Валдайское оледенение - последняя ледниковая эпоха восточной европы. «Эпоха Великих Оледенений» – одна из загадок Земли Где находились основные центры оледенений

Следуя работам К. К. Маркова, -на Русской равнине можно считать доказанным наличие следов трех древних оледенений - лихвинского, днепровского с московской стадией и валдайского. № качестве ландшафтных рубежей имеют значение границы двух последних оледенений. Что касается самого древнего - лихвинского - оледенения, то следы его сохранились настолько слабо, что даже трудно в точности указать его южную границу, расположенную значительно южнее границы валдайского оледенения.

Значительно лучше прослеживается южная граница днепровского - максимального на Русской раввине - оледенения. Пересекая Русскую равнину с юго-запада на северо-восток, от северной окраины Болыно-Подольской возвышенности к верховьям Камы, южная граница днепровского оледенения образует на Днепровской и Окско-Донской низменностях два языка, проникающие на юг до 48° с. ш. Но и эта граница в основном остается только геологической границей (исчезновение из разрезов тонкого слоя морены), почти не находящей отражения в рельефе и других элементах ландшафта. Вот почему южная граница днепровского оледенения не рассматривается в качестве геоморфологического рубежа не только в таких общих сводках, как «Геоморфологическое районирование СССР» (1947), но и в более узких, региональных работах. Еще меньше оснований видеть в границе днепровского оледенения важный ландшафтный рубеж. Опираясь на отсутствие заметных ландшафтных различий у южной границы днепровского ледника, мы, например, при ландшафтном районировании Черноземного центра не считали ее за рубеж, достаточный для выделения ландшафтных районов и, тем более, провинций. Выделенный же район ледникового правобережья Дона обособляется не в связи с границей оледенения, а главным образом на основании более сильного эрозионного расчленения, вызванного близостью района к низкому базису эрозии - реке Дону.

Резче выглядит на местности южная граница московской стадии днепровского оледенения. В центре Русской равнины она проходит через Рославль, Малоярославец, северо-западную окраину Москвы, "Плес на Волге, Галич на водоразделе рек Костромы и Унжи. К северу и к югу от нее заметно изменяются формы рельефа: пропадают последние следы всхолмленности водоразделов, свойственной ледниковому Северу, исчезают озера, возрастает эрозионная освоенность водоразделов.

Указанные геоморфологические различия у границы московской стадии днепровского оледенения нашли отражение, в частности, в границах геоморфологических районов Подмосковья, выделенных коллективом авторов МГУ [Дик Н. Е., Лебедев В. Г., Соловьев А. И., Спиридонов А. И., 1949, с. 24, 27]. Вместе с этим граница московской стадии днепровского оледенения в центре Русской равнины служит известным рубежом и в отношении других элементов ландшафта: к югу от нее в подпочвах начинают преобладать покровные и лёссовидные суглинки, наряду с песчаными полесьями появляются «ополья» с темноцветными лесостепными почвами, уменьшается степень заболоченности водоразделов, усиливается роль дуба в составе лесов и т. д. [Васильева И. В., 1949, с. 134-137].

Однако признанию границы московской стадии днепровского оледенения за важный ландшафтный рубеж мешают два обстоятельства. Во-первых, граница эта не настолько резкая, чтобы ее можно было сравнивать с орографическими рубежами; во всяком случае, даже в центре Русской равнины контрасты в ландшафте между Мещерой и Среднерусской возвышенностью несравненно резче и больше, чем контрасты в ландшафте Среднерусской возвышенности к северу и к югу от границы московской стадии днепровского оледенения. Во-вторых, ландшафтные различия, наблюдающиеся вблизи южной границы московской стадии днепровского оледенения в районе Москвы и к юго-западу от нее, в значительной мере связаны с тем, что данная территория, располагается на небольшом расстоянии от северной границы лесостепной зоны - главного ландшафтного рубежа Русской равнины, характеризующегося глубоким изменением всех элементов ландшафта и,

понятно, >не связанного с границей московской стадии днепровского оледенения. Севернее Волги, вдали от главного ландшафтного рубежа, значение границы московской стадии днепровского оледенения как ландшафтного рубежа еще более снижается.

