БСЭ БСЭ - Большая Советская Энциклопедия (СС)

Наряду с этими чертами на поздних этапах кайнозоя выявляется ещё одна особенность — ритмичные (колебательные) изменения климата. Эти изменения фиксируются в разрезах кайнозойских отложений ещё до начала антропогена, будучи хорошо выраженными, начиная с эоплейстоцена, но только собственно в плейстоцене они достигают такой амплитуды, что вызывают возникновение покровных оледенений, распространявшихся на равнинных территориях СССР в эпохи похолоданий и деградировавших в тёплые — межледниковые — эпохи.

В течение плейстоцена для равнин характерны 3 крупные волны похолодания, разделённые эпохами потепления. В раннем плейстоцене выделяется древнейшее достоверно установленное оледенение — окское. В Европейской части оно распространялось на юг до 52—54° с. ш., в Сибири (где оно выделяется под названием демьянского) границы его не установлены. Сменившее его лихвинское межледниковье характеризовалось более тёплым, чем современный, климатом и большим распространением широколиственных лесов; в южной половине Восточно-Европейской равнины господствовали почвы, близкие к почвам субтропиков.

Средний плейстоцен был временем наибольшего развития оледенения. Центр формирования Европейского ледникового щита был расположен на Скандинавском полуострове за пределами территории СССР. В максимальную — днепровскую — ледниковую эпоху льды продвинулись далеко на юг по долинам Днепра и Дона. Мощность льда достигала 2—2,5 км.

На большие расстояния распространялись и льды с островов Новой Земли (Новоземельский центр), достигая Печоры и северного побережья Кольского полуострова. В Сибири в среднем плейстоцене льды также достигали максимального распространения, хотя и не продвигались к югу так далеко, как в Европейской части СССР. Граница самаровского оледенения в Западной Сибири проходила несколько южнее устья р. Иртыш, а восточнее Оби смещалась дальше к С. В области Урало-Сибирских ледниковых покровов выделяется несколько центров оледенения — на Полярном Урале, в горах Путорана и Бырранга, на Северной Земле, на Анабарском щите. Мощность ледников Сибири не превышала 1 км. Отличительной особенностью среднеплейстоценовой ледниковой эпохи в Западной Сибири было её совпадение по времени с трансгрессией моря, вызванной локальным тектоническим прогибанием. В течение среднего плейстоцена отчётливо выделяются 2 волны похолодания, разделённые тёплым промежутком. Второе продвижение льдов в среднем плейстоцене — московское в Европейской части, тазовское в Западной Сибири, было менее значительным, чем первое; граница ледника на Восточно-Европейской равнине располагалась несколько севернее и западнее Москвы.

Последовавшее за среднеплейстоценовым оледенением межледниковье — микулинское, или мгинское, отличалось от современной эпохи более высокими температурами и большим количеством осадков, но было менее тёплым, чем предыдущее — лихвинское. Микулинское время ознаменовалось трансгрессией относительно тёплых морских вод в пределы северных равнинных областей территории СССР (т. н. бореальная трансгрессия); отложения этой трансгрессии встречаются на С. Восточно-Европейской равнины до высоты 80—100 м над современным уровнем моря.

Поздний плейстоцен также ознаменовался оледенением, носившим в Европейской части (где граница его распространения совпадала с Валдайской возвышенностью) название валдайского, а в Сибири — зырянского. Размеры этого оледенения были значительно меньше, чем среднеплейстоценового, хотя климатические условия валдайской эпохи были очень суровыми (что даёт основания считать её «главным климатическим минимумом» плейстоцена). В пределах позднего плейстоцена, кроме того, выделяется 2 похолодания, разделённых потеплением. Последнее похолодание и продвижение льдов в Европейской части произошло 20 тыс. лет назад. После этого ледник в пределах равнинной части отступал до полного исчезновения (около 10 тыс. лет назад).

Иные закономерности развития оледенения были свойственны горным районам В. и Ю. СССР. На С.-В. СССР в течение всего плейстоцена наиболее характерным типом оледенения был горно-долинный; в максимальные фазы льды выходили в краевые части равнин, образуя ледники подножий, например в западных предгорьях Верхоянского хребта. Наиболее четко выражены следы позднеплейстоценового оледенения, особенно его заключительной — сартанской стадии (12—14 тыс. лет назад). В развитии оледенения горного пояса, расположенного у южных границ СССР, проявилось влияние тектонических и климатических факторов. Оледенение в столь южных широтах стало возможным благодаря тектоническому поднятию территорий и, однажды возникнув, существовало на большей части горных массивов в течение всего плейстоцена; колебания размеров ледников были связаны в основном с климатическими ритмами.

Влияние ледниковых эпох и в особенности самих оледенений на современную природную обстановку было разнообразным. Оледенения оставили следы в рельефе в виде хорошо выраженных конечных моренных гряд (на линии таяния ледника), сплошного покрова ледниковых образований к С. от границ таяния — область, обладающая холмисто-западинным рельефом, а также в виде особого типа обработки поверхности суши вблизи центров оледенения (например, на Кольском полуострове), где огромная масса движущегося льда уничтожила более древние рыхлые отложения и отшлифовала поверхность выходов коренных пород. Талые воды ледников стекали по понижениям рельефа, частично используя долины рек, заложившиеся ещё в доледниковое время. На пониженных участках блуждание потоков талых вод, переотлагавших принесённый ледником материал, создало плоские обводнённые зандровые равнины. Там, где рельеф препятствовал стоку вод, образовались обширные приледниковые бассейны (например, на Западно-Сибирской равнине).

С формированием ледниковых щитов и покровов связаны колебания уровня Мирового океана. В ледниковые эпохи этот уровень значительно снижался, в первую очередь потому, что огромные массы воды образовывали ледниковые щиты и покровы и были тем самым на длительный срок выведены из влагооборота. Подобное гляциоэвстатическое снижение уровня океана в позднеплейстоценовую ледниковую эпоху составляло около 100—110 м; при таянии ледников в межледниковья уровень океана снова повышался. Изменения циркуляции атмосферы, связанные с возникновением ледниковых щитов, а также колебания испаряемости с поверхности водоёмов вызвали существенные изменения увлажнённости внеледниковых территорий. В частности, в Средней Азии отчётливо устанавливаются эпохи несколько большей увлажнённости, называемые плювиальными и приблизительно синхронизируемые с оледенениями равнин. Похолоданиям климата в основном соответствовали и трансгрессивные фазы Каспийского бассейна.