Рельеф зоны многолетней мерзлоты и перигляциальной зоны

Лекция 10 Рельеф зоны многолетней мерзлоты и перигляциальной зоны 10. 1. Мерзлотные процессы и мерзлотный рельеф Мерзлота – горные породы, содержащие лед. Если грунты промерзают только зимой и оттаивают летом, то это сезонная мерзлота. Если оттаивания не происходит на протяжении многих лет, то ее называют многолетней, или вечной мерзлотой. Распространение и строение многолетней мерзлоты. Многолетняя мерзлота широко распространена в России, где занимает 2/3 территории Сибири и Дальнего Востока, и в Северной Америке. Впервые многолетняя мерзлота была открыта в 1827 г. в Якутии. Глубина вечной мерзлоты, пройденная бурением, составляет 300 м, в устье Енисея – 600 м. Скважина в устье Колымы глубиной 1470 м не прошла всю толщу многолетнемерзлых пород. Многолетняя мерзлота является, главным образом, реликтом ледниковых эпох плейстоцена и сохраняется в местах распространения резкоконтинентального климата с продолжительной холодной и малоснежной зимой. В областях ее распространения выпадает 200-400 мм осадков, безморозный период длится всего 45-60 дней, температура зимой опускается ниже 32о, в Верхоянске – до -68о. Летняя температура не поднимается выше 12о. В таких климатических условиях на молодых речных наносах, на недавно образованных островах происходит новообразование многолетнемерзлых пород. Многолетняя мерзлота, возникшая в условиях более холодного климата в перигляциальной зоне, в голоцене постепенно деградировала. Площадь ее распространения и мощность уменьшались, поэтому в пределах криолитозоны выделяют подзоны сплошной, таликовой и островной многолетней мерзлоты (рис. 40). Южная граница сплошной многолетней мерзлоты проходит по северу полуострова Ямал, Гыданского полуострова и устью Енисея в районе города Дудинка. Отсюда граница спускается к полярному кругу, пересекает Лену ниже устья Вилюя, идет к верховьям Колымы и к берегам Анадырского залива. Подзону сплошной мерзлоты окаймляет полоса таликовой мерзлоты. Талик – участок отсутствия мерзлых толщ. Обычно талики образуются под руслами больших рек и озерами, где отепляющее действие воды препятствовало промерзанию или вызывало значительное протаивание. На таких крупных реках, как Обь, Таз, Енисей образуются сквозные талики. Мощность мерзлоты в этой подзоне не превышает 100 м. Талики встречаются и в подзоне сплошной мерзлоты, но там их площадь небольшая. В подзоне островной мерзлоты, которая прослеживается в виде островов, ее мощность едва достигает 25 м. Общая граница распространения многолетней мерзлоты проводится по границе островной мерзлоты, которая по Енисею уходит далеко на юг. По вертикали в криолитозоне выделяют три слоя – полярный покровный комплекс (по А.И. Попову, 1967): - надмерзлотный, или деятельный слой мощностью до 4 м, в котором происходит сезонное промерзание и оттаивание; - слой многолетней мерзлоты с температурой от 0 до -10о, граница которого с деятельным слоем четко выражена только летом; - подмерзлотный слой с положительной температурой. Рис. 40. Распространение вечной мерзлоты на территории России и сопредельных государств (Иванова, 1980): 1 – сплошная мерзлота; 2 – мерзлота с талыми грунтами; 3 – мерзлота с преобладанием таликов; 4 – мерзлота островного характера Соответственно подземные воды в областях многолетней мерзлоты разделяют на надмерзлотные, приуроченные к деятельному слою; межмерзлотные, приуроченные к водопроницаемым породам в слое многолетней мерзлоты; подмерзлотные воды, находящиеся под толщей многолетней мерзлоты. Мерзлотный процесс – переход почв и горных пород из талого состояния в мерзлое и обратно, вследствие чего происходят их деформации. Различают три группы ведущих криогенных процессов, вызванных: промерзанием пород, промерзанием и оттаиванием пород в деятельном слое в связи с сезонными колебаниями температуры и протаиванием мерзлых пород (рис. 41). Рис. 41. Формы мезо- и микрорельефа, связанные с мерзлотой (Г.