Не отрицая значения границы московской стадии днепровского оледенения как ландшафтного рубежа, мы далеки и от переоценки ее. Данная граница представляет ландшафтный рубеж, но ландшафтный рубеж внут-рипровинциального значения, разграничивающий не ландшафтные провинции, а ландшафтные районы (быть может, группы районов); в последнем случае она приобретает значение рубежа, разграничивающего субпро-вшщии (полосы).

Самой свежей, наиболее отчетливо выраженной в рельефе является граница последнего, валдайского, оледенения, проходящая южнее Минска, далее по Валдайской возвышенности на северо-восток к среднему течению рек Северной Двины и Мезени. Граница эта отделяет озерно-моренные ландшафты чрезвычайно свежей сохранности от моренных ландшафтов, подвергшихся значительной переработке. К югу от границы валдайского ледника резко сокращается количество водораздельных моренных озер, "более развитой и зрелой становится речная сеть. Значение границы последнего оледенения как важного геоморфологического рубежа признается положительно всеми исследователями и находит законное объяснение в различном возрасте геоморфологических ландшафтов к северу и к югу от границы валдайского ледника. Можно ли, однако, видеть ib этой границе одновременно и важный ландшафтный рубеж? Геологическое строение (состав коренных пород, а отчасти и четвертичные наносы) при переходе через данный рубеж не испытывает заметных изменений. Остаются без существенных изменений климатические условия я макроформы рельефа. Нет резких перемен также и в почвах с растительностью: как правило, изменяются не типы и разновидности почв и не растительные ассоциации, а их пространственные сочетания, группировки. В области свежего моренного рельефа растительный покров и почвы оказываются, в соответствии с рельефом, менее однородными, более пестрыми, чем к югу от рубежа. Словом, южная граница валдай-

ского оледенения, хотя и более резко;выраженная на местности, чем граница московской стадии днепровского оледенения, имеет значение для целей ландшафтного районирования только как внутрипровинциальный - субпровинциальный я районный - рубеж.

Геоморфологические рубежи

Границы четвертичных оледенений составляют лишь одну группу широко распространенных геоморфологических ландшафтных рубежей. Границы геоморфологических районов одновременно служат и ландшафтными рубежами, так как даже небольшие изменения в рельефе влекут за собой соответствующие изменения в растительности, в почвах, микроклимате. Часто при этом ландшафтные различия выражаются не в появлении за рубежом новых почвенных разностей и растительных группировок, а в вознйкно-вении других сочетаний тех-же самых почвенных разностей и растительных группировок.

На крупных реках переход широкой полосы террасовых ра-внин в коренной склон представляет важный геоморфологический ландшафтный рубеж. При исключительной ширине террас, как, например, по лесостепному левобережью Днепра, переход каждой надпойменной террасы в другую есть ландшафтный рубеж.

В равнинных условиях ландшафтные различия нередко обусловлены степенью эрозионного расчленения, связанной или с принадлежностью территории к разным бассейнам рек, или с различной удаленностью от одного и того же базиса эрозии. Например, на севере Окско-Донской низменности несомненно различные ландшафтные районы составляют, с одной стороны, приближенная к Оке (а потому и более расчлененная) Сапож-ковская мягковолнистая моренная равнина с островами дубрав на оподзоленном черноземе -и серых лесостепных почвах и расположенная на водоразделе рек Пары, Мостьи и Воронежа Окско-Донская |водораздельная равнина с пятнами западинных лесов на черноземе, - с другой.

Отчетливо выраженные геоморфологические (точнее, геолого-геоморфологические) рубежи образуют границы молодых - четвертичных - трансгрессий. Они про-

ходят на севере, по берегам Белого, Баренцева и Балтийского морей, где плоские приморские равнины, недавно освобожденные от моря, граничат с холмистыми ледниковыми ландшафтами. На юго-востоке для целей районирования необходимо иметь в виду северную и северо-западную границы трансгрессий Каспия, в частности Х"Валынокую, идущую на север до степной зоны включительно.

