Ландшафти і палеоландшафти: загальні тенденції змін (реферат)

Реферат на тему:

Ландшафти і палеоландшафти: загальні тенденції змін

Головна відмінність сучасних ландшафтів від давніх полягає в тому, що
перші реально існують сьогодні, а другі – ми відтворюємо лише в своїй
уяві. Вони є реконструйованими на основі досліджень окремих цілісних
решток давньої природи: пам’ятників, тобто рельєфу, відкладів,
палеонтологічних знахідок артифактів та ін., а також непрямих показників
(індикаторів). Давні ландшафти вивчають за системою палеогеографічних
методів на рівні макро-, мезо-, і мікроетапів, виявляють критерії
формування індивідуальних рис зональних ландшафтів.

Теоретичні розробки з ландшафтознавства корифеїв Львівської школи
К.І. Геренчука, Г.П. Міллера та їхніх вихованців і послідовників
А.В. Мельника, В.М. Петліна, І.М. Волошина дають основу для
використання принципу актуалізму. Роботи, присвячені дослідженням
опорних розрізів плейстоцену О.М. Адаменка, А.Б. Богуцького,
І.П. Ковальчука, П.К. Волошина (іноді в співробітництві з польськими
науковцями) у Передкарпатті і Карпатах, є прикладом поєднання знань про
сучасну і давню природу, що знаходять вихід у палеогеографічних
реконструкціях.

Аналіз тенденцій змін палеоландшафтів дає змогу розглянути наші
сьогоденні проблеми на тлі глобальних закономірностей розвитку природи.
Формування геосфери, біосфери, педосфери, атмосфери, палеоландшафтів
проходило в умовах глобальних змін клімату, зумовлено дією чинників, які
становлять три основні групи: космічні, внутрішні, палеогеографічні [2,
3].

Серед космічних чинників важливими є формування Землі як планети,
взаємодія її з іншими небесними тілами, характер руху Землі в сонячній
системі. Основними з них є сонячна активність, особливості руху сонячної
системи, зокрема, нерівномірність руху Землі. Вплив цих чинників є
причиною багатьох явищ, що проявляються у ландшафтній оболонці.

Внутрішні чинники проявляються в основному під час дії радіоактивності

геохімічного акумулятора зсередини Землі, хімічних реакцій, космічного
випромінювання. Найсуттєвішими з цих процесів вважають радіогенне
генерування тепла і гравітаційну диференціацію. Дуже істотно впливав на
географічну оболонку магматизм, що змінював рельєф, був джерелом газів,
супроводжував рухи земної кори. Головні фази орогенезу та інтрузивність
магматизму були глобально синхронними. Основне магнітне поле
(полярність, напрями векторів) змінювалися з часом, причому зміна
відбувалася дуже швидко – протягом 10 тис. років і майже одночасно на
всій земній кулі. Інтервали частих інверсій збігаються з кінцевими
частинами геотектонічних циклів – каледонського, герцинського,
альпійського повторюються приблизно через 200 млн років, збігаються
також з великими світовими трансгресіями.

Палеогеографічні чинники. Ці чинники щодо природи земної поверхні є
внутрішніми. Вони можуть бути поділені на дві групи: природні і такі, що
зумовлені діяльністю людини. Загалом розглядають природні чинники, а з
соціальних згадують лише ті, що істотно впливають на деякі чинники
природного генезису, зокрема, – палеокліматичні. Одними з
палеогеографічних (географічних) чинників є материки і океани, зміни
їхнього розміщення і площі. Наслідками цих змін та впливу космічних
чинників є ритмічні коливання рівня Світового океану, трансгресії і
регресії – синхронні зміни природи земної поверхні, зокрема
палеоклімату. Є щонайменше дві позиції трактування розвитку материків та
океанів в історії Землі – фіксистська і мобілістська.

Характер суші, її рельєфу в історії Землі змінювався також незворотно і
ритмічно. Аналогічно розвивались давні гідросфера і клімат. Одним з
показників їхньої зміни, як і ландшафтної оболонки взагалі, є материкові
зледеніння. Протягом фанерозою, як вважається, їх було три:
ордовицько–силурійське, карбоново–пермське і кайнозойське, а в криптозої
– три льодовикових палеомегаепохи.