И. Рычагов, 2006): А – нагорные террасы; Б – курум; В – каменная река; Г – каменные гирлянды; Д – солифлюкционные (натечные) террасы); Е – солифлюкционный вал (вал пучения); Ж – скольжение камня по переувлажненному грунту; З – каменные полосы; И – ячеистые формы структурных грунтов; К – крупнобугристый рельеф; Л – трещинные морозные полигоны (ледяные клинья); М – мелкобугристый рельеф; Н – полигональные грунты Процессы и формы рельефа, связанные с промерзанием пород. Интенсивность и характер проявления криогенных процессов зависят от климатических факторов, геологического строения и соотношения между денудацией и аккумуляцией. Соответственно выделяются области преобладающей денудации (горные области); области относительной стабилизации (без заметного сноса и накопления), приуроченные к равнинам, плато и плоскогорьям; области преимущественной аккумуляции – поймы и дельты рек, пониженные заболоченные равнины и низменные морские побережья. В областях преобладающей денудации на скальных породах ведущим является процесс морозного выветривания, вследствие которого образуются различные врезанные начальные формы рельефа – желоба, карнизы. Если процесс отступания склонов идет широким фронтом из-за так называемого морозного забоя, то образуются нагорные (гольцовые) террасы – серия пологонаклонных площадок длиной до 100 м, с высокими уступами и шириной десятки метров (см. гл. 4.1). При их разрушении возникают останцы выветривания в виде столбов или столообразных скал, называемых местными жителями соответственно кекурами и кигилляхами. Аккумулятивные формы рельефа в этом случае представлены каменными морями, курумами, каменными реками и каменными глетчерами. Каменные моря (россыпи) представляют собой скопления глыбового и щебнистого материала на плоских поверхностях, бронированных устойчивыми породами, например, на траппах. Курумы, каменные реки и каменные глетчеры – подвижные формы, образующиеся на склонах. Курумы – каменистые россыпи, находящиеся ниже участков интенсивного морозного выветривания. Каменные реки формируются в вытянутых понижениях. Каменные глетчеры похожи на каменные реки, но глыбы в них сцементированы льдом. При промерзании рыхлых пород ведущую роль играет пучение. Замерзание воды, находящейся под гидростатическим напором в горных породах, может происходить по-разному: без перемещения в породе и с перемещением к фронту промерзания. В последнем случае образуются бугры пучения, крупнейшие из которых приурочены к низменным заболоченным участкам, днищам бывших озерных котловин, богатых грунтовыми водами, то есть к областям аккумуляции. Бугры пучения – это единичные округлые холмы конической формы с усеченной вершиной и довольно крутыми склонами. Под торфяной оболочкой в них залегает ледяное ядро, с возникновением и ростом которого и связано вспучивание поверхности. Крупные бугры пучения высотой 10-30 до 70 м диаметром до 100 м мерзлотоведы называют гидролакколитами, местное население в Якутии – булгунняхами, в Канаде – пинго (рис. 42). Рис. 42. Булгуннях и провальное озеро – внешний вид и разрез (Мещеряков, 1972) Для районов распространения многолетней мерзлоты характерно образование нáледей, что связано с промерзанием выходящих на поверхность грунтовых вод или с постепенным промерзанием реки. Давление растущего в толщину льда на находящуюся под ним незамерзшую воду (несжимаемую жидкость) вызывает сильный напор со стороны последней и происходит взламывание речного льда. Вода выливается на поверхность льда, и образуется ледяной бугор. Этот процесс может повторяться неоднократно, способствуя росту нáледи. Гигантские наледи называют тарынами. Геоморфологическое значение наледей заключается в том, что они способствуют фуркации русла и образованию расширений долины. Такие расширенные участки (наледные поляны) выделяются по отсутствию растительности. На крупных реках наледи образуются реже, но достигают огромных размеров, что приводит к катастрофическим наводнениям, например, на Лене, когда воды, текущие с юга, где река уже вскрылась, останавливаются у перекрывающей реку ледяной плотины. Процессы и формы рельефа, связанные с деятельным слоем. Из-за сезонного колебания температуры, замерзания и оттаивания грунта в приповерхностных толщах происходит изменение их объема и как следствие, развитие процессов морозобойного растрескивания, формирующих микро - и наноформы