💸 Как сделать бизнес проще, а карман толще?

Тот, кто работает в сфере услуг, знает — без ведения записи клиентов никуда. Мало того, что нужно видеть свое раписание, но и напоминать клиентам о визитах тоже. Проблема в том, что средняя цена по рынку за такой сервис — 800 руб/мес или почти 15 000 руб за год. И это минимальный функционал. Нашли самый бюджетный и оптимальный вариант: сервис VisitTime.
⚡️ Для новых пользователей первый месяц бесплатно. А далее 290 руб/мес, это в 3 раза дешевле аналогов. За эту цену доступен весь функционал: напоминание о визитах, чаевые, предоплаты, общение с клиентами, переносы записей и так далее.
✅ Уйма гибких настроек, которые помогут вам зарабатывать больше и забыть про чувство «что-то мне нужно было сделать».
Сомневаетесь? нажмите на текст, запустите чат-бота и убедитесь во всем сами!

Климат Амуро-Сахалинской физико-географической страны. 1 страница

Природные особенности Амуро-Сахалинской физико-географической страны определяются главным образом соседством ее с океаном и громадной территорией континентальной Сибири. Их воздействия, обусловливая многие особенности природы страны, сказываются прежде всего в формировании своеобразного муссонного климата, который выражен здесь отчетливо.Зимой, когда в Восточной Сибири и Монголии устанавливается область повышенного атмосферного давления, над северной частью Тихого океана, в районе Алеутских островов, образуется алеутский барический минимум. В связи с этим в южной половине Дальнего Востока господствуют северные и северо-западные ветры, приносящие из глубины материка холодный сухой воздух и обусловливающие преобладание зимой холодной, безоблачной и сухой погоды.Летом барические условия и над материком, и над Тихим океаном изменяются. Воздушные массы, преимущественно теплые и влажные, приходят в это время в Амуро-Сахалинскую страну главным образом с юга и юго-востока. Они приносят на сушу влагу, выпадающую в виде так называемых муссонных дождей, и обусловливают относительно теплую погоду. Следует отметить, что сам по себе летний муссон, несмотря на высокое влагосодержание воздушных масс, осадков не дает. Механизмом, создающим условия, необходимые для конденсации водяного пара, служит в основном циклоническая деятельность 1. В период летнего муссона она связана с западной ветвью Тихоокеанского фронта умеренных широт (Б. П. Алисов, 1969). Умеренно теплое и дождливое лето резко отлично от летнего сезона континентальной Сибири.Несмотря на приморское положение Амуро-Сахалинской страны, климат большей ее части нельзя назвать типично морским. Не говоря уже о холодной и малоснежной зиме, весной и осенью здесь преобладает сухая, иногда засушливая погода, что не характерно для морских климатов. Но в связи с влиянием соседних морей территория Амуро-Сахалинской страны получает значительно меньше солнечного тепла, чем следовало бы по ее географическому положению. Среднегодовые температуры в Амуро-Сахалинской стране из-за холодной зимы оказываются значительно более низкими, чем в тех же широтах западной половины Евразии. Средние январские температуры во Владивостоке на 30° ниже, чем в Ницце, лежащей на той же широте. В связи с низкими температурами море вблизи Владивостока в течение трех месяцев сковано льдом, и для проводки судов используются ледоколы.Осадки в южной части Дальнего Востока распределяются по сезонам неравномерно: в теплое время года, с середины апреля до начала сентября, выпадает от 85 до 96% их годового количества, на холодные же месяцы приходится от 4 до 15%. Максимальное количество осадков — до 50-70% годовой суммы — выпадает в течение июля и августа. В конце лета — начале осени на юг Дальнего Востока прорываются тайфуны, которые приносят обильные дожди, вызывающие наводнения. Снежный покров в Амуро-Сахалинской стране обычно маломощный, в связи с чем здесь наблюдается глубокое промерзание грунтов. В западной половине страны довольно широко распространена вечная мерзлота, южная граница которой протягивается здесь от Благовещенска до устья Амура. Однако высоко в горах, где длителен период выпадения твердых осадков, толщина снежного покрова местами достигает 60-80 см и даже 1 м.Летом идут довольно интенсивные, затяжные дожди, бывают и настоящие ливни. В Приморье известны случаи, когда за одни сутки выпадало до 200-260 мм осадков — примерно половина их готовой суммы в Москве. Такие ливни — главная причина сильных летних наводнений на реках бассейна Амура.

