  снеговой 

границей (700–800 м). 

Ледники  плато, 

иначе  «сетчатое  оледенение»,  возникают  вследствие  того,  что  ледники  из-за 

обильного  питания  переполняют  межгорные  долины,  перетекают  через  низкие  части  хребтов  и 

сливаются  между  собой.  В  результате  образуется  сплошное  поле  льда  с  цепочками  «островов»  на 

месте  хребтов.  Изолированные  скалистые  вершины,  выступающие  над  поверхностью  ледника, 

называются 

нунатаками 

(например, на архипелаге Шпицберген). Нунатаки весьма характерны также 

для краевых частей ледниковых покровов Антарктиды и Гренландии. 
 

Рис. 103. Антарктический ледниковый покров (по В. Е. Хаину)  

Ледники,  будучи  следствием  климатических  условий,  сами  оказывают  огромное  влияние  на 

климат Земли, особенно покровные ледники Антарктиды и Гренландии. Огромный ледяной материк 

Антарктида, где круглый год сохраняется барический максимум, из которого дуют леденящие ветры в 

умеренные широты,– одна из главных причин того, что южное полушарие Земли холоднее северного. 

Благодаря  Гренландскому  ледниковому  покрову  и  Восточно-Гренландскому  холодному  течению 

Исландский  барический  минимум  существует  круглый  год,  тогда  как  его  аналог  –  Алеутский 

минимум,  расположенный  вдали  от  ледниковых  покровов,  ярко  выражен  лишь  зимой.  Влиянием 

Гренландского  ледникового  щита  через  циркуляцию  атмосферы  и  воды  (Восточно-Гренландское 

холодное течение) объясняется и оледенение Исландии. 

Высокое альбедо снежно-ледниковых поверхностей (80 – 90%) в условиях малооблачной погоды 

обусловливает  отрицательный  годовой  радиационный  баланс  на  ледяных  плато,  что  отражается  на 

радиационном балансе земного шара. В летний период года на таяние снега и льда и на испарение 

расходуется  такое  большое  количество  тепла,  что  в  полярных  районах  сохраняется  отрицательная 

температура  воздуха.  Поэтому  в  целом  ледниковые  покровы  существенно  воздействуют  на 

энергетику атмосферы. 

В  ледниках  законсервировано  большое  количество  пресной  воды.  По  расчетам,  суммарный 

ледниковый сток, поступающий в Мировой океан, составляет около 3850 км

3

в год, что эквивалентно 

половине  всего  современного  мирового  водосбора.  Он  образуется  преимущественно  в  результате 

откалывания айсбергов (76%), поверхностного таяния ледников (12,6%) и их донного таяния (11,4%). 

По  данным  Р.  К.  Клиге,  ежегодно  в  результате  ледникового  стока  поступает  в  океан  с 

Антарктического континента около 2,8 тыс. км

3 

воды, с Гренландии – около 0,7 км

3

и с Арктических 

островов – приблизительно 0,4 км

3

. Горные ледники расходуют воду на питание рек. Для засушливых 

районов  мира  ледниковое  питание  рек  имеет  важное  хозяйственное  значение.  В  последние  годы 

возникла  идея  транспортировки  айсбергов  Антарктиды  с  помощью  мощных  морских  буксиров  в 

районы «жажды» – Аравию, Африку, Австралию, Калифорнию и др. Решение технических вопросов 

не  снимает  экологических  проблем:  пока  трудно  дать  прогноз  влияния  айсбергов  на  микроклимат, 

флору и фауну на всем пути их следования и особенно в местах доставки. 

Раздел IV

СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ 

Глава 1 

Общие понятия о рельефе, об основных структурах земной коры и о главных этапах их 

развития 

Рельеф 

– 

совокупность неровностей земной поверхности разного размера. Наука о рельефе земной 

поверхности,  его  внутреннем  строении,  происхождении,  об  истории  развития  и  о  современной 

динамике называется 

геоморфологией 

(греч. 

ge 

– 

Земля, 

morphe 

– 

форма, 

logos 

– 

учение). 

Рельеф  –  один  из  важнейших  компонентов  природной  среды.  Он  служит  твердой  основой 

географической  оболочки  и  ее  памятью.  Неоднородность  земной  поверхности  –  одна  из  причин 

дифференциации  географической  оболочки  на  природные  комплексы  разного  таксономического 

ранга. 

Рельеф – поверхность раздела земной коры, с одной стороны, и внешних оболочек – атмосферы, 

гидросферы  и  биосферы  –  с  другой.  Будучи  пограничной  поверхностью,  рельеф  развивался  в 

результате  взаимодействия  внутренних  и  внешних  процессов  на  протяжении  длительного 

геологического времени в условиях гравитационного поля Земли. 