рельефа. Морозобойное растрескивание (трещинообразование) развито на горизонтальных поверхностях областей относительной стабилизации, сложенных смесью грубообломочного материала и мелкозема. Трещинообразование не всегда ограничивается деятельным слоем, но может проникать глубже (до 5 м и более). Трещинообразование совместно с пучением создает характерный для областей распространения многолетней мерзлоты микрорельеф – структурные, или полигональные грунты. Сеть морозобойных трещин имеет упорядоченные очертания и образует рисунок полигонов (4-5- или 6-угольников). Процесс растрескивания сопровождается морозной сортировкой. Суть ее в том, что крупный обломочный материал вымораживается к поверхности, а мелкозем при замерзании содержащейся в почве воды вспучивается. В результате сползания обломков в сторону пониженных трещинных зон образуются каменные обрамления в виде валиков высотой до 20 см. Тонкий материал остается в центре полигона. Полигоны (каменные многоугольники) слегка выпуклые и в поперечнике достигают максимум 5,0 м. Этот процесс наблюдается только в верхней части деятельного слоя (до 80 см), с глубиной он затухает. На склонах полигоны сменяются каменными полосами, вытянутыми вниз по склону (рис. 43). Морозобойные трещины летом заполняются водой и разжиженным грунтом. Зимой, когда вода замерзает, образуются вертикальные ледяные клинья с суживающимся книзу концом. Давление растущих в ширину ледяных клиньев может привести к частичному выдавливанию вверх вмещающего грунта и образованию вдоль трещин невысоких (до 30 см) валиков. Поверхность таких валиковых полигонов, наоборот, вогнутая. В центре их застаивается вода, а значит, происходит более глубокое протаивание и углубление. При вытаивании льда расширенные трещины заполняются мелкоземом, попадающим в трещину сверху, и образуется грунтовый клин – псевдоморфоза (см. гл. 8.1). Если грунты деятельного слоя не содержат крупных обломков, то механизм морозной сортировки приводит к образованию пятен-медальонов. Пятна-медальоны имеют овальную форму диаметром от 0,3 до 5, 0 м и находятся внутри крупных трещинных полигонов. Их поверхность в центре глинистая без растительности, по краям находится мелкий песок. Плоские пятна разделены трещинами, отмеченными растительным бордюром. Рис. 43. Структурные грунты (Пашканг, 1982): а – каменные полосы; б – каменные кольца; в – каменные многоугольники Сезонно-мерзлые грунты возникают при отрицательной температуре зимой и состоят из одного деятельного слоя. Все процессы (пучение, сортировка и растрескивание) протекают в них менее активно, чем в деятельном слое криолитозоны, так как нет подстилающей многолетней мерзлоты, которая является водоупором и влияет на распределение давления в грунте. Вымораживание камней на поверхность наблюдается в северных районах, когда на расчищенной пашне появляются новые валуны. В деятельном слое протекает склоновый процесс, называемый солифлюкцией (см. гл. 6.2). Солифлюкция развивается на склонах уже при крутизне в 2о с образованием комплекса форм микро- и мезорельефа (солифлюкционные языки, натечные террасы и др.). При очень сильном переувлажнении мелкозем разжижается, разрывает дерновый покров и стекает по склону в виде грязевого потока. Вниз по склону возникают солифлюкционные валы высотой до 3,0 м и длиной до 100 м. Более крупные формы – солифлюкционные террасы – почти горизонтальные площадки с уступом высотой от 0,5 до 6,0 м длиной сотни метров. Как и аккумулятивные речные террасы, они образуются за счет усиленной аккумуляции у валов. Посткриогенные процессы и формы рельефа. При деградации многолетней мерзлоты в результате оттаивания подземных льдов вследствие потепления климата или антропогенных нарушений происходят просадки поверхности с образованием форм рельефа, похожих на карстовые (см. гл. 7.2). Отсюда появление термина «термокарст». Обычно все эти отрицательные формы рельефа заняты озерами. Самые крупные пологие котловины оседания глубиной до 10 м, иногда до 30 м и в поперечнике 1,0-2,0 км, распространенные на древних аллювиальных равнинах Центральной Якутии, называют аласами (рис. 44). Рис. 44. Аласы – внешний вид и разрез (Мещеряков, 