К наиболее холодным районам принадлежат северо-западные части Амуро-Сахалинской страны, прилегающие к Забайкалью и расположенные в бассейне Зеи и верховьях Амура. Здесь средние температуры января опускаются ниже — 30 — 32°. Самые теплые районы — окрестности озера Ханка и юг Сахалина, где средняя температура января соответственно равна -11 -12° и -6 -11°.Как уже было сказано, на климат оказывает влияние весьма разнообразный рельеф страны. В горах климат более холодный и влажный, чем на соседних равнинах. Сихотэ-Алинь и Буреинский хребет перехватывают влагу, поступающую с востока, со стороны соседних морей и Тихого океана, поэтому над ними чаще выпадают сильные дожди, а зимой на их склонах образуется мощный снежный покров.

В соответствии с элементами рельефа изменяются и температуры воздуха. В ясные безветренные ночи холодный воздух обычно скапливается в понижениях, и даже летом в них местами бывают заморозки. Разница температур на различных элементах рельефа иногда значительна. В одном из районов Зейско-Буреинской равнины микроклиматические наблюдения летом дали следующие результаты: температура ночью на дне долины была равна 1°, на склоне этой долины, на высоте 23 м над ее дном, — на 10° выше; на поверхности же водораздельного увала, поднимающегося между двумя соседними доли нами, температура достигала 23°. При колебании высот всего 80 м разница температур составляла 22°. Пониженные участки равнин характеризуются и большей суточной амплитудой температур. В результате застаивания в понижениях рельефа холодного воздуха наблюдаются явления инверсии ландшафтов, характерные для многих районов Приамурья. Сезоны года на большей части территории страны выражены примерно одинаково. Холодная и малоснежная зима напоминает сибирскую. Как и в Сибири, самый холодный месяц — январь, и вообще ход температуры воздуха в зимний период отличается резко континентальным характером. Мощность снежного покрова почти всюду, за исключением гребней более высоких гор, невелика. На равнинных участках Приамурья она составляет 20-40 см; на берегах озера Ханка устойчивый снежный покров бывает не каждый год, и иногда даже в середине зимы снег здесь отсутствует. В связи с небольшой мощностью снежного покрова и низкими зимними температурами происходит глубокое сезонное промерзание грунтов. В северных районах бассейна реки Зеи глубина промерзания достигает 3 м, в районе Хабаровска — не менее 2 м, даже в окрестностях Владивостока зимой почва промерзает на 120 см. Весна везде наступает поздно. Запаздывание весны связано с близостью холодных течений в дальневосточных морях и с продолжающимися время от времени вхождениями холодного воздуха с севера и северо-запада, т. е. с возвратами зимнего муссона. Нарастание температур идет медленно, погода стоит холодная и, как правило, сухая. Снег стаивает еще до наступлении положительных суточных температур, но почва оттаивает медленно, что задерживает начало развития растений. В мае даже в районе Владивостока бывают заморозки. Сильные ветры, дующие в первой половине весны, заметно увеличивают испарение, что также вызывает понижение температуры.

3. История геологического развития и формирования ландшафтов Кавказа.

Кавказ относится к складчатым сооружениям Средиземноморского пояса, который заложился еще в рифее. Окраинные части этого пояса претерпели складкообразовательные движения в палеозое, превратившись в эпигерцинские плиты. К числу их относится Скифская плита, лежащая в основе Предкавказья. Середина пояса закрылась в конце плиоцена и относится к альпийской складчатости. В рассматриваемом регионе она представлена мегантиклинорием Большого Кавказа и отделена от плиты Терско-Каспийским и Кубанским краевыми прогибами.

В тектоническом развитии Кавказа выделяют 3 этапа: догерцинский, герцинский и альпийский.

В догерцинский этап (рифей — нижний палеозой) на Кавказе господствовал геосинклинальный режим. В докембрии территория подвергалась складкообразованию, которое еще раз повторилось в каледонскую складчатость. С последней связаны многочисленные интрузии, способствовавшие оруденению Большого Кавказа. Неплохо изучена батолитовая интрузия гранитов Б.Кавказа.