Геоморфологические и геологические рубежи чаще всего определяют границы ландшафтных районов. Это и понятно, так как сам ландшафтный район есть не что другое, как «геоморфологически обособленная часть ландшафтной провинции, обладающая характерными для нее сочетаниями почвенных разностей и растительных группировок» [Мильков Ф. Н., ШбО, с. 17]. Но было бы заблуждением считать, что геоморфологические районы должны совпадать с ландшафтными районами и что достаточно произвести геоморфологическое районирование территории, чтобы этим самым уже предопределить ландшафтное районирование. Точное совпадение у некоторых авторов, например у А. Р. Мешкова (1948), геоморфологических районов с физико-географическими мы объясняем недостаточным анализом ландшафтных рубежей. Дело >в том, что в определении границ ландшафтных районов принимают участие не -одни геоморфологические рубежи. Помимо геологических и геоморфологических рубежей, уже рассмотренными нами, имеют значение и другие, которых мы здесь не имеем возможности касаться. Кроме того, в природе количество геоморфологических рубежей не исчерпывается теми рубежами, которые ограничивают геоморфологические районы. Поэтому нередко бывает так, что рубеж, важный для целей геоморфологического районирования, теряет свое значение при ландшафтном районировании, я, лао-борот, рубеж, оказывающий большое воздействие на почвы, растительность и даже климат, имеет второстепенное значение"при выделении геоморфологических районов.

В качестве примера расхождения ландшафтного (физико-географического) районирования с геоморфологическим сошлюсь на собственный опыт подразделения двух разнородных территорий Русской равнины - Чкаловекой области и Черноземного центра: на

территории Чкаловской области вместо 13 геоморфологических районов, объединенных в 3 геоморфологические провинции [Хоментовский А. С., 1951], выделено 19 ландшафтных районов, сведенных -в 4 ландшафтные провинции [Мильков Ф. Н., 1951]. При районировании Черноземного центра его территория подразделена наЗ ландшафтные провинции, состоящие из 13 районов, в то время как в геоморфологическом отношении на той же самой территории выделено всего 6 районов.

Поверхность суши неоднократно подвергалась материковому оледелению (рис. 110). Доказательством неоднократности оледенений на равнине в плейстоцене служит наличие в межморенных отложениях остатков сравнительно теплолюбивых растений.
В эпоху максимального оледенения ледники покрывали более 30% площади суши. В северном полушарии они располагались в северных частях Европы и Америки. Главные центры оледенения в Евразии находились на Скандинавском п-ове, на Новой Земле, на Урале и Таймыре. В Северной Америке центрами оледенения были Кордильеры, Лабрадор и территория к западу от Гудзонова залива (Киватинский центр).
В рельефе равнин наиболее отчетливо выражены следы последнего оледенения (закончившегося 10 тыс. лет назад): Валдайского - на Русской равнине, Вюрмского - в Альпах, Висконсинского - в Северной Америке.
Двигавшийся ледник изменял рельеф подстилающей поверхности. Степень воздействия его была различной и зависела от пород, слагавших поверхность, от ее рельефа, от мощности ледника. Поверхность, сложенную мягкими породами, ледник сглаживал, уничтожая резкие выступы. Трещиноватые породы он разрушал, отламывая и унося их куски. Вмерзая в движущийся ледник снизу, эти куски способствовали разрушению поверхности.

