Взаимосвязь рельефа с климатом и тектоническим строением на территории Евразии

Иногда такое соответствие нарушается. Причина этому - активные неотектонические движения, одновременно охватывавшие разновозрастные и  разнотипные тектонические структуры.

В целом, в общих своих  чертах рельеф Аравии заметно отличается от рельефа Европы своей грандиозностью, высотой, мощью горных систем, достигающих  наибольших на земном шаре высот - до 8848 м в Гималаях (г.Эверест или  Джомолунгма) и до 8611 м в Каракоруме (г.Чогори или Дапсанг).

Рельеф Азии имеет важное значение как природный фактор. Величайшие горные хребты изолируют Центральную  Азию от краевых частей материка в  климатическом, гидрологическом и  биогеографическом отношении.

Здесь в центре Азии находится  высочайшее и самое большое по территории нагорье Тибет.

Огромные равнины Зарубежной Азии - Великая Китайская, Индо-Гангская - по своим размерам не могут идти в сравнение с равнинами Зарубежной Европы.

Рисунок 3 – Рельеф Евразии

Глава 2 Взаимосвязь рельефа с климатом на территории Евразии

Эта глава ставит своей задачей осветить роль климата в рельефообразовании. Взаимоотношения между климатом и рельефом весьма разнообразны. Климатом же определяется в значительной мере распространение и группировка и других экзогенных факторов формирования рельефа, а следовательно, и характер возникающих под их совокупным воздействием на земную поверхность форм рельефа. В связи с этим рельеф, по крайней мере в своих более мелких, не тектонически обусловленных чертах, подчиняется в некоторой степени закону климатически обусловленной зональности, четко сформулированному великим русским географом и почвоведом В. В. Докучаевым. Эта зональность вытекает не только из неравномерного распределения по земной поверхности вследствие ее шарообразной формы тепла, получаемого от Солнца, но также является следствием этой неравномерности и в связи с другими действующими силами системы общей циркуляции атмосферы. В последней также ярко проявляется зональное расположение систем воздушных течений, определяющих зональную дифференциацию климатов.

Климат может влиять на процессы рельефообразования или непосредственно, или же это влияние проявляется  путем преломления климатических  факторов в других природных компонентах  географического ландшафта —  через гидросферу, растительный покров. Приводимые ниже конкретные примеры  таких прямых и посредственных влияний  дают возможность лучше понять сказанное. Следует отметить, что общая циркуляция атмосферы, хотя и вытекает сама из зональной неравномерности нагревания земной поверхности, тем не менее, накладываясь на эту зональность, способна вызывать в пределах той или другой зоны отчетливо выраженную климатическую дифференциацию, находящую себе выражение и в процессах рельефообразования.

2.1 Влияния климата  на рельефообразование через гидросферу

Так, в зоне умеренных  широт (40—60°), где господствуют западные воздушные течения, по западным окраинам материков мы находим резко выраженные черты океанического, в общем  умеренного и влажного климата. По мере продвижения в пределах тех же широт к востоку, все более  и более начинают проявляться  черты континентальности климата, особенно резко сказывающиеся в  тех случаях, когда распространению  на восток океанических влияний препятствуют меридионально протягивающиеся  крупные орографические элементы (например, горы Скандинавии, Уральский хребет). В конце концов в центральных  частях материка Евразии континентальные  черты климата приобретают столь  резкую выраженность, что пустынный  режим субтропических широт со свойственным ему своеобразием пустынного рельефообразования проникает далеко на север, в зону умеренных широт. Так, пустыни Средней  Азии и Казахстана проникают в  области «Тургайских Ворот» до 48°  с. ш., а в Монгольской Народной Республике, по данным Э. М. Мурзаева, еще  дальше — до 50° с. ш. Если перейти  теперь от зоны средних широт в  зону пассатной циркуляции, то здесь  мы встретим существенно иные условия. Дующие здесь по направлению к  экватору пассаты, отклоняясь вращением  Земли к западу, обусловливают  у западных берегов материков  морские течения, несущие к экватору более холодную воду субтропических широт. Наличие этих «холодных» течений, идущих вдоль берегов, создает температурный  контраст между сушей и морем, определяющий собой континентальные  черты климата прилежащей суши. В  результате, пустыни подходят здесь  вплотную к самому берегу океана. Здесь  мы имеем, таким образом, пример влияния  климата через гидросферу.