1972) Термокарстовый рельеф осложняется сопутствующими процессами: суффозией, солифлюкцией и эрозией. Эрозия на склонах происходит вследствие стекания атмосферной воды вместе с водой от таяния грунтовых льдов, поэтому ее называют термоэрозией. Термоэрозионные формы закладываются по трещинам полигональных грунтов и вдоль термокарстовых углублений. После вытаивания ледяных клиньев образуются рвы, которые быстро расширяются и превращаются в овраги, а центральные части полигонов сохраняются в виде небольших холмов высотой несколько метров, называемых байджерахами. Местами термокарст и термоэрозия создают своеобразный бедленд криолитозоны, представляющий собой сильно расчлененный бугристо-овражный рельеф байджерахов. На берегах морей и океанов развита термоабразия (см. гл. 7.3). Аккумулятивные низкие берега под влиянием термоабразии отступают со скоростью несколько десятков метров в год, что приводит к довольно быстрому исчезновению низких островов. 10. 2 Рельеф перигляциальной зоны Термином перигляциал (греч. – около, вокруг, с края) обозначают природные процессы и образования, происходящие сейчас (или в прошлом) в непосредственной близости от ледников. Соответственно рассматривают современный живой перигляциал и древний, или ископаемый. Формирование перигляциальной зоны такая же характерная черта плейстоцена, как и развитие грандиозных материковых ледниковых покровов. В обширных перигляциальных зонах в условиях низких температур и малого количества осадков формировался комплекс криогенных нарушений, поэтому А.А. Величко рассматривал их как зоны реликтовой криогенной морфоскульптуры (см. гл. 8.2). Дальнейшие исследования показали, что перигляциальная зона – это не только и не просто область, окаймляющая ледник, с низкими температурами и многолетней мерзлотой. Прежде всего, это область специфического климата и специфических процессов, особая ландшафтная зона, формирующаяся во время оледенений под влиянием ледника. Влажный и холодный климат в начале ледниковой эпохи сменялся в конце сухим и холодным. Значительная аридизация климата в конце ледниковой эпохи была обусловлена тем, что устанавливающийся над ледником антициклональный режим, вызывал смещение путей циклонов далеко к югу. Вследствие сухости в приледниковой зоне исчезали леса, и развивалась перигляциальная растительность, в которой смешивались полярные растения и ксерофиты с участием галофитов. Формировались холодные приледниковые степи – тундростепи. Перигляциальные ландшафты плейстоцена не похожи ни на ландшафты областей вечной мерзлоты, ни на аридные ландшафты. В современных условиях практически нет аналогов перигляциальным ландшафтам плейстоцена, прежде всего потому, что в умеренных широтах высота Солнца в плейстоцене не могла быть такой, как на современном Крайнем Севере, а это определяет разные скорости природных процессов. Исследователи по-разному оценивают протяженность перигляциальной зоны в эпохи плейстоценовых оледенений. Исходя из распространения следов многолетней мерзлоты в отложениях плейстоцена, предполагают, что южная граница перигляциальной зоны в поздневалдайское время проходила через Днепропетровск – Волгоград. Интерес к изучению перигляциальной зоны понятен, потому что она занимает огромную площадь. Перигляциальные отложения - объект изучения палеогеографии. На основании реконструкции климатических условий прошлого прогнозируются изменения природной среды в будущем. Одной из основ палеогеографии является перигляциальная геоморфология – отрасль геоморфологии и мерзлотоведения, изучающая процессы и формы рельефа в перигляциальной зоне. Поскольку территория обширной перигляциальной зоны интенсивно освоена человеком, большое значение имеет прикладной аспект, а именно инженерно-геологические, гидрогеологические и геолого-съемочные исследования в целях строительства, поисков строительных и россыпных полезных ископаемых. На огромных пространствах перигляциальной зоны в эпохи плейстоценовых оледенений господствовали специфические физические процессы, которые привели к образованию перигляциальных отложений и моделировке земной поверхности – заполнению речных долин констративным аллювием, «оплыванию», выполаживанию