Одним з найважливіших внутрішніх чинників є палеобіосфера (біосфера),
коли її розуміти як сукупність існуючих на Землі протягом даного часу
рослинних і тваринних організмів. Вона протягом більше ніж 4 млрд років
є основним перетворювачем решти палеогеографічної оболонки – складу і
характеру атмосфери, гідросфери, земної кори. З усіх компонентів
ландшафтів біосфера характеризується найчіткішою незворотністю, а також
підсиленням сталості її розвитку (клімакс, гомеостаз) і, отже,
інваріантності палеоландшафтів.

Із соціальних чинників, які найістотніше впливають на зміни природи
земної поверхні та довкілля, є зміни складу атмосфери, клімату,
зростання кількості населення, надмірне збільшення промисловості та
надмірне використання природних ресурсів – чинники, що руйнують
біосферу, особливо протягом останніх 100–150 років. Напрямки природних і
антропогенних змін не збігаються.

Етапність. Однією з головних закономірностей розвитку природи і,
зокрема, давньої та сучасної географічної оболонки Землі є етапність.
Етапність – це стала, істотна, повторювана в часі властивість природи
загалом та окремих її сторін, наприклад, палеоклімату, поділятися на
відособлені відрізки її історії: етапи різних таксонів. Етап будь-якого
таксона істотно відрізняється від інших етапів. Етапність є наслідком
взаємодії двох основних законів природи – незворотності та ритмічності.
Тому природа кожного етапу неповторна. Палеогеографічні і
палеокліматичні етапи характерні давній історії природи з часу
виникнення Землі як планети і до останнього, перед сучасним, палеоетапу,
що закінчився близько 150 років тому. Неповторність палеоетапів
зумовлена також дією в кожному з них іншої головної закономірності
розвитку природи Землі, а саме: і поетапної географічної диференціації
[3].

Диференціація є підставою для створення різних таксономічних шкал
етапності природи: глобальної, зональних (поясних), регіональних та
локальних.

Тенденції змін палеоландшафтів пов’язані з загальними тенденціями змін
клімату. Палеоклімат Землі від 4,5 млрд років (чи більше) до останніх
150 років аналізували різні дослідники. Так, за Бруксом [1], глобальна
температура (виявлена і вирахувана) з часом змінювалась залежно від змін
площ суші, гіпсометричного рівня суші, океанічних течій, вулканічної
діяльності, загалом повторюючи їхню ритміку. Ця температура від кінця
кембрію до пліоцену знижувалась, особливо ж у четвертинному періоді.
Інколи вона опускалась до 3о – 0о С і нижче. Це були альгонк, девон
(ранній), карбон і перм, юра, пізня крейда і четвертинний період – етапи
материкових зледенінь.

У 1974 р. А. Мейєргоф і Г. Мейєргоф на графіку евапоритових максимумів і
мінімумів, тобто посушливих і менш посушливих етапів, від рифею до
пліоцену зобразили два зледеніння в докембрії (? 800 млн років і понад
600 млн років тому; (останнє – це т.зв. всесвітнє зледеніння) і шість
максимумів сухості – на межі девону і карбону, в середньому – пізньому
карбоні й пермі (Гондванське зледеніння), в ранній юрі, пізній крейді, і
четвертинному періоді. Напрямок зменшення сухості – від кембрію до
четвертинного періоду, а зменшення зледеніння – від часу всесвітнього
зледеніння до пізньої крейди.

М.О. Ясаманов [7] не лише розглянув зміни глобальної температури у
фанерозої від кількості вуглекислого газу та зв’язків різних чинників
палеоклімату, але і створив шість глобальних поетапних схематичних
палеокліматичних карт-реконструкцій. Найвищі глобальні температури
встановлені і вирахувані для девону. Тоді значні площі материків
розміщувались у районі південного полюса (південь Пд. Америки, південь
Африки, Антарктида) і в цьому ж районі навкруги полюса був субтропічний
пояс. Це мусило б свідчити про принципово інші причини тодішньої
географічної зональності на Землі. Графіки зміни середньої глобальної
температури нерівномірно зменшуються від девону до квартера.