2.2 Влияние климата  на рельефообразование через  растительный покров

На материке Евразии годовое  количество осадков прогрессивно уменьшается  по мере движения от бореальной таежной  зоны северного полушария на юг через  лесостепную, степную и полупустынную  зоны к зоне субтропических пустынь. В связи с этим в пределах бореальной лесной зоны мы находим сравнительно густую эрозионно-долинную сеть и эрозионный рельеф является здесь основным морфологическим  типом. В противоположность этому, в пустынях Старого Света, при  крайне незначительном (часто менее 100 мм в год) количестве атмосферных  осадков, поверхностный сток иногда на протяжении ряда лет почти или  совершенно отсутствует, и эрозионные формы здесь образуют крайне разреженную  сеть. Вместо них здесь главную  роль в рельефообразовании играет ветер. Благоприятными условиями для развития деятельности последнего здесь являются - 1) равнинный большей частью характер местности; 2) отсутствие древесной  растительности, ослабляющей силу ветра; 3) нередко полное отсутствие травянистой  растительности, защищающей почву от развивания в странах влажного климата, и 4) сухость почвы, благодаря которой почвенные частицы имеют малую связность и легко отрываются ветром одна от другой.

Между лесной зоной и зоной  пустынь протягивается промежуточная  полоса семигумидного и семиаридного климата, представленная в ландшафтном  отношении зонами степей и полупустынь, с количествами годовых осадков  меньшими, чем в бореальной лесной зоне, но значительно большими, чем  в зоне тропических пустынь. Можно  было бы ожидать при таких условиях, что и степень развития эрозионных форм (густота их сети) будет убывать  постепенно с севера на юг. На деле, однако, это оказывается не так. Возвышенно-равнинные  пространства с наиболее густой сетью  эрозионных рытвин, созданных большей  частью временными водотоками, оказываются  приуроченными как в Евразии, так и на Северо-Американском материке к областям климатов, переходных от влажных умеренных к сухим пустынным — к зонам степного и полупустынного климата. Именно здесь видно развитие таких эрозионных типов рельефа, как овражный рельеф лесостепной и степной зон Европейской части России, как рельеф «bad lands» — дурных земель сухого Запада Северной Америки или некоторых местностей Закавказья и Средней Азии. Поверхность в этих ландшафтах бывает настолько густо изрезана овражными рытвинами временных водотоков, что крутые склоны соседних оврагов часто пересекаются между собой непосредственно, образуя острые гребни и не оставляя хотя бы незначительных участков первичной ровной поверхности. Причина этого явления опять-таки лежит в климатических особенностях степных и полупустынных областей — в крайне неравномерном распределении в течение года атмосферных осадков. Осадки концентрируются на очень короткий период, например на два весенних месяца — март и апрель — на юге Средней Азии. Однако в этот кратковременный период их бывает достаточно, чтобы мог образоваться поверхностный сток в виде многочисленных временных водотоков. Вслед за этим следует, однако, длительный, до нескольких месяцев период засухи, когда вся травянистая растительность выгорает и к концу засушливого периода от нее не остается никакого следа, зимой же развитию растительности препятствуют низкие температуры. Таким образом, к началу следующего дождливого периода почва оказывается совершенно не защищенной растительностью от размыва, и эрозионная деятельность временных водотоков при подходящем грунте может развиваться чрезвычайно интенсивно. На этом примере можно видеть, как климат влияет на рельефообразование через растительный покров.

2.3 Отражения климата  в характере, темпе и условиях  рельефообразования

Сам рельеф как крупными своими элементами, так и мелкими может влиять на климат, сообщая ему некоторые особенные черты, вызывая климатическую дифференциацию.

Здесь достаточно будет напомнить  хорошо известный факт, что высокие  горные хребты, поднимающиеся на пути влажных воздушных течений, являются климаторазделами, имея по одну сторону  климат влажный, богатый осадками, по другую сторону— сухой. Чем выше хребет, тем резче контраст. Примером таких  различий может служить Эльбурс, северный склон которого обращенный к Каспийскому морю, получает большое количество осадков и одет пышными широколиственными лесами субтропического типа, тогда как южный склон, обращенный ко внутренним частям Иранского нагорья, является сухим и пустынным.