и отступанию склонов. В условиях аридного климата развивались процессы дефляции и эоловой аккумуляции, вследствие чего образовывались лёссы и песчаные массивы из песчаных и пылеватых аллювиальных, флювиогляциальных, элювиальных и прибрежно-морских осадков. Перигляциальные осадки не похожи ни на межледниковые, ни на современные. Они окрашены в бурые, желтоватые и коричневые тона и обычно состоят из мелкозема. Преобразование ледникового ландшафта в современный эрозионный ландшафт происходило в две стадии. На первой стадии холмистый моренный рельеф сглаживался вследствие денудации холмов и заполнения осадками котловин. Ведущие процессы при этом - плоскостной смыв и солифлюкция. На второй стадии ведущую роль играют процессы линейной эрозии. С перигляциальным климатом связана именно первая стадия переработки ледникового рельефа. Суровый перигляциальный климат способствовал развитию физического выветривания и усиленной денудации. В результате физического выветривания формировались «каменные моря», которые сохранились местами на скальных водораздельных поверхностях. В условиях многолетней мерзлоты интенсивно протекала солифлюкция, приводившая к выполаживанию склонов. Перигляциальные склоновые процессы обнаруживаются по характерным смятиям слоев (криотурбация). Криотурбации – это текстуры горных пород, возникающие под влиянием мерзлотных процессов, в виде завихрений, мелкой складчатости, загибов, колец и др. При морозобойном растрескивании образовывались полигональные грунты и ледяные клинья, которые после вытаивания заполнялись грунтом (см. гл. 8.2). Сейчас они известны под названием псевдоморфоз. Псевдоморфоза – внедрение одной осадочной толщи в другую по трещинам, созданным мерзлотой и когда-то заполненным льдом. Реликтовый полигональный микрорельеф контролирует заложение мелких эрозионных форм (борозд, промоин), влияет на плановые очертания малых водосборов, отражается в характере почвенно-растительного покрова. На второй стадии основную роль играют процессы линейной эрозии. Непосредственно в областях, примыкающих к краю ледника, но за пределами конечноморенных гряд, рельеф формировался под влиянием талых ледниковых вод. Если поверхность была достаточно плоской, то талые ледниковые воды образовывали блуждающие потоки, перегруженные вымытым из ледника моренным материалом. Этот материал, представленный песками, часто с галькой и мелкими валунами, осаждался из-за резкого уменьшения гидростатического напора за пределами ледника. В результате формировались водораздельные зандры (дат. – песок) - пологоволнистые равнины, состоящие из отдельных плоских конусов выноса большого радиуса (зандровые конусы), расположенных перед краем конечных морен. Мощность зандров и крупность частиц убывает от края ледника. На их поверхности есть неглубокие впадины (золи), заполненные водой или торфом. Эти впадины похожие на блюдца имеют термокарстовое происхождение. Если сток происходил по расположенным у края ледника понижениям или доледниковым речным долинам, то потоки талой воды формировали долинные зандры – вытянутые песчаные равнины. Они широко распространены в Северной Германии, Польше, Полесье, Мещёре. Фрагменты долинных зандров образуют высокие террасы современных (голоценовых) речных долин. Часто зандры древних оледенений перекрыты более поздними отложениями (покровными суглинками), и на них формируются почвы. На песках зандров валдайского оледенения, неперекрытых покровными отложениями, растут сосновые леса. В современных условиях зандры образуются у края ледников аляскинского типа в Исландии. Если земная поверхность была наклонена вдоль края ледника, то ледниковые воды текли вдоль него в одном направлении и формировались долины стока талых ледниковых вод. На Северо-Германской и Польской низменности, в Вологодской области России отток воды по этим долинам шел на запад. Их ширина достигала местами 25 км. Долины неглубоко врезаны, потому что по мере отступания ледника талые воды покидали старую долину и формировали новую, ближе к фронту отступающего ледника. В настоящее время долины стока талых ледниковых вод частично унаследованы долинами рек (Эльба, Одер), но в основном представляют