Життя виникло при переході хімічної еволюції речовини до еволюції
біологічної, але немає відповіді, що давніше – Земля чи життя на ній.
Вік Землі за сучасними оцінками – 4,5 млрд років. Але за оцінками деяких
палеонтологів, збереглося лише 0,01% від кількості видів, що населяли
Землю.

За даними, що наведені Г.В. Войткевичем, В.А. Вронським (1989),
фосилізовані залишки організмів трапляються у відкладах останніх етапів
геологічної історії, що охоплює 570 млн років. Цей період названий
фанерозоєм (від гр. “фанерос” – явний, зой – життя). До фанерозою
відносять три останні ери в історії земної кори: палеозойську,
мезозойську і кайнозойську. Давніша і триваліша частина геологічної
історії названа криптозоєм (від гр. – “крипто” – таємний, прихований).
Він охоплює проміжок часу 570–4550 млн р.т. і визначається як докембрій.

Перші форми життя (4 млрд р.т.) у криптозої являли собою біохімічно
прості одноклітинні або неклітинні структури, гетеротрофні за способом
живлення. Атмосфера була збагаченою на СО2. Істоти, що створили
строматоліти (3,5 млрд р.т.) були предками синьо-зелених водоростей і
бактерій. Важливим в історії організмів була поява одноклітинних (2–1,5
млрд р.т.), які потім розвинулись у багатоклітинні, зміна режиму від
відновлювального до автотрофного (заснованого на диханні в окиснювальних
умовах), виникнення фотосинтезу. Основні зміни в біосфері відбувалися у
морському середовищі і лише збільшення кисню стало передумовою

експансії органічного світу на поверхні континентів. У докембрії
(600–700 млн р.т.) палеонтологічний літопис значно розширюється,
знайдені представники безхребетних, головним чином фауни бентосу.

%повзаються” по суші, формуючи наземну флору і фауну. Первісно
органічний світ займає області низьких широт з підвищеною вологістю і
температурою. Збільшення маси живої речовини супроводжується
ускладненням якісним і кількісним.

Вищі рослини з’явилися на Землі в ранньому палеозої, відомі із силуру.
Нині вони становлять частину живої речовини суші. В розвитку флори і
фауни у фанерозої виділяють декілька поліхронних флор, які так чи інакше
охоплюють земну поверхню: 1) псилофітова (першої половини палеозою) з
примітивними трав’янистими і чагарниковими; 2) вестфальська
кам’яновугільна (членистостебельні, папоротеві, плаунові); 3) юрська (з
голонасінними, гінкговими, хвойними у Сибіру і папоротевими,
араукарієвими в Індії і Європі); 4) крейдова і кайнозойська (з
покритонасінними, зміщенням природних зон). Протягом палеогену і неогену
пройшло остеповіння великих лісових просторів Центральної, Середньої і
Південної Європи, що стало наслідком похолодання й аридизації клімату в
середніх і високих широтах. Збільшився вплив живих істот на геохімію
океану і атмосфери. Сформувався їхній сучасний хімічний склад. Протягом
історії Землі незворотність геологічної і біологічної еволюції визначила
незворотність динаміки речовин в атмосфері, що виявляється в характері
давніх осадків (М.Ф. Веклич, Ж.М. Матвіїшина, В.В. Медведєв та ін.,
1979).

Протягом усього мезозою на території України панував субтропічний клімат
з коливаннями від перехідного до тропічного (у ранньому – пізньому
тріасі, початку ранньої юри, в кінці середньої – початку пізньої юри) до
північного варіанта субтропічного (ааленський, аптський, альбський
віки). Цей клімат мав різний ступінь вологи: на півночі України
ландшафти достатнього і навіть надмірного зволоження існували в пізньому
тріасі, протягом ранньої і пізньої юри, в першій половині ранньої крейди
і в пізній крейді; саванні ландшафти – з початку ранньої крейди, баремі
й апті; субтропічні (близькі до субтропічних) степу – від бату до
титону, тропічні, напівпустельні і пустельні – у ранньому і середньому
тріасі; приблизно ті ж ландшафти, але з меншим ступенем зволоження були
розвинуті на півдні України (М.Ф. Веклич, 1990).