Встречая на пути возвышенности, сложенные твердыми породами, ледник шлифовал (иногда до зеркального блеска) склон, обращенный навстречу его движению. Вмерзшие куски твердых пород оставили шрамы, царапины, создали сложную ледниковую штриховку. По направлению ледниковых шрамов можно судить о направлении движения ледника. На противоположном склоне ледник выламывал куски породы, разрушая склон. В результате возвышенности приобрели характерную обтекаемую форму «бараньих лбов» . Длина их изменяется от нескольких метров до нескольких сотен метров, высота достигает 50 м. Скопления «бараньих лбов» образуют рельеф курчавых скал, хорошо выраженный, например, в Карелии, на Кольском п-ове, на Кавказе, на Таймырском п-ове, а также в Канаде и Шотландии.
У края таявшего ледника откладывалась морена. Если конец ледника вследствие таяния задерживался у некоторой границы, а ледник продолжал поставлять отложения, возникали гряды и многочисленные холмы конечных морен. Моренные гряды на равнине нередко образовывались около выступов подледникового коренного рельефа. Гряды конечных морен достигают в длину сотен километров при высоте до 70 м. Иногда они располагаются параллельно друг другу. Понижения, разделяющие возвышенности в области конечной морены, часто заняты болотами и озерами. Яркий пример конечно-моренной гряды - Салпауссельскя (Финляндия). При наступлении ледник перемещает перед собой отложенную им же конечную морену и рыхлые отложения, создавая морену напора - широкие асимметричные гряды (крутой склон обращен к леднику). Многие ученые считают, что большинство конечно-моренных гряд создано напором ледника.
При таянии тела ледника заключенная в нем морена проектируется на подстилающую поверхность, сильно смягчая ее неровности и создавая рельеф основной морены. Этот рельеф, представляющий собой плоскую или холмистую равнину с болотами и озерами, свойстве» областям древнего материкового оледенения.
В области основной морены можно видеть друмлины - продолговатые холмы, вытянутые по направлению движения ледника. Склон, обращенный навстречу двигавшемуся леднику, крутой. Длина друмлинов колеблется в пределах от 400 до 1000 м, ширина - от 150 да 200 м, высота - от 10 до 40 м. Расположены друмлины группами в периферической области оледенения, на равнине или в предгорных, областях. С поверхности они сложены мореной, облекающей ядро из коренных отложений или отложений потоков талой воды. Происхождение их еще неясно. Предполагают, что морена, вмерзшая в дно ледника, задерживалась у повышений ледникового ложа, увеличивая их. размеры, а ледник придавал им сглаженную форму.
На территории России друмлины существуют в Эстонии, на Кольском п-ове, в Карелии и в некоторых других местах. Они встречаются, также в Ирландии, в Северной Америке.
Потоки воды, возникающие в процессе таяния ледника, вымывают и уносят минеральные частицы, откладывая их там, где скорость течения замедляется. При накоплении отложений талых вод возникают толщи рыхлых наносов, отличающихся от морены сортированностью материала. Формы рельефа, созданные потоками талых вод как в результате размыва, так и в результате аккумуляции наносов, очень разнообразны.
Древние долины стока талых ледниковых вод - широкие (от 3 до 25 км) ложбины, протягивающиеся вдоль края ледника и пересекающие доледниковые долины рек и их водоразделы. Отложения ледниковых вод заполнили эти ложбины. Современные реки частично используют их и нередко протекают в несоразмерно широких долинах.
Древние долины можно наблюдать на территории России (Прибалтика, Украина), Польши, ФРГ.
Камы - округлые или продолговатые холмы с плоскими вершинами и пологими склонами, внешне напоминающие моренные холмы. Высота их - 6-12 м (редко до 30 м). Понижения Между холмами заняты болотами и озерами. Находятся камы около границы ледника, с внутренней ее стороны и обычно образуют группы, создавая характерный камовый рельеф.
Камы, в отличие от моренных холмов, сложены грубо сортированным материалом. Разнообразный состав этих отложений и особенно встречающиеся среди них тонкие глины позволяют предполагать, что они накапливались в небольших озерах, возникавших на поверхности ледника. При таянии ледника накопившиеся отложения спроектировались на поверхность основной морены. Вопрос о формировании камов еще не ясен.
Вытаиванием отдельных глыб мертвого льда, скрытого в отложениях ледниковых вод, объясняют происхождение ледниковых ванн (золлей) - сравнительно небольших округлых углублений (диаметр - несколько десятков метров, глубина - несколько метров). Ледниковые ванны встречаются также в районах многолетней мерзлоты.
Озы - гряды, напоминающие железнодорожные насыпи. Длина озов измеряется десятками километров (30-40 км), ширина - десятками (реже сотнями) метров, высота очень различна: от 5 до 60 м. Склоны обычно симметричные, крутые (до 40°).
Озы простираются независимо от современного рельефа местности, нередко пересекая долины рек, озера, водоразделы. Иногда они ветвятся, образуя системы гряд, которые могут расчленяться на отдельные холмы. Озы сложены диагонально-слоистыми и реже горизонтально-слоистыми отложениями: песком, гравием, галькой.
Происхождение озов можно объяснить накоплением отложений, переносимых потоками талых вод в их руслах, а также в трещинах внутри ледника. Когда ледник таял, эти отложения спроектировались на поверхность.
Зандры - пространства, примыкающие к конечным моренам, покрытые отложением талых вод (перемытой мореной). У конца долинных ледников зандры незначительны по площади, сложены некрупным щебнем и плохо окатанной галькой. У окраины ледяного покрова на равнине они занимают большие пространства, образуя широкую полосу зандровых равнин. Зандровые равнины слагаются из обширных плоских конусов выноса подледниковых потоков, сливающихся и частично перекрывающих друг друга. На поверхности зандровых равнин часто возникают формы рельефа, созданные ветром.
Примером зандровых равнин может быть полоса «полесий» на Русской равнине (Припятская, Мещерская).