собой слабо выраженные плоскодонные вытянутые понижения, заполненные крупнозернистыми флювиогляциальными и аллювиальными песками. В условиях затрудненного стока возникали временные подпрудные приледниковые озера. Иногда они были очень большими. Например, площадь одного из таких озер в Северной Америке достигала почти 300 тыс. кв. км при глубине до 180 м. В периоды их стабильного состояния образовывались формы берегового рельефа: абразионные уступы, береговые валы, дельты впадавших рек. После спуска приледниковых озер оставались обширные плоские участки их бывших днищ, сложенные озерноледниковыми отложениями. Одной из разновидностей озерных отложений, обладающих ритмичной слоистостью, являются ленточные глины. Они образуются там, где талые ледниковые воды вливались в приледниковые озера. Летом они приносили во взвешенном состоянии песчано-глинистый материал, поэтому летние слои мощные, сложенные светлыми тонкозернистыми песками. Зимние слои образовывались из отстоявшейся мути, поэтому они тонкие и состоят из темной глины. Пески и глины переходят друг в друга и образуют годичные слои, называемые лентами. Чередование годовых отложений отчетливо различимо, так как переход от песка к глине заметен по смене цвета. Мощность слоев меняется от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров в зависимости от климата. При теплом лете происходило более интенсивное таяние, вследствие чего мощность слоев увеличивалась. На подсчете годичных слоев ленточных глин основана варвохронология (швед. – годичная лента) – метод оценки абсолютного возраста ритмично слоистых (ленточных) отложений приледниковых озер, предложенный Г. де Геером в 1878 г. Если разрезы с ленточными глинами находятся в 1 км друг от друга, то можно провести корреляцию кривых мощности. Построенная по данным варвохронологии шкала Г. де Геера охватывает период в 17 тыс. лет и частично подтверждена данными радиоуглеродного датирования. Поскольку в перигляциальной зоне широко распространены незакрепленные растительностью песчаные отложения, то здесь развивались эоловые процессы, и образовывались эоловые аккумулятивные формы рельефа (см. гл. 9.1). Наиболее характерными формами эолового рельефа являются параболические дюны. Они имеют вид узкого длинного изогнутого дугой вала высотой до 20 м. Параболические дюны формировались из песчаных валов при закреплении их краев растительностью. Середина вала продолжала двигаться под действием ветра, а концы оставались неподвижными, поэтому возникала дуга. Внутренний склон дуги (бывший наветренный) становился пологим (до 12о), внешний (бывший подветренный) – крутым (до 30о). Рога имеют разную длину и ориентированы против ветра, что важно при реконструкции палеогеографических обстановок позднеледникового времени. Сейчас они заросли и считается, что прекратили свое развитие. Параболические дюны встречаются в Польше, Полесье, Тверской и Ленинградской областях, где в современных условиях эоловые формы рельефа не образуются. Одной из дискуссионных и наиболее острых проблем палеогеографии является проблема происхождения лёсса. Само появление проблемы связано с тем, что в современных условиях лёссы не образуются. Это экзотическая порода, о происхождении которой можно только догадываться. Лёсс (нем. – нетвердый, рыхлый) – неслоистая мелкопористая карбонатная порода, обычно светло-желтовато-серая (палевая), состоящая преимущественно из пылеватой и глинистой фракций. Породы, сходные с лёссами, - лёссовидные суглинки встречаются во всех генетических типах отложений перигляциальной зоны, а в других отложениях их нет. Лёссовидные суглинки отличаются от лёссов меньшим содержанием крупнопылеватой фракции, бóльшими колебаниями содержания других фракций, меньшей пористостью и просадочностью. Их окраска меняется от желтовато-бурой до красно-бурой. Обычно они содержат карбонаты. Бескарбонатные лёссовидные суглинки часто называют покровными суглинками. Считается, что лёссовидные суглинки имеют эоловый генезис, так как залегают на высоких участках междуречий, где нет делювиального переноса. Если они встречаются на речных террасах, то все равно их происхождение связывают с деятельностью ветра, так