В эпоху герцинской складчатости (карбон-пермь) Предкавказье и Б.Кавказ были дифференцированы на систему субширотных геосинклинальных прогибов. В карбоне геосинклинали Предкавказья и Б.Кавказа испытали мощные поднятия и рельеф приобрел горный облик. Эта горная страна уже к нижней перми была разрушена до состояния пенеплена. В триасе (Mz) эти поверхности были разбиты разломами на множество узких грабенов, в которых накапливались осадочные и вулканогенные осадки. Геосинклинальный режим существовал лишь в пределах Южного склона Б.Кавказа.

Альпийский этап формирования Кавказа начинается с юрского периода. В нем различают 3 стадии. В раннюю стадию (юра) территория подвергалась значительному опусканию и морской трансгрессии по осям двух синклинальных зон. Одна протягивалась вдоль южного склона Б.Кавказа, переходя на северный в Дагестане. Вторая — Малокавказская протягивалась почти параллельно первой. В обеих геосинклиналях шло интенсивное накопление осадков. Мощность нижнеюрских отложений достигает максимума (до 10 км) в Дагестане и Азербайджане. В Закавказье к этому времени приурочен интенсивный вулканизм. В конце юры произошло поднятие территории и регрессия морей. Морской режим сменился лагунным. Средняя стадия (мел — начало Pg) характеризуется нисходящими движениями земной коры, распространением трансгрессий. В верхнем мелу, в фазу максимальной трансгрессии, море затопило всю территорию Кавказа, включая Главный хребет. В конце мела тектонические движения привели к поднятию осевой зоны. В Закавказском нагорье с мезозойскими тектоническими движениями были связаны подводные вулканические извержения и образование эффузивов и туфогенных осадков. Верхнемеловая трансгрессия была последней, охватившей почти весь Кавказ.

Позднеальпийская стадия (Палеоген-четвертичный период) делится на 2 этапа. В течение первого Кавказ превратился в обширный остров, слабо подверженный эрозионным процессам. На месте геосинклинали Б.Кавказа формировалась единая обширная геоантиклиналь — область погружения превращалась в область поднятия. Малокавказская геосинклиналь и Закавказье превращались в зоны погружений — геосинклинали и быстро заполнялись грубообломочным материалом. Так, толщи конгломератов в предгорьях Северного Кавказа имеют мощность до 2 тыс.м, в результате чего море было вытеснено из передовых прогибов и произошло соединение Б.Кавказа с Русской равниной (четвертичное время).

В Закавказском нагорье и на Талыше в Pg происходили подводные излияния лавы.

К концу N рельеф Кавказа подвергался сильным эрозионным процессам. В результате получили широкое распространение формы зрелого рельефа — поверхности выравнивания, обширные долины с ровными днищами, куэстовые формы. Рельеф осевой зоны Кавказа имел высоты до 3-х тыс.м.

В четвертичном периоде произошло резкое омоложение рельефа Б.Кавказа и Закавказского нагорья. Древние поверхности выравнивания оказались приподнятыми и расчлененными глубокими ущельями. Амплитуда четвертичных поднятия в осевой зоне составила 1, 5-2, 5 тыс.м, по периферии намного меньше.

Поднятие Закавказского нагорья приурочено к 2 зонам по краевым горным хребтам Малого Кавказа и массивам Джавахетско-Армянского нагорья (Арагац, Гегамский хребет, часть Зангезурского хребта). В Джавахетско-Армянском нагорье широко проявился четвертичный вулканизм. В это же время в Б.Кавказе регионами вулканизма были Эльбрус, Казбек. Тектонические движения и общее похолодание климата в северном полушарии привело к развитию горного оледенения. Прослеживаются 2 ледниковые эпохи, соответствующие периодам московского и валдайского оледенений.

Отложения, слагающие Кавказ, можно разделить на три комплекса, соответствующие определенным этапам развития региона. Древнейшие докембрийские отложения, представленные гнейсами и разнообразными кристаллическими сланцами, встречаются в осевой части Главного хребта и в Северокавказском краевом массиве.

На них несогласно залегают нижнекембрийские песчаники. Отсутствие средне- и верхнекембрийских и ордовикских отложений свидетельствует о длительном континентальном перерыве в развитии после байкальской складчатости. Силурийские сланцы и известняки образуют пологий чехол на докембрийских и нижнекембрийских отложениях.

Герцинский этап развития начинается с девона. Область прогибания в это время охватила все Предкавказье и Большой Кавказ.