В областях, испытавших оледенение, наблюдается определенная закономерность в распределении рельефа, его зональность (рис. 111). В центральной части области оледенения (Балтийский щит, Канадский щит), где ледник возникал раньше, дольше сохранялся, имел наибольшую мощность и скорость движения, сформировался эрозионный ледниковый рельеф. Ледник снес доледниковые рыхлые отложения и оказал на коренные (кристаллические) породы разрушающее влияние, степень которого зависела от характера пород и доледникового рельефа. Покров маломощной морены, легшей на поверхность при отступании ледника, не затушевал особенностей ее рельефа, а только смягчил их. Накопление морены в глубоких депрессиях достигает 150-200 м, в то время как на соседних участках с выступами коренных пород морена отсутствует.
В периферической части области оледенения леднии существовал менее продолжительное время, обладал меньшей мощностью и замедленным движением. Последнее объясняется уменьшением напора с удалением от центра питания ледника и перегруженностью его обломочным материалом. В этой части ледник главным образом разгружался от обломочного материала и создавал аккумулятивные формы рельефа.
За пределами границы распространения ледника, непосредственно примыкая к ней, расположена зона, особенности рельефа которой связаны с эрозионной и аккумулятивной деятельностью талых ледниковых вод. На формировании рельефа этой зоны сказывалось также охлаждающее воздействие ледника.
В результате неоднократности оледенения и распространения ледникового покрова в разные ледниковые эпохи, а также в результате подвижек края ледника различные по происхождению формы ледникового рельефа оказались наложенными друг на друга и сильно измененными.
Ледниковый рельеф поверхности, освободившейся от ледника, подвергся воздействию других экзогенных факторов. Чем раньше было оледенение, тем, естественно, сильнее изменили рельеф процессы эрозии и денудации. У южной границы максимального оледенения морфологические черты ледникового рельефа отсутствуют или сохранились очень слабо. Свидетельством оледенения являются принесенные ледником валуны и сохранившиеся местами остатки сильно измененных ледниковых отложений. Рельеф этих областей типично эрозионный. Речная сеть хорошо сформирована, реки текут в широких долинах и имеют выработанный продольный профиль. К северу от границы последнего оледенения ледниковый рельеф сохранил свои особенности и представляет собой беспорядочное скопление холмов, гряд, замкнутых котловин, часто занятых неглубокими озерами. Моренные озера сравнительно быстро заполняются наносами, нередко их спускают реки. Формирование речной системы за счет «нанизанных» рекой озер типично для областей с ледниковым рельефом. Там, где ледник сохранялся дольше всего, ледниковый рельеф изменен сравнительно мало. Для этих областей характерны еще не окончательно сформировавшаяся речная сеть, невыработанный профиль рек, «не спущенные» реками озера.