как от аллювиальных отложений они отделены ископаемыми почвами. Типичные лёссы залегают в основном на низменностях. Среди лёссов различают две фации: теплую и холодную. К теплой фации относится центральноазиатский лёсс, который накапливался в пустынях непрерывно с неогена (см. гл.9.1). К холодной фации принадлежат лёссы и лёссовидные суглинки перигляциальной зоны, где лёссообразование происходило в холодные и сухие фазы ледниковых эпох. Эоловая гипотеза, с помощью которой объясняли происхождение центральноазиатского лёсса, сначала не применялась к лёссу южнорусскому, потому что не было близко пустынь, откуда ветром выносилась бы пыль. П.А. Тутковский в 1899 г. предположил, что из-за сильного выхолаживания над ледником формировался устойчивый антициклон, поэтому по окраине ледника постоянно дули сухие и холодные ветры, которые иссушали приледниковые районы и превращали их в пустыню. Из пустынь ветер выносил пыль и откладывал южнее, в степях, на некотором расстоянии от ледника. По мере отступания ледника на север в том же направлении смещался пояс приледниковых пустынь, а вслед за ними и зона аккумуляции лёссовой пыли. Как было установлено позже, лёссы Подольской возвышенности имеют водноледниковое происхождение, а лессы Донецкого кряжа – элювиально-делювиальное. Согласно почвенной гипотезе Л.С. Берга в проблеме лёсса следует различать два вопроса: способ образования материнской породы и процесс превращения ее в лёсс. Способ образования материнской породы может быть разным - от морского до речного. Образовавшаяся материнская порода, прежде чем превратиться в лёсс, должна пройти длительный процесс облёссовывания, сходный с почвообразовательным процессом. Облёссовывание могло происходить только при наличии мелкоземистой карбонатной материнской породы (кварцевый песок в лёсс никогда не превратится) и в условиях сухого климата. За время отложения одного горизонта лёсса климат менялся, о чем свидетельствует распределение видов моллюсков в разрезах: в нижней части преобладают гигрофильные виды, обитатели луж, в верхней части – типичные наземные виды. В полных разрезах плейстоцена перигляциальной зоны лёсс и лёссовидные суглинки переслаиваются с горизонтами ископаемых почв, что является свидетельством изменений климата. В межледниковые эпохи в условиях теплого и влажного климата образовывался почвенный покров. Физические свойства лёссов определяют специфику формирующегося на их поверхности микрорельефа. Они хорошо держат вертикальные стенки, а при увлажнении образуют просадочные формы (западины, воронки). Лёссы и лёссовидные суглинки широко распространены на юге Русской равнины и Западной Сибири. На них сформировались острова лесостепных и степных ландшафтов в Восточной Сибири. Чередование ледниковых и межледниковых эпох оказало существенное влияние на формирование речных долин и их террасовых комплексов на всей обширной территории перигляциальной зоны. Образование плейстоценовых террас в долинах рек перигляциальной зоны связывают с тектоническими движениями и колебаниями базиса эрозии. Однако занос долин аллювием и последующее врезание русла могло происходить также вследствие изменений климата и ландшафтных условий в цикле оледенение-межледниковье. С этими циклами связано количество материала, поступающего в реку, и расход воды (в этом случае речь идет о климатических террасах). До сих пор этот вопрос не вполне ясен, потому что у границ оледенений констративный аллювий замещается флювиогляциальными отложениями и перекрыт мореной, значит, он накапливался до начала отступания ледника. Инстративный, перстративный и констративный аллювий выделяют по динамическим условиям образования. Инстративный, или выстилаемый аллювий откладывается в случае преобладания отрицательного баланса рыхлого материала. Это временные накопления небольшой мощности, представленные крупнообломочным материалом русловой фации, распространенные в верховьях рек или на отдельных участках русла, где по разным причинам усилена глубинная эрозия. Перстративный, или перестилаемый аллювий – это аллювий хорошо разработанных долин образующийся в условиях боковой миграции русел (меандрирования). Аллювий этой фазы