| Міністерство освіти і науки України
Київський національний університет імені Тараса Шевченка
Геологічний факультет
Кафедра гідрогеології та інженерної геології
Заочна форма навчання
РЕФЕРАТ
з навчальної дисципліни
"Геоморфологія"
на тему
"ОСНОВИ ЧЕТВЕРТИННОЇ ГЕОЛОГІЇ"
Київ – 2011
ОСНОВИ ЧЕТВЕРТИННОЇ ГЕОЛОГІЇ
Четвертинна (антропогенова) система істотно відрізняється від інших систем фанерозою і її вивчення виділилося в окрему наукову дисципліну - четвертинну геологію. Її відокремлення обумовлене своєрідністю використовуваних методичних прийомів дослідження і специфікою комплексу проблем, що вирішуються. Четвертинний період - останній і відносно короткий (1,8 млн.р.) відрізок геологічної історії, упродовж якого рельєф Землі, площі і контури її морів і суші практично не відрізнялися від сучасних. Морські відклади переважають у складі четвертинної системи. Проте їх вивчення пов'язане з великими складнощами. Тому основним об'єктом четвертинної геології залишаються відклади, розвинені в межах суші, де панують континентальні відклади. Континентальні четвертинні відклади поширені на поверхні суші практично всюди, утворюючи суцільний зімкнутий покрив або локалізуючись переважно в депресіях рельєфу.
Зазвичай вони складають роз'єднані тіла, що знаходяться в складних взаємовідносинах прилягання і латеральних переходів, частіше усього розташованих на різновисотних рівнях. Тому їх генезис, умови утворення і вікові відмінності неможливо зрозуміти без аналізу історії розвитку рельєфу.
Тому первинного значення набувають геоморфологічні дослідження як передумови літогенетичних і стратиграфічних споруд.
Велика строкатість літологічного складу і складна будова покриву четвертинних континентальних відкладів сильно ускладнюють фаціальний аналіз, без застосування якого важко або неможливо вирішити генетичні і стратиграфічні завдання. Цей аналіз успішно здійснюється тільки на базі вчення про генетичні типи континентальних відкладів.
Генетичні типи континентальних відкладів
Під генетичними типами розуміються комплекси осадових утворень, з тісним парагенезисом, причинно обумовлені діяльністю певного панівного чинника акумуляції.
Кожному генетичному типу властиві особлива форма залягання складових його відкладів, їх просторовий і генетичний зв'язок з певними формами і елементами рельєфу, а також стадіями їх розвитку і специфічні закономірностями латеральної і вертикальної фаціально-літологічної мінливості.
Тільки виділення генетичних типів дозволяє розробити надійну методику розчленовування і кореляції розрізів цих відкладів і їх картування.
Усі континентальні четвертинні відклади поділяються на два класи: кор вивітрювання і осадових відкладів. Клас кор вивітрювання включає елювіальний ряд; клас осадових відкладів - п'ять рядів: субаерально-фітогенний, схил, водний, льодовиковий і вітровий. Відклади підземно-водного ряду, що включає осадові відклади печер і джерел, грають незначну роль в загальному четвертинному покриві суші.
Елювіальний ряд
Цей ряд виділяється в особливий клас кор вивітрювання. Процес формування елювіальних утворень пов'язаний з вивітрюванням різних гірських порід під впливом фізичних, хімічних і біогенних чинників. В межах елювіального ряду виділяються дві генетичні групи: власне елювій і ґрунти.
Елювій - топографічно не зміщені продукти зміни корінних порід. Найчастіше - рихлі утворення, розташовані на материнських корінних породах, продуктами руйнування яких є.
Літологічний склад елювію і потужність кор вивітрювання визначають:
- клімат;
- склад гірських порід;
- рельєф поверхні;
- час (тривалість процесів вивітрювання).
Найбільш потужні (80-100 м і більше) кори вивітрювання на магматичних і метаморфічних породах відомі в тропічних і субтропічних зонах, де поєднуються високі температури, значна вологість, відносно вирівнюється по рельєфу і тривалості часу формування.
У них чітко виражена вертикальна зональність (від низу до верху): початкова порода - дезінтегрована дресвяниста зона (уламки гірських порід і мінералів) - глиниста (гідрослюдисто- монтморилонітово-бейделітова) - каолінітувато-каолініто-гібситова - зона гідрооксидів Fe і Al.
Елювіальні утворення є одним з основних джерел початкового матеріалу, що розноситься різними агентами денудації.