Крупнейшими  планетарными  формами  рельефа  на  Земле  являются 

материки, 

включая  их 

подводные  окраины  до  глубины  3,5  –  4,5  км  (материковые  выступы)  и 

океаны 

(океанические 

впадины), которые образуют две основные гипсометрические ступени на Земле (рис. 1). 

Из  курса  геологии  известно,  что  это  главнейшие  структурные  блоки  земной  коры,  которым 

присущи  разные  типы  земной  коры  – 

материковая 

и 

океаническая. 

Они  различаются  строением  и 

мощностью, а также комплексом геофизических и геохимических показателей. 

По  мнению  большинства  геологов,  на  протяжении  геологической  истории  Земли  происходило 

усложнение и наращивание земной коры. Эволюция шла от первично океанической базальтовой коры 

к  континентальной  с  гранито-гнейсовым  слоем.  Согласно  геосинклинальной  теории,  это  развитие 

связано  с  особыми  структурами  –  геосинклиналями,  или  подвижными  поясами. 

Геосинклинали 

– 

обширные,  линейно  вытянутые,  подвижные,  сильно  расчлененные  участки  земной  коры,  с 

разнообразными по интенсивности и направленности тектоническими движениями, с интрузивным и 

эффузивным магматизмом и сильными землетрясениями. В истории развития Земли, начиная с конца 

докембрия  и  в  течение  фанерозоя,  геосинклинали  неоднократно  возникали,  развивались  и 

замыкались  (отмирали).  На  их  месте  поднимались  складчатые  горные  сооружения,  которые 

присоединялись к материковым платформам, увеличивая их площадь, и постепенно разрушались. 

Платформы 

– 

обширные,  наиболее  устойчивые,  преимущественно  равнинные  блоки  земной 

коры.  Они  имеют  неправильную  многогранную  форму,  обусловленную  крупными  разломами. 

Платформы имеют двухъярусное строение. Нижний их ярус называется 

фундаментом. 

Он состоит из 

смятых  в  складки  метаморфических  пород,  пронизанных  гранитными  интрузиями.  Фундамент 

платформ является наследием тех консолидированных складчатых сооружений, которые остались от 

орогенов.  Фундамент  разбит  разломами  на  блоки.  Верхний  ярус  – 

платформенный  чехол 

сложен 

преимущественно  осадочными  морскими,  частично  континентальными  породами,  покрывающими 

более  древний  складчатый  фундамент.  В  некоторых  районах  наряду  с  осадочными  породами 

распространены  вулканиты.  В  целом  же  магматические  породы  играют  на  чехле  платформ 

подчиненную роль и представлены преимущественно покровами базальтов. Осадочные породы чехла 

залегают более или менее горизонтально или в виде очень пологих вогнутых складок – 

синеклиз 

и 

выпуклых – 

антеклиз. 

Участки платформ, где фундамент погружен на глубину под осадочный чехол, называют 

плитами. 

Они  занимают  основную  площадь  на  платформах.  Места  выхода  кристаллического  фундамента  на 

поверхность называют 

щитами.

Различают 

древние 

и 

молодые  платформы. 

Они  отличаются  прежде  всего  возрастом  нижнего 

этажа – складчатого фундамента:  у древних платформ он образовался в докембрии, в дорифейское 

время – более 1,5 млрд.. лет тому назад, у молодых – в палеозое. Осадочный чехол древних платформ 

может  состоять  из  пород  рифея,  палеозоя,  мезозоя  и  кайнозоя,  а  на  молодых  эпипалеозойских 

платформах он сложен породами мезозойского и кайнозойского возраста. 

Рис. 1. Гипсографическая кривая Земли (А) и обобщенный профиль дна Мирового океана (Б) (по Ф. 

Н. Милькову) 

Для понимания происхождения, особенностей строения и морфологического облика крупнейших 

форм рельефа – горных поясов и равнин на суше и на дне океанов, а также крупных форм рельефа 

внутри них важно знание направленности и последовательности этапов развития земной коры. 

Земная кора, а вместе с ней и другие оболочки Земли – атмосфера, гидросфера и биосфера прошли 

сложный  путь  развития  на  протяжении  4,6  млрд.  лет.  О  событиях  докембрийского  этапа 

продолжительностью более 4,0 млрд. лет известно весьма мало. Согласно В.Е. Хаину, уже в раннем 

архее  на  месте  первично-океанической  коры  появилась  протоконтинентальная  кора  (греч. 

protos 

– 

первый)  с  гранитогнейсовыми  породами.  Это  были  первые  крупные  острова  суши,  так  как  более 

легкая  кора  континентального  типа  в  силу  закона  изостазии  (равновесия)  должна  была  занимать 

повышенное  положение.  В  протерозое  между  ними  в  зонах  растяжения  возникли 

протогеосинклинали. Суша (протоплатформа) была областью размыва и сноса, а протогеосинклинали 
– 

зонами опускания и накопления осадочных и вулканических толщ. 