В Предкавказье накапливались преимущественно терригенно-карбонатные морские отложения. По южной окраине зоны прогибания (Пшекиш-Тырныаузская шовная зона) в девоне и раннем карбоне сформировалась мощная (до 5-6 км) вулканогенно-осадочная толща, представленная основными, реже кислыми эффузивами и их туфами в сочетании с глинистыми сланцами, песчаниками и известняками. В конце нижнего карбона произошла герцинская складчатость, сопровождавшаяся внедрением магм, после которой весь регион существует как орогенная область. Средне- и верхнекарбоновые отложения представлены типичной молассой. Пермские и частично нижнетриасовые отложения — континентальные песчано-конгломератовые толщи с кислыми эффузивами и их туфами. На западе Большого Кавказа верхняя пермь представлена маломощными известняками.

Отложения этих двух комплексов образуют нижний структурный ярус гор и складчатый фундамент Скифской плиты.

Существенная перестройка структурного плана произошла на Кавказе в конце триаса — начале юры, когда резко усилились тектонические движения. Произошло раздробление на отдельные глыбы и общее опускание южной части герцинской складчатой области (территории современного Большого Кавказа). С этого времени начинается альпийский этап развития, в течение которого северный склон Большого Кавказа представлял собой миогеосинклиналь. Здесь накопились достаточно мощные нижне- и среднеюрские песчано-глинистые отложения. Местами мощность их превышает 10-12 км (Короновский В.Н., 1976), но может сокращаться и до 2-3 км. К середине юры трансгрессия распространилась в восточную часть Скифской плиты. В средней юре произошла слабая складчатость, местами внедрились гранитные интрузии. Вслед за этим началась верхнеюрская трансгрессия, отложения которой представлены преимущественно карбонатными породами (известняками и доломитами). Эта трансгрессия охватила и Скифскую плиту, в пределах которой отлагались разнообразные по составу отложения (терригенные, карбонатные, соленосные, гипсоносные и пестроцветные). Поднятия в конце юры привели к регрессии моря и смене морских отложений лагунными в пределах Большого Кавказа.

В мелу снова началась морская трансгрессия, которая частично охватила и Скифскую плиту. Низы нижнего мела (неоком) представлены на Кавказе различными известняками с прослоями мергелей и песчаников. Остальная часть разреза слагается терригенными породами, что свидетельствует о возобновлении поднятий.

Обширная верхнемеловая морская трансгрессия охватила не только Большой Кавказ, Скифскую плиту, но и юг Восточно-Европейской платформы. Отложения ее представлены комплексом карбонатных пород. На Большом Кавказе это — известняки и мергели, на Скифской плите — мергели и писчий мел, достигающие местами мощности 2 км. Лишь в самых низах толщи встречаются терригенные отложения. Верхнемеловая трансгрессия была последней, охватившей практически всю территорию Кавказа. Лишь вдоль осевой части гор оставалась цепь островов, вытянутых с запада-северо-запада на восток-юго-восток. Позднее все шире распространялись поднятия, начавшиеся в центральной части Большого Кавказа, на границе мела и палеогена.

Палеогеновые поднятия привели к образованию в области Большого Кавказа массива суши, который в дальнейшем все более разрастался, но до среднего неогена все еще оставался островом. Палеоцен-эоценовые отложения северного склона Большого Кавказа представлены песчано-мергельными толщами мощностью в первые сотни метров. На Скифской плите песчано-глинистые отложения этого возраста, накопившиеся в относительно мелководных морях, распространены широко.

В олигоцене (Р3) Большой Кавказ вступил в орогенный этап развития, в течение которого происходило формирование горного сооружения Кавказа и связанных с ним краевых прогибов. Предкавказский краевой прогиб, состоящий из отдельных частных прогибов, заложился по северной периферии во время еще невысокого поднятия Большого Кавказа. Он сложен мощной толщей пород олигоцен-четвертичного возраста. В пределах всего краевого прогиба распространены отложения майкопской серии (олигоцен-нижнемиоценовые), представленные темными, часто битуминозными глинами с различной примесью песчанистого материала. Майкопская серия формировалась в основном за счет материала, поступающего со Скифской плиты, но и с Кавказа в это время поступал еще достаточно тонкий материал, так как в раннюю орогенную стадию (олигоцен — средний миоцен) происходило спокойное поднятие небольшой амплитуды. В позднеорогенную стадию (поздний миоцен — антропоген), когда темп воздымания гор резко возрос и в результате мощных восходящих движений возник высокогорный рельеф, усилилось его разрушение, в краевых прогибах стал накапливаться более грубый материал с обилием конгломератов — грубая моласса.