Палеоген і ранню епоху неоген–міоцену розділяють менш детально, ніж
мезозой. У палеогені, а саме: в еоцені, встановлюється кліматичний
оптимум мезокайнозою, коли територію України займали тропічні і
субтропічні ліси достатнього зволоження. З кінця еоцену відбувається
похолодання, клімат стає помірним суббореальним, що змінюється пізніше
на субтропічний, а в кінці міоцену знов на суббореальний. Змінювалася
також волога. Вона була недостатньою і можливо, мізерною.

Субтропічний і тропічний клімати і відповідні ландшафти мезозою і
палеогену, а також частково міоцену в етапи достатнього зволоження були
сприятливими для хімічного звітрювання мінералів і гірських порід,
особливо кристалічних Українського щита, для формування елювіальних
родовищ (каолінових та інших глин, залишкових розсипищ титанових та ін.
мінералів), які були сформовані

за рахунок осадових розсипищ різного генезису, покладів вторинних
каолінів і, крім того, покладів і родовищ бурого вугілля. Особливо
цікавий етап регіональних розсипищ титанових, цирконієвих,
рідкоземельних мінералів у відкладах полтавської свити.

Укладаючи палеоландшафтні карти території України масштабу 1:250000000,
виділялися таксони: зональні, регіональні, наприклад, ландшафти
моренно-зандрової зони і т.п., локальні, що являють собою сукупність
елементарних палеоландшафтів або є елементарними палеоландшафтами. Риси
літогенної основи в пліоцені і плейстоцені були стійкими, наслідувалися
в наступні етапи, а деякі – протягом усього кайнозою. Однак стійкість і
спадковість регіональних ландшафтів були відносними. Різкі відмінності
існували в характері осадоутворення в теплі і холодні етапи, а також при
зміні площ морів і їхніх берегових зон.

Проблема розвитку і тенденцій розвитку ландшафтів минулого – це не
тільки теоретична, а суто практична проблема, оскільки палеогеографічні
умови минулого безпосередньо впливають на формування родовищ корисних
копалин. Найширше використовуються ресурси земної кори, що складають її
верхні шари, – четвертинні і пліоценові утворення. Це основна частина
загально розповсюджених таких корисних копалин, як будівельні матеріали,
фундамент і середовище різноманітних споруд. Ці утворення є також
ґрунтоутворюючою породою сучасних ґрунтів, шарами, де здійснюється
взаємодія атмосфери, біосфери і геосфери.

Пліоцен і плейстоцен – це час суттєво різких і частих змін клімату,
чергування етапів клімату субтропічного і близького до нього
(достатнього, помірного і недостатнього зволоження), що панував протягом
пліоцену на всій території або більшій половині півдня України (ранній
плейстоцен), суббореального (достатнього, помірного, недостатнього
зволоження), з одного боку, й етапів перигляціального або близького до
нього (недостатнього, мізерного зволоження), а в тилігульський,
дніпровський етапи – клімату материкових зледенінь – з другого. Теплі
етапи пліоцену – раннього плейстоцену були відносно сприятливими для
глиноутворення, в ряді районів для формування розсипищ, покладів
уламкових мінералів, місцями – торфу, а в холодні етапи формувались
лесові породи, нерідко осадові на вододілах і
піщано–глинисто–галечникові в річкових долинах.

В голоцені клімат набув різких і частих змін, в т.ч. глобальних, що
добре простежуються у розрізах заплав і у профілях сучасних грунтів.

У теоретичному плані тепер особливо актуальними є проблеми
ландшафтології, зокрема ландшафтогенезу. Останній пов’язаний передусім з
внутрішніми чинниками, тоді як зовнішні чинники, разом з внутрішніми,
були визначальними переважно для зональної (поясної), регіональної та
місцевої шкал у палеоландшафтній етапності.

У фанерозої, антропозої, ноозої чергувалися тривалі теплі етапи
(термоперіоди) з менш тривалими холодними етапами (зокрема кріо– чи
льодовиковими періодами тощо). Середня глобальна температура протягом
термоперіодів коливались у межах 20–250 С, 50–700 С (тепер вона
становить 14,2– 150 С), а тропічні ландшафти у фанерозої іноді
ритмічно поширювалися до тодішніх полярних широт. Протягом кріоперіодів
середня глобальна температура ритмічно знижувалась до 10–80 С.