Днепровское оледенение
было максимальным в среднем плейстоцене (250-170 или 110 тыс. лет назад). Оно состояло из двух или трех стадий.

Иногда последнюю стадию Днепровского оледенения выделяют в самостоятельное московское оледенение (170-125 или 110 тыс. лет назад), а разделеющий их период относительно теплого времени рассматривают как одинцовское межледниковье.

В максимальную стадию этого оледенения значительная часть Русской равнины была занята ледниковым покровом, который узким языком по долине Днепра проникал на юг до устья р. Орели. На большей части данной территории существовала многолетняя мерзлота, а среднегодовая температура воздуха была тогда не выше -5-6°С.
На юго-востоке Русской равнины в среднем плейстоцене произошло так называемое «раннехазарское» повышение уровня Каспийского моря на 40-50 м, которое состояло из нескольких фаз. Их точная датировка неизвестна.

Микулинское межледниковье
Вслед за днепровским оледенением последовало (125 или 110-70 тыс. лет назад). В это время в центральных районах Русской равнины зима была значительно мягче, чем сейчас. Если в настоящее время средние температуры января близки к -10°С, то в микулинское межледниковье они не опускались ниже -3°С.
Микулинскому времени соответствовало так называемое «позднехазарское» повышение уровня Каспийского моря. На севере Русской равнины отмечалось синхронное повышение уровня Балтийского моря, которое соединялось тогда с Ладожским и Онежским озерами и, возможно, Белым морем, а также Северного Ледовитого океана. Общее колебание уровня мирового океана между эпохами оледенения и таяния льдов составляло 130-150 м.

Валдайское оледенение
После микулинского межледниковья наступило , состоящее из ранневалдайского или тверского (70-55 тыс. лет назад) и поздневалдайского или осташковского (24-12:-10 тыс. лет назад) оледенений, разделенных средневалдайским периодом неоднократных (до 5) колебаний температуры, во время которых климат был гораздо холоднее современного (55-24 тыс. лет назад).
На юге Русской платформы раннему валдаю отвечает значительное «аттельское» понижение – на 100-120 метров – уровня Каспийского моря. Вслед за ним последовало «раннехвалынское» повышение уровня моря примерно на 200 м (на 80 м выше первоначальной отметки). Согласно расчетам А.П. Чепалыги (Chepalyga,т1984), поступление влаги в Каспийский бассейн верхнехвалынского времени превышало ее потери приблизительно на 12 куб. км в год.
После «раннехвалынского» повышения уровня моря последовало «енотаевское» понижение уровня моря, а затем вновь «позднехвалынское» повышение уровня моря примерно на 30 м относительно его первоначального положения. Максимум позднехвалынской трансгрессии пришелся, по данным Г.И. Рычагова, на конец позднего плейстоцена (16 тыс. лет назад). Позднехвалынский бассейн характеризовался температурами водной толщи, несколько ниже современных.
Новое понижение уровня моря происходило довольно быстро. Оно достигло максимума (50 м) в самом начале голоцена (0,01-0 млн. лет назад), около 10 тысяч лет назад, и сменилось последним – «новокаспийским» повышением уровня моря примерно на 70 м около 8 тысяч лет назад.
Примерно такие же колебания поверхности воды происходили в Балтийском море и на Северном Ледовитом океане. Общее колебание уровня мирового океана между эпохами оледенения и таяния льдов составляло тогда 80-100 м.

Согласно результатам радиоизотопного анализа более чем 500 различных геологических и биологических образцов, взятых на юге Чили, средние широты на западе Южного полушария испытывали потепления и похолодания в то же самое время, что и средние широты на западе Северного полушария.

Раздел " Мир в плейстоцене. Великие оледенения и исход с Гипербореи " / Одиннадцать оледенений четвертичного периода и ядерные войны

© А.В. Колтыпин, 2010

Климат нашей планеты неоднократно менялся. На сегодняшний день в истории Земли известны три крупные эпохи оледенений (примерно 600 000 и 300 000 лет назад), и сегодня мы живем в последней из них. Эпоха оледенения - это время чередования холодных и теплых периодов, измеряемых десятками тысяч лет, во время которых ледники то покрывают огромные территории, то резко сокращаются. Сейчас у нас межледниковье, но оледенение может еще вернуться. Чем вызваны эпохи оледенения, сказать трудно, существует множество гипотез.