Рис. 2. Докембрийские платформы Мира (по В.В. Ершову, А.А. Новикову, Г.Б. Попову) 

Общей  тенденцией  развития  рельефа  в  течение  архея  и  раннего  протерозоя  было  разрастание 

континентальной  коры  за  счет  замыкания  протогеосинклиналей,  в  которых  происходили 

складкобразование, метаморфизм и гранитизация толщ. Предполагают, что в итоге к рифею возник 

единый обширный массив суши Пангея I (греч. 

pan 

– 

все, 

ge 

– 

Земля) с достаточно мощной (до 30 – 

35  км)  континентальной  корой,  который  потом  распался  на  «обломки»  –  древние  платформы,  или 

кратоны 

(греч. 

kratos 

– 

сила, крепость). На Земле имеется десять крупных дорифейских платформ 

(рис. 2), которые образуют два ряда – северный и южный. До начала мезозоя платформы южного ряда 

были  частью  единого  суперконтинента  – 

Гондваны. 

Все  древние  платформы  составляют  основу 

современных  материков.  В  пределах  каждого  из  них  лежит  древняя  платформа,  которая  обычно 

занимает более половины площади материка. Только Евразия, самый крупный из материков, является 

«многоядерным» образованием. 

В  конце  докембрия,  в  позднем  рифее  (0,85  –  0,6  млрд.  лет  назад)  между  платформами  и  по  их 

периферии  заложились 

геосинклинальные  пояса, 

которые  развивались  в  течение  позднего  рифея  и 

фанерозоя:  Арктический,  Северо-Атлантический,  Урало-Монгольский,  Средиземноморский  (палео-

Тетис) и Тихоокеанский в виде кольца вокруг Тихого океана. Три первые геосинклинальные пояса 

практически  исчезли  к  началу  мезозоя  в  результате  трех  крупных  эпох  интенсивного 

складкообразования 

и 

горообразования.

Байкальская складчатость 

в конце протерозоя (рифея) – начале палеозоя (кембрий), примерно 

1000  – 

550  млн..  лет  назад,  затронула  краевые  части  геосинклинальных  поясов  (Забайкалье  и 

Прибайкалье, Восточный Саян, Тимано-Печорскую область и т. д.) и частично внутриплатформенные 

области (Бразилия, Аравия, Африка). В результате к древним платформам присоединились участки 

байкальских складчатых сооружений. На месте Сибирской платформы за счет южного обрамления в 

виде байкалид возник материк 

Ангарида. 

Каледонская складчатость 

проявилась в раннем палеозое, в ордовике и силуре, 550–400 млн. лет 

назад, в Северо-Атлантическом поясе (Северные Аппалачи, Ирландия, Великобритания, Скандинавия 

и др.), в Урало-Монгольском поясе (Алтае-Саянская область, Западный Казахстан, Северный Тянь-

Шань, Центральная Монголия, Центральное Забайкалье и др.), частично в Средиземноморском поясе 

(Наньшань  и  др.)  и  по  периферии  Тихоокеанского  пояса  (Юго-Восточный  Китай,  Юго-Восточная 

Австралия).  В  результате  каледонской  складчатости  Северо-Американская  платформа  спаялась  с 

Восточно-Европейской  в  единый  материк  – 

Лавруссию 

(Северо-Атлантический  материк)  и 

существенно сократился в размерах Урало-Монгольский пояс. Ангарида за счет присоединения к ней 

каледонид увеличилась в размерах. 

Герцинская  складчатость, 

произошедшая  в  позднем  палеозое,  в  карбоне-перми,  400–210  млн. 

лет  назад,  охватила  огромные  пространства  на  Земле.  Почти  полностью  закрылись 

геосинклинальные  пояса:  Арктический  (Канадский  Арктический  архипелаг);  Урало-Монгольский 

(Урал, Западная Сибирь, Тянь-Шань, Восточный Казахстан и Западный Алтай, Монголия, Северный 

Китай и др.); Северо-Атлантический пояс (Южные Аппалачи и примыкающие к ним низменности); 

Средиземноморский  пояс  (Центральная,  так  называемая  герцинская  Европа,  Пиренейский 

полуостров, южный Атлас, юг Восточно-Европейской равнины, Туранская равнина, хребет Куньлунь 

и его продолжение на востоке – хребет Циньлин, который «спаял» Китайско-Корейскую, Восточно-

Китайскую и Южно-Китайскую платформы в одну). 

В Тихоокеанском поясе герцинская складчатость проявилась в Австралии – на месте Центрального 

Водораздельного  хребта.  На  юге  Африки  к  герцинидам  относятся  Капские  горы,  на  юге  Южной 

Америки – Патагония. 

Рис. 3. Распад Пангеи II и формирование современных материков (по Р. Диц и Дж. Холден): 1 – 200 

млн.. лет назад; 2 – 135 млн.. лет назад; 3 – 65 млн.. лет назад; 4 – современное положение