четко делится на фации и имеет черты типичного аллювия. Его нормальная мощность 10-20 м. Констративный, или настилаемый аллювий образуется в условиях прогибания земной коры, компенсированного аккумуляцией речных наносов. Для него характерно чередование пачек, каждая из которых построена по типу перстративного аллювия и имеет аномальную мощность – сотни метров. Предполагают, что в начале ледниковья при влажном холодном климате реки были многоводны, с высокими растянутыми половодьями из-за медленного таяния снежного покрова. В долинах откладывались русловые грубые пески и пойменные илы. В них обнаружена пыльца растений, произраставших в холодном влажном климате. В конце ледниковья при аридизации климата с установлением собственно перигляциальной обстановки происходила усиленная денудация коренных склонов, их выполаживание и отступание. Увеличение твердого стока рек приводило к избыточной аккумуляции аллювия. Он наслаивался на сниженные выположенные части склонов и широко распространялся на прилегающих территориях, образуя грандиозные по ширине перигляциальные долины, выполненные половодно-ледниковым перигляциальным констративным аллювием. В начале межледниковья склоновые процессы постепенно ослабевали из-за зарастания склонов, уменьшалось количество материала, поступающего в русла, а объемы воды увеличивались. Вследствие этого начиналось врезание русел и формирование маломощного инстративного аллювия. Постепенно глубинная эрозия сменялась боковой эрозией, и в течение межледниковья (до начала последующего оледенения) происходило образование нормального перстративного аллювия. Таким образом, речные долины развивались циклически: наслоение аллювия сменялось усиленным врезанием реки вследствие изменения климата в плейстоцене. Считается, что в ледниковые эпохи были колоссальные реки там, где современный водоток едва заметен. На реках России насчитывается от 2 до 12 и даже 17 разновозрастных террасовых уровней, образующих лестницу террас. Пойменная терраса голоценовая, а более высокие и ранние по времени образования – плиоцен-плейстоценового возраста. Лестница террас – летопись неоднократного чередования фаз врезания русла и фаз его относительной стабилизации. Не прекращается дискуссия о времени накопления и врезания, поскольку во многих районах накопление аллювия шло в межледниковье, а размыв и углубление соответствуют ледниковым эпохам. В современных геоморфологических ландшафтах сосуществуют две категории форм рельефа: активные, развивающиеся в современных климатических условиях и реликтовые, чуждые современным условиям. На равнинах Евразии и Северной Америки с севера на юг происходит постепенная смена типов морфоскульптуры и в целом прослеживается морфоскульптурная зональность. Реликтовая ледниковая морфоскульптура, которая совершенно не связана с современным климатом и современными рельефообразующими процессами, образует целую зону. В ее пределах выделяются подзоны: северная подзона - со свежими формами рельефа последнего оледенения; средняя подзона – с формами предпоследнего оледенения, переработанными перигляциальными и эрозионными процессами; южная подзона - в области распространения максимального оледенения, где древняя ледниковая морфоскульптура заменена эрозионной. В горах изменения рельефа с высотой не всегда зависят от климата. Чаще они связаны с геологической структурой, историей развития, чередованием фаз расчленения и выравнивания. В каждом случае эти факторы переплетаются, но все же в целом в горах можно проследить ярусность морфоскульптуры. В нижнем ярусе гор преобладают крутые склоны, созданные глубинной эрозией рек, обычно занятые горными лесами. В среднем ярусе развиты сравнительно пологие и мягкие формы рельефа, созданные деятельностью плейстоценовых ледников (древние троговые долины, цирки, кары, гряды морен). Широко развиты осыпи и каменистые россыпи. Протяженность этого яруса, находящегося между уровнем современной снеговой границы и уровнем сниженной снеговой границы времени максимального оледенения, по высоте около 1 км. К нему приурочен пояс альпийских и субальпийских лугов. В верхнем нивальном ярусе развит резко очерченный «альпийский» рельеф.