1. Гипотезы о причинах оледенения

Возможно, эпохи оледенения связаны с особенностями положения Солнечной системы на галактической орбите. Существует версия, что они связаны с эпохами горообразования. Сейчас продолжается альпийская эпоха горообразования, триста миллионов лет назад была герцинская эпоха горообразования, а шестьсот миллионов (конец протерозоя - начало кембрия) - байкальская. Эпохи горообразования опять же могут быть связаны с положением Солнечной системы в галактическом пространстве.

В эпоху роста гор суша высокая. Чем выше суша, тем холоднее климат. При высокой суше вода океанов собирается в глубоких впадинах, и малая площадь поверхности водных акваторий приводит к охлаждению Земли. Вода - прекрасный аккумулятор тепла, и чем меньше водная поверхность, тем холоднее. Толчком к началу оледенений могли послужить изменения в расположении теплых и холодных морских течений. Все перечисленные гипотезы требуют дальнейших исследований.

2. Оледенения на территории России

Последняя эпоха оледенений приходится на современный нам четвертичный период, продолжительность которого оценивается в семьсот тысяч - миллион лет. В этом периоде в северном полушарии Земли было несколько эпох покровных оледенений, разделенных эпохами межледниковий. Однако в Гренландии непрерывное оледенение началось уже около 10 миллионов лет назад, а в Антарктиде, по-видимому, еще раньше - 25–30 миллионов лет назад. Гренландия и Антарктида занимают околополюсное положение, и холодные климатические условия там вполне объяснимы.

Сложнее объяснить оледенения значительной части Северной Америки (примерно до широты Нью-Йорка), Европы и Азии до широт Москвы и Воронежа (в разные эпохи), а также Западной Сибири до центра Западно-Сибирской низменности. Исследователи спорят об их количестве, насчитывая по крайней мере четыре оледенения. Льды нарастали, и центрами оледенения для Европы были Скандинавский и Кольский полуострова, Карелия, Новая Земля, Полярный Урал, горы Бырранга на Таймыре, плато Путорана. Мощность льдов была вполне сравнима с антарктическими (в Антарктиде - до 3–4 км, у нас - до 2–3 км).

Ледник - это обязательно движущийся массив. Почему он двигался? Возможно, из-за очень большого давления на контакте с грунтом происходило плавление льда при температурах, близких к нулю. Жесткий, покрытый трещинами ледник растекался под действием собственной тяжести, скользил по расплавленной смазке на юг. Покровные ледники могли подниматься на возвышенности. Последний валдайский ледник перекрывал Валдайскую возвышенность, более ранний, московский - Клинско-Дмитровскую гряду на севере Подмосковья. Еще более ранний, днепровский ледник - так ледники называют в Европейской России - покрывал север Среднерусской возвышенности и огромными языками уходил на юг по Днепровской и Окско-Донской низменностям.

Чтобы образовался ледник, необходим не только холод, но и влага. В Евразии влаги больше на западе, ветра приносят осадки с Атлантического океана. Поэтому юго-западная граница всех оледенений располагалась намного южнее, чем северо-восточная.

3. Причины изостатического поднятия

Когда ледник начинал таять, он распадался на отдельные массивы мертвого льда, примерзал к подстилающей поверхности, со всех сторон от него оттекали талые воды. Последний валдайский ледник растаял около 10 000 лет назад. Льды перестали давить на подстилающую поверхность, и земля начала подниматься. Причем в районах Скандинавского полуострова по обеим сторонам Ботнического залива в Балтике (Швеция и Финляндия) происходит чрезвычайно быстрый рост суши. Это так называемое изостатическое поднятие. Скорость поднятия доходит до 1 метра за 100 лет, что очень быстро. В Антарктиде из-за давления современных ледников глубина океанического шельфа - материковой отмели - около 500 метров, в то время как в среднем на Земле глубина шельфа около 200 метров.