Ґрунти - особлива генетична група елювіального ряду, що є поверхневою частиною кор вивітрювання. Їх розвиток тісно пов'язаний з підстилаючими материнськими утвореннями (створюють їх мінеральну основу) і зі значною взаємодією з рослинним покривом суші, що викликає біолого-хімічний кругообіг речовини. При цьому важливе значення має складне поєднання хімічного розкладання мінеральної основи ґрунтів (утворення ґрунтового елювію) і накопичення перегною, або гумусу.
Таким чином, ґрунт є складною геобіологічною системою, що істотно відрізняється від зони підґрунтя.
Поширення ґрунтів, їх склад залежать від біоклиматичної обстановки, складу материнських порід, рельєфу поверхні і положення рівня ґрунтових вод. В.В. Докучаєв на основі вивчення розподілу і різного поєднання вказаних природних чинників висунув положення про широтну (чи горизонтальну) зональність ґрунтів на рівнинах і вертикальну в гірських районах. За цією схемою намічена закономірна зміна ґрунтового покриву у міру переходу від полярних широт до екваторіальних.
Ґрунти поділяються на дві підгрупи:
- автоморфні (зональні) - найширше розвинені і формуються в умовах, коли положення рівня ґрунтових вод і висота їх капілярного підняття знаходиться глибше за нижню межу ґрунту. При цьому відбувається аерація ґрунтів, вертикальне просочування в них атмосферних опадів. В результаті низхідні водні розчини сприяють міграції частини продуктів вивітрювання і ґрунтоутворення. Деякі з них видаляються з ґрунту, інші виносяться з його верхньої частини, накопичуючись в нижній;
- гідроморфні (інтразональні) - приурочені в основному до різних понижень. Головне значення в їх формуванні має високе приповерхневе положення рівня підземних ґрунтових вод і зон їх капілярного підняття. Тому ґрунт постійно або велику частину часу насичений водою, і вертикальне просочування атмосферних опадів стає неможливим, утруднюється вступ кисню, що викликає відновні умови середовища. Продукти вивітрювання не видаляються з ґрунту, а окисні сполуки заліза переходять в закисні.
До цього типу ґрунтів відносяться торфяно-глеєві (болотяні) ґрунти і солончаки.
Субаерально-фітогенний ряд
До відкладів субаерально-фітогенного ряду відносяться автохтонні торфяники, які є акумулятивними утвореннями. Серед них виділяється два типи торфовищ.
Низовинні торфовища формуються в знижених ділянках рельєфу. Вони широко поширені на місці озерних водойм в результаті їх закономірного стадійного заростання і перетворення на болота. При цьому відбувається поступова послідовна зміна торфотворних рослин, що відбивається в назвах шарів торфу: очеретяний, очеретяно-осоковий, осоково-гіпновий, гіпновий. Спостерігається як би етапність процесу ґрунтоутворення:
1 - накопичення живої органічної маси внаслідок щорічного приросту рослин (торфоутворювачів);
2 - накопичення торфу в результаті відмирання і неповного розпаду залишків вихідних рослин.
Низовинні торфовища утворюються також в межах суходолів, в заплавах річок. У цих умовах розвинені лісові торфи, трав'яні і гіпнові торфи.
Верхові торфовища утворюються на вододілах у більшості випадків в зонах тайги і лісотундри. Умови їх формування часто пов'язані з наявністю водотривів, що сприяє значному перезволоженню, місцевому застою дощових і снігових опадів. Головними торфоутворювачами тут являються сфагнові мохи.
Ряд схилу (колювіальний)
Гравітаційна група
Колювій обвалу
Обвальні накопичення найбільш виражені в гірських районах. Вони грають підпорядковану роль в комплексі відкладів схилів гірських країн. Тільки біля підніжжя великих уступів з розривними порушеннями, що активно розвиваються, вони розвинені на значній площі і мають велику потужність.
Обвальні накопичення складаються з різного змішаного несортованого матеріалу - від найбільших брил до дрібного щебеня і навіть тонкого матеріалу.
Осипні накопичення утворюються біля підніжжя гірських схилів в результаті періодичного скачування різнорозмірного матеріалу, що відділяється від скельних схилів внаслідок фізичного вивітрювання.
Осипи в рельєфі утворюють окремі круті конуси або зімкнуті більш пологі шлейфи, ухили яких близькі до кута природного укосу сипких тіл. Потужність осипних накопичень досягає 20-30 м і більше.
У осипах спостерігається виразна диференціація матеріалу: периферичні частини складені більшими уламками у порівнянні із вершинними.
В межах рівнинних територій осипи зустрічаються рідко і полягають переважно з малопотужного піщано-глинистого матеріалу, часто в суміші з іншими типами відкладів схилів.