В конце миоцена — раннем плиоцене (N13-N21) происходит воздымание поперечного поднятия (Ставропольское поднятие — Минераловодческий перешеек — Центральный Кавказ — Дзирульский массив в Закавказье), в результате которого освобождается от моря центральная часть Предкавказья и возникает огромная суша, протянувшаяся к Волге. Благодаря этому единый Черноморско-Каспийский бассейн разделяется на два, следствием чего явились различия в осадконакоплении в западной и восточной частях Скифской плиты. Лишь временами связь между этими морскими бассейнами возобновлялась по Манычскому прогибу и Кавказ вновь отделялся от Восточно-Европейской (Русской) равнины.

Плиоценовые отложения отличаются большой фациальной изменчивостью. На поднятиях отложения многих горизонтов совсем отсутствуют или мощность их уменьшается: обычно колеблется в пределах десятков, реже — сотен метров. В целом отмечается постепенное расширение континентальных фаций и сокращение морских. Лишь в акчагыльскую трансгрессию произошло затопление пониженных участков.

Наряду с поднятиями горных областей в позднеорогенную стадию и формированием высокогорного рельефа шли процессы континентальной денудации. Наметились и основные орографические элементы Большого Кавказа — хребты осевой зоны и куэстовые гряды северного склона, которые, правда, были ниже, чем в настоящее время. На границе Большого Кавказа с эпигерцинской Скифской плитой в миоцен-плиоценовое время возник Минераловодческий магматический район, где произошло внедрение интрузий (Пятигорские лакколиты).

В четвертичное время благодаря новым поднятиям произошло резкое омоложение рельефа Большого Кавказа. Поднятие носило сводовый характер. В ядре центральной части Большого Кавказа амплитуда четвертичного поднятия достигала 2, 5 км (Гвоздецкий Н.А., 1954), уменьшаясь к периферии. Общее поднятие; за неоген-четвертичное время составило здесь 5 км, в восточной части — около 4 км, а на северо-западе — до 1 км. Предгорные впадины продолжали испытывать погружение, но оно компенсировалось аккумуляцией продуктов разрушения гор. На окраинах Большого Кавказа и в Предкавказье в нижнечетвертичное время продолжалось складкообразование. Породы осадочного чехла здесь местами образуют своеобразные платформенные складки. Так, Ставропольская возвышенность является огромной антиклинальной складкой с широким пологим северным крылом и более узким крутым южным. На ее фоне возник ряд антиклиналей и синклиналей второго порядка. На Большом Кавказе расположены крупные центры новейшего вулканизма. Эльбрус и Казбек были действующими вулканами в четвертичное время.

Неоген-четвертичные поднятия и общее похолодание климата в северном полушарии привели к развитию на Кавказе горного оледенения. Единого мнения о количестве оледенений нет. Обычно выделяют три-четыре ледниковые эпохи. На Кавказе обнаружены следы позднеплиоценового (апшеронского) оледенения. Нижнеплейстоценовое оледенение достоверно неизвестно. По-видимому, оно было менее значительным, чем среднеплейстоценовое (рисское). Рисское оледенение было максимальным. Оно охватывало не только Главный хребет, но и передовые. Ледники по долинам опускались на 30-45 км. Ледники подножий опускались до 500 м. Верхнеплейстоценовое (вюрмское) оледенение было только горно-долинным. Ледники подножий отсутствовали. Площадь оледенения значительно превышала современную, но уступала рисской. Для вюрмского оледенения характерно восемь стадий отступания ледников в западной части Кавказа и до шести стадий — в восточной. Четвертичное похолодание сильно повлияло на развитие флоры и фауны Кавказа.

4. Общие черты природы Дальнего востока.

Главные особенности природы советского Дальнего Востока определяются его положением на восточной окраине Азии, подверженной непосредственному воздействию Тихого океана и относящихся к нему морей. Дальний Восток омывается Чукотским, Беринговым, Охотским и Японским морями, а местами и непосредственно водами Тихого океана. Поскольку их воздействие в глубь материка быстро ослабевает, то Дальний Восток занимает сравнительно неширокую полосу суши, вытянутую с юго-запада на северо-восток почти на 4500 км. Кроме материковой полосы к нему относятся остров Сахалин, Шантарские острова (в Охотском море), Курильская островная дуга и расположенные по соседству с полуостровом Камчатка острова Карагинский и Командорские.