Такой же разительный контраст представляют южный склон Восточных  Гималаев, находящийся под воздействием морского летнего муссона, и северный тибетский склон. Эта обусловленная  орографией дифференциация на влажную  и сухую сторону находит себе и обратное, морфологическое, выражение. Ниже видно, что реки, получающие обильное питание атмосферными осадками, отличаются способностью к интенсивной регрессивной эрозии — способностью быстро врезаться своими верховьями все дальше и дальше в водораздельное пространство. Благодаря этой особенности реки влажного склона горного хребта быстрее врезаются в водораздел, чем реки сухого склона, пропиливают его и выходят вершинами на противоположную, сухую его сторону. При этом они нередко перехватывают верхние участки рек «сухого» склона и направляют их течение в противоположную сторону. Водораздельная линия, таким образом, постепенно смещается в сторону сухого склона и наиболее высокие вершины первоначального водораздела часто оказываются лежащими на «влажной» его стороне. Это и наблюдается в Гималаях. В Эльбурсе реки каспийского склона уже пропилили несколько параллельных цепей этой горной страны и перехватили реки продольных долин между цепями, направив их течение в Каспий.

Не только крупные, орографические черты рельефа, но и мелкие могут  оказывать влияние на климат, вызывая  микроклиматическую дифференциацию на небольших пространствах в приземных  слоях воздуха. Даже на равнинах, лежащих  невысоко над уровнем моря, где  колебания высот незначительны, эрозионное расчленение создает  отчетливо выраженные микроклиматические особенности на разно ориентированных  по отношению к лучам Солнца склонах  долин. Это находит себе выражение  в более сильном нагревании и  более быстром высыхании сильнее  инсолируемых южных склонов, сравнительно с теневыми северными. Растительный покров на южных склонах более  разреженный. Все это не может  не отражаться в различном ходе процессов  денудации на склонах разной экспозиции, что часто приводит к асимметричному поперечному профилю долин, различной  степени расчлененности склонов  эрозионными рытвинами и т. д.

Если рельеф может создавать  климатическую дифференциацию земной поверхности в горизонтальном направлении, то такая же дифференциация, и притом на более коротких расстояниях, проявляется  и по вертикали в тех случаях, когда литосфера резко выдается в более высокие слои атмосферы: на склонах высоких гор, от подошвы  до вершин, наблюдается отчетливо  выраженная климатическая «поясность». Последняя может находить себе выражение  и в морфологии склонов. Так, в  верхних горизонтах гор благодаря  более резким суточным колебаниям температуры  почвы и скат (понижению ее в  ночное время ниже 0°) интенсивно протекает  физическое выветривание, сказывающееся  в обилии здесь грубообломочных  продуктов этого выветривания (щебневые и глыбовые осыпи и россыпи) и  в руинообразном облике скалистых  вершинных частей, где в мелких формах резко проявляется свойственная горным породам форма отдельности.

Хотя изменения климатических  условий по вертикали происходят плавно и непрерывно, однако постепенное  количественное изменение какого-либо метеорологического элемента может  иногда в определенных критических  точках вызвать резкое качественное изменение. В высоких горах такой  критической высотой является климатическая  снеговая линия. Она образует нижнюю границу хионосферы — того слоя воздушной оболочки Земли, в котором  проявляется рельефообразующая  роль снега и льда и возникают  гляциальные формы рельефа. Но изменение  высотного положения снеговой линии  как явления климатического происходит как в пространстве, так и во времени. В период четвертичного  оледенения снеговая линия во многих горах (в Альпах, на Кавказе) проходила, например, на 1200 м ниже современного ее положения. Если выше современной  снеговой линии гляциальные формы  рельефа продолжают развиваться  по свойственным им законам и в  настоящее время» то в высотном поясе  между современной и плейстоценовой снеговой линией эти формы являются уже реликтовыми, их дальнейшее развитие идет по иному пути — регрессивно, давая в связи с этим морфологически отличные формы.

В каждой достаточно высокой  горной стране имеется зона «максимальных  осадков». Абсолютная высота этой зоны зависит от широтного положения  горной страны, от ее океанического  или внутриконтинентального положения, от ориентировки по отношению к приносящим осадки воздушным течениям и т. д. Можно предполагать, что в этой зоне многие процессы рельефообразования — смыв продуктов выветривания дождевыми  струями, карстообразование в горах, сложенных известняками и доломитами,—  протекают интенсивнее, чем в  выше- и нижележащих, поясах тех же гор.