4. Уровень Мирового океана

В периоды оледенений, когда большие массы воды были заключены во льдах, резко понижался уровень Мирового океана. Сегодня исследователи дают следующую оценку: если бы растаяли ледники Антарктиды и Гренландии, то уровень океана повысился бы на 70–75 метров. Древние материковые оледенения Земли были по объему льда отнюдь не меньше, и поэтому о неоднократном понижении уровня Мирового океана в четвертичный период на 75–80 метров можно говорить с полной уверенностью, но, скорее всего, оно было гораздо больше - 100–120 метров, некоторые полагают, что до 200 метров. Разброс данных естественен, так как Земля «дышит»: какие-то участки ее приподнимаются, какие-то опускаются, и эти колебания накладываются на изменения уровня поверхности океана.

К чему приводило изменение уровня Мирового океана? Во-первых, реки текли там, где сейчас море. На затопленной ныне материковой окраине Северного Ледовитого океана можно проследить продолжение Печоры, Северной Двины, Оби и Енисея. В речных песках могут содержаться крупицы золота, касситерита (сырье для добычи олова) и т. д. Песчаные отложения древних рек, протекавших на осушенном в периоды оледенений шельфе в районе индонезийских Зондских островов, дали богатейшие россыпи касситерита. Сейчас оловянную руду добывают с морского дна там, где располагаются ныне подводные речные долины.

Мировой океан не замерз в эпохи оледенения. Вода - самое удивительное, что есть на Земле. Чем больше концентрации соли в морской воде, тем ниже (-1; -1,7 градуса) температура ее замерзания, тем больше времени требуется для образования льда. Морская вода замерзает при температуре своей максимальной плотности, которая еще ниже, чем температура замерзания (-3; -3,5 градуса). Если морская вода остывает до температуры своего замерзания, она, вместо того чтобы замерзнуть, из-за своей повышенной плотности опускается вниз, вытесняя наверх более теплые и легкие воды. Они, остывая до температуры замерзания, становятся более плотными и снова «ныряют» вниз. Такое перемешивание не дает возможности образоваться льду и продолжается до тех пор, пока вся толща воды не достигнет температуры максимальной плотности.

5. Периоды межледниковья

Эпохи оледенения сменялись межледниковьями. Климат в это время мог быть как холоднее, так и теплее современного. Например, в период между московским и валдайским оледенениями климат был более теплым. На широте Москвы росли широколиственные каштановые леса. Лесами была покрыта вся Сибирь вплоть до побережий северных морей, где ныне тундра. Последнее межледниковье продолжается около десяти тысяч лет. Судя по всему, мы прошли его климатический оптимум. 5–6 тысяч лет назад среднегодовая температура была выше на 1–2, может быть, даже на 3 градуса. В эту теплую эпоху ледники в горах, в Гренландии и Антарктиде сократились, а уровень океана, соответственно, был более высоким.

В современную, более холодную эпоху уровень воды в океане вновь понизился из-за консервации воды в выросших ледниках. При этом на поверхности появились коралловые острова, и люди заселили многие из них. Если бы уровень моря оставался высоким, они оставались бы под водой. Точно так же появились на поверхности множество других островов: Фризские острова возле Голландии и Германии, многочисленные острова у побережья Мексики и Техаса в Мексиканском заливе, Арабатская стрелка в Азовском море и другие. То есть соотношение воды, сконцентрированной в ледниках, и воды свободной резко меняет и соотношение суши и моря, и климатическую обстановку Земли. Что впереди? Скорее всего, человечеству предстоит пережить еще одно оледенение.

Глобальные изменения природной среды. Под ред. Н. С. Касимова. М.: Научный мир, 2000

Общие особенности изменений ландшафтов и климата Северной Евразии в кайнозое // Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет (кайнозой: от палеоцена до голоцена). Под ред. А. А. Величко. М.: ГЕОС. 1999.

Короновский Н.В., Хаин В.Е., Ясаманов Н. А. Историческая геология. М.: Академия, 2006.