Граница Дальнего Востока с Восточной Сибирью определяется в основном климатическими причинами, поэтому она выражена не всегда четко и различными авторами трактуется по-разному. Нами она проводится приблизительно от места слияния Шилки и Аргуни на север, затем по южной цепи Станового хребта, Джугджуру и Колымскому нагорью до Чаунской губы.

Это преимущественно гористая территория, в основном принадлежащая к областям мезозойской и кайнозойской складчатости Тихоокеанского пояса; отдельные участки ее и соседних морей находятся пределах современной геосинклинали.

Основные складкообразовательные движения происходили здесь конце мела. Мезозойские отложения интенсивно дислоцированы. В меньшей степени нарушены палеогеновые, неогеновые, а местами четвертичные отложения. Территория Дальнего Востока характеризуется и в настоящее время значительной подвижностью, а в формировании основных особенностей рельефа определяющую роль играли неотектонические движения. Тектонической подвижностью территории обусловлены такие своеобразные явления, как широкое распространение молодых излияний базальтов и андезитов и существование единственной в Советском Союзе Курильско-Камчатской области современного вулканизма.

Наиболее существенные отличия Дальнего Востока от Сибири связаны с преобладанием в его пределах муссонного климата на юге и муссонообразного и морского на севере, что является результатом взаимодействия между Тихим океаном и сушей Северной Азии. Заметно воздействие и окраинных морей Тихого океана, особенно холодного Охотского моря. Большое влияние на климат оказывает сложный, преимущественно горный рельеф.

Под влиянием приморского положения, морского и муссонного климата границы географических зон на равнинах Дальнего Востока сильно сдвинуты к югу. Тундровые ландшафты встречаются здесь под 58-59° с. ш., т. е. значительно южнее, чем где-либо на материке Евразии; леса, доходящие до крайних южных районов Дальнего Востока и простирающиеся далее, составляют характерную особенность всей окраины материка в средних широтах, в то время как степные и полупустынные ландшафты, широко распространенные на этих широтах в более западных внутренних частях материка, здесь отсутствуют. Аналогичная картина типична и для восточной части Северной Америки.

Сложный рельеф, для которого характерно сочетание горных хребтов и межгорных равнин, определяет ландшафтную дифференциацию территории, широкое распространение не только равнинных, лесных и тундровых, но и в особенности горно-лесных, а также гольцовых ландшафтов.

В связи с историей развития и положением по соседству с разнообразными во флористическом и зоогеографическом отношении областями территория Дальнего Востока отличается сложным переплетением элементов ландшафтов различного происхождения.

5. Неотектонические движения, сейсмичность и вулканизм Кавказа.

В современную эпоху тектоническое развитие Кавказа продолжается. Район осевой части Б.Кавказа, хр. Малого Кавказа, Джавахетско-Армянского нагорья продолжают подниматься со скоростью 1-2 см/год. Колхидская и Куринская низменности погружаются со скоростью до 0, 6 см/год. Этим объясняется сейсмичность Кавказа. Восточная часть южного склона и Закавказское нагорье — зона проявления восьмибалльных землетрясений.

Большой Кавказ продолжает подниматься со скоростью 1-3 мм в год. Скорость опускания в Терско-Каспийском прогибе достигает 4 мм в год.

О продолжающихся тектонических подвижках Кавказа свидетельствует и его сейсмичность. Кавказ относится к 6-7-балльной сейсмической зоне. Особенно велика сейсмичность восточной части южного склона Большого Кавказа (за пределами России), где проходят линии крупных разломов, отделяющих поднимающиеся структуры Кавказа от погружающейся Куринской впадины. Землетрясения наблюдались во многих районах центральной и западной частей Большого Кавказа и в Предкавказье. В 1922 г. произошло землетрясение в районе Военно-Осетинской дороги, в 1926 г. — Усть-Лабинское. Известны землетрясения в Пятигорске и других районах Северного Кавказа. Характерной особенностью сейсмичности Кавказа является незначительная глубина очагов землетрясений.

6. Приамурье. Физико-географическая характеристика.