В екваторіальних широтах інваріанти вологих екваторіальних ландшафтів і
тропічних лісів, а також льодовикових (льодових) ландшафтів тривали в
центрах ареалів десятки, сотні тисяч і навіть мільйони років. Ця
тривалість у середніх широтах була значно меншою. На території України
тривалість інваріантів у середніх

широтах була теж значно меншою. На території України тривалість
інваріантів антропозойських, ноозойських ландшафтів дуже невитримана:
зокрема пліоценових (6,0–1,6 млн. років) – від 200 до 10 тис. років, у
середньому 40 тис. років, постпліоценових і плейстоценових (1,6–13 тис.
років) відповідно від 140 до 2 тис. років, в середньому 20 тис. років,
голоценових (13–0 тис. років) – від 700 до 300 років і 500 років.

Побудова ландшафтних і покомпонентних картосхем пов’язана з розробленням
детальної схеми палеогеографічної етапності пліоцену і плейстоцену
України колективом авторів (Веклич та ін., останній варіант 1993 р.). У
відділі палеогеографії Інституту географії НАНУ такі картосхеми на
різних етапах розроблялися М.Ф. Векличем, Н.О. Сіренко, С.І. Турло, І.В.
Мельничуком, Ж.М. Матвіїшиною, Н.П. Герасименко та ін. В
останні роки М.Ф. Векличем, Ж.М. Матвіїшиною, Н.П.
Герасименко, крім дрібномасштабних, побудовані поетапні палеоландшафтні
карти масштабу 1:2500000 (близько 20 карт). Н.П. Герасименко виконано
палеоландшафтні реконструкції для дрібніших, ніж етапи ритмів
плейстоцену і голоцену. Підготовлені карти палеоландшафтів деяких етапів
плейстоцену для Національного Атласу України (Ж.М. Матвіїшина, Н.П.
Герасименко). Ці дослідження дають змогу виявити тенденції загальних
змін ландшафтів, наприклад, у плейстоцені, від субтропічних і
теплопомірних на початку плейстоцену – до бореальних континентальних і
аридніших в його кінці на тлі циклічності, чергування теплих і холодних
етапів, спрямованості розвитку, диференціації, зональності і
регіональності прояву динаміки розвитку. В голоцені найтеплішими були
умови в атлантичний час, а ритми змін скоротилися.

Розглядаючи процес формування ландшафтів в історичному аспекті протягом
геологічної історії, зробимо висновок, що Земля у своєму розвитку
пройшла складний шлях і система атмосфера–океан–суша–біосфера, а, по
суті, ландшафтна оболонка є складною і нестабільною, хоча і
саморегулюється. При всій складності змін можна відмітити епохи
глобального потепління і зледенінь, аридизації і гумідизації, міграції
ландшафтно-кліматичних зон. Як глобальні, так і регіональні зміни
спонукали виникнення нових природних умов, що були неповторними, але
ритмічними і спрямованими. Етапність розвитку проявлялася на тлі
диференціації розвитку природи і клімату. Господарська діяльність
людини, особливо у ХХ сторіччі, призвела до непередбачених наслідків.
Тому встановлення загальних тенденцій змін і порівняння сучасних і
давніх природних обстановок дають можливість достовірніше прогнозувати
їхній розвиток у майбутньому.

Використана література

Брукс К. Климаты прошлого. М., 1952.

Веклич М.Ф. Проблеми палеокліматології. К., 1987.

Веклич М.Ф. Основы палеоландшафтоведения. К., 1990.

Веклич М.Ф., Матвиишина Ж.Н., Сиренко Н.А. и др. Методика
палеопедологических исследований. К., 1979.

Веклич М.Ф., Матвіїшина Ж.М., Мельничук І.В. Зміни природних умов у
минулому та їх прогноз // Україна та глобальні процеси. Т.1. Київ:
Луцьк, 2000.

Войткевич Г.В., Бронский В.А. Основы учения о биосфере. М., 1989.

Ясаманов Н.А. Древние климаты Земли. Л., 1984.

Добавить комментарий

Ваш e-mail не будет опубликован. Обязательные поля помечены *