Верхнезейская область

В эту область входят Верхнезейская равнина и открывающаяся на востоке к Охотскому морю впадина долины реки Уды, с которой Верхнезейская равнина соединена своим восточным концом. К ней относится также горное обрамление этой равнинной полосы: на севере — южная цепь Станового хребта, а на юге — система последовательно сменяющих друг друга с запада на восток хребтов Янкан, Тукурингра и Джагды.

Верхнезейская равнина и впадина вдоль реки Уды образовались на месте мезозойского прогиба основания из складчатого протерозоя. Выполняющие прогиб осадочные и вулканогенные толщи юры и мела сильно дислоцированы и перекрыты, как и протерозой по периферии прогиба, верхнемеловыми и кайнозойскими озерно-аллювиальными осадками.

Абсолютная высота Верхнезейской равнины и водораздела рек Зеи и Уды в пределах впадины — 350-450 м; вниз по течению реки Уды поверхность понижается к Удской губе Охотского моря. Плоский рельеф, суглинистые обычно покровные образования и вечная мерзлота обусловливают сильную заболоченность территории. В поверхность равнины неглубоко врезана густая эрозионная сеть. Протекающая в пределах Верхнезейской равнины Зея имеет характер равнинной реки с асимметричной долиной, в которой на низком левом берегу прослеживаются ступени надпойменных террас. Равнинный характер реки нарушается лишь при пересечении ею хребта Тукурингра и его отрогов.

Правобережная часть бассейна верхней Зеи представляет собой слабо всхолмленное таежное пространство с постепенно повышающейся от долины Зеи к подножию Станового хребта поверхностью, на которой кое-где поднимаются останцовые возвышенности из стойких по отношению к денудации пород. Поверхность в целом представляет собой древнюю денудационную равнину, которая образовалась на протерозойских кристаллических сланцах и гнейсах с интрузиями гранитов и пр.

Частично заходящая в пределы области южная цепь Станового хребта (до 2312 м) относится к зоне байкальской складчатости. Хребет имеет плоские или куполовидные вершины, по-видимому фиксирующие ту же денудационную поверхность, но значительно выше приподнятую.

Система гольцовых хребтов Янкан, Тукурингра и Джагды на юге области имеет высоты до 1300-1600 м, в основном относится к области мезозойской складчатости. Хребты сложены метаморфическими сланцами, песчаниками и конгломератами, иногда прорванными интрузиями. В целом система хребтов образует горную цепь с широким гребнем, плоскими и мягкими очертаниями, прорезанную, однако, крутосклонными долинами.

Среди областей Амуро-Сахалинской страны Верхнезейская, за исключением восточной части, относящейся к бассейну Уды, выделяется континентальностью климата. При этом на Верхнезейской равнине средние январские температуры (-31 -32°) ниже, чем на склонах обрамляющих ее хребтов. Годовое количество осадков — 475-650 мм с максимумом в июле — августе и минимумом в зимние месяцы. Почти повсеместно распространена вечная мерзлота, мощность которой достигает 100 м.

Область располагается в подзоне средней тайги. Почти всюду господствует лиственничная тайга (из Larix dahurica). Для ровных пространств характерны лиственничные леса с примесью плосколистной березы (Betula platyphylla) и с покровом из багульника (Ledum dilatatum и др.), а по плоским пониженным местам распространены преимущественно сфагновые болота - мари. На равнине под лиственничными лесами развиты своеобразные таежные светло-бурые малогумусные и оподзоленные бурые лесные почвы, при интенсивном заболачивании переходящие в торфянисто-глеевые и торфяные. На гранитных возвышенностях правобережной части бассейна верхней Зеи есть сосняки. Сосна встречается и на равнине, на дренированных участках с легкими грунтами.

На склонах хребтов багульниковые лиственничники сменяются среднегорными лиственничными лесами. В восточной части области (к востоку от долины Зеи) в верхнем поясе лесной зоны начинают господствовать темнохвойные леса охотского типа (Picea ajanensis и пр.). Самые высокие горы поднимаются выше границы леса; их вершины представляют собой гольцы с горной тундрой, окаймленной у опушки леса полосой кедрового стланика (Pinus pumila). В нижнегольцовой полосе распространены заросли ерника (Betula middendorffii) и золотистого рододендрона (Rhododendron aureum), а выше, среди скал и каменных россыпей, — кустарничковые и кустарничково-лишайниковые тундры.