Колювій сповзання
Зсувні накопичення (деляпсій) - це зміщені маси гірських порід, що складає береги річок, озер, морів. Зсувоутворення відбувається під впливом комплексу чинників, одним з яких є крутизна схилів і склад порід, що складають їх. Порушенню рівноваги схилів може передувати підмив берегів. Велику роль грає насичення порід схилу ґрунтовими і поверхневими водами.
Серед зсувів за формою прояву і будові виділяються блокові і поточні.
Блокові зсуви утворюються в результаті зісковзування великих блоків порід схилу, в яких різною мірою зберігається внутрішня будова. Залежно від положення площини ковзання зсуви розділяються на деляпсивні і детрузивні.
Потокові зсуви - це насичені водою розпушені маси переважно глинистого складу, в напіврідкому стані що переміщаються вниз по схилу за законами пластичної або в'язкої течії.
Соліфлюкційні накопичення (дефлюксій, солифлюксій) утворюються в результаті повільної в’язкопластичної течії рихлих сильно перезволожених дисперсних відкладів на схилах крутизною 3-10о
. Найширше розвинені в зоні розповсюдження багаторічномерзлих гірських порід. При сезонному протаненні льдонасичених дисперсних ґрунтів, вони сильно перезволожуються, втрачають структурні зв'язки, переходять у в’язкопластичний стан і повільно (декілька см/рік) переміщаються вниз по схилу.
Швидка соліфлюкція (пов'язана зі збільшенням глибини сезонно-талого шару і підвищенням вологості) розвинена локально на ділянках досить крутих схилів (не менше 10-15о
), складених супісками і суглинками. В результаті періодичного переміщення перезволожених відкладів утворюються різні форми рельєфу: окремі язики, вали, соліфлюкційні тераси.
Соліфлюкція активно протікає у вологому екваторіальному або тропічному кліматі, де широко розвинений елювіальний глинистий покрив. У дощові періоди глиниста частина елювію значно перезволожується, що викликає в’язкопластичну течію перезволоженої маси.
Особливий вид соліфлюкційних утворень - куруми - дресвяно-глибово-щебнисті накопичення на схилах різної крутизни (від 3-5 до 40-45о
), складених скельними породами. Утворення уламкового матеріалу курумів пов'язане з морозним вивітрюванням скельних порід, витріщенням каменів з дрібнозему і суфозією. Розміри, форма і розташування курумів на місцевості дуже різні.
У курумах виділяється три основні пояси, що закономірно змінюють один одного:
- пояс грубоуламкового матеріалу, що утворюється в результаті руйнування скельних порід під дією морозного вивітрювання, витріщення (виморожування) каменів з дрібноземистого матеріалу і суфозії;
- пояс рухливих кам'яних потоків по схилах, днищах пологих улоговин, де відбувається активний рух;
- пояс акумуляції - рух затихає або повністю припиняється, утворюються конуси виносу, вали, курумні шлейфи, нагірні тераси.
Рух курумів пов'язують з льодом гольця, який утворюється навесні в результаті проникнення талих вод в основу грубоуламкового матеріалу і їх замерзання. Це супроводить сильне перезволоження тонкодисперсного матеріалу, підстилаючого куруми, що може викликати в'язку течію усієї маси покриваючого грубоуламкового матеріалу.
Делювіальна група
Колювій змивання
Делювій - відклади, що утворюються на схилах в результаті площинного стоку вод, що виникає періодично при випаданні атмосферних опадів і таненні снігу. Площинний стік відбувається у вигляді тонкої пелени або густої мережі цівок, які переносять матеріал (в основному супіщано-суглинистий) вниз по схилу. Біля підошви схилу течія води сповільнюється і матеріал починає відкладатися безпосередньо біля підніжжя і в прилеглій частині схилу. Делювіальні відклади утворюють полого нахилені увігнуті шлейфи.
Найбільша потужність відкладів (5-10 м і більше) спотерігається біля основи схилу, поступово зменшуючись вгору по схилу і вниз, у бік днища долини.
Найбільш сприятливі умови формування делювію створюються в рівнинних степових районах помірного пояса і саван, де рослинний покрив відсутній або значно розріджений. Делювіальні відклади тут складені, головним чином, суглинистими і глинистими різновидами, місцями зустрічається піщаний матеріал. Іноді у складі делювію зустрічаються горизонти ґрунтів.
У гірських країнах формуються змішані колювіально-делювіальні утворення.
Водний (аквальний) ряд
У цей ряд входить дві групи відкладів : руслових водних потоків (флювіальна) і озерних (лімнічна).
Флювіальна група
Відклади групи широко розвинені в межах рівнин і в гірських районах. Їх формування пов'язане з діяльністю руслових постійних річкових і тимчасових потоків. Виділяється два споріднені генетичні типи відкладів - алювій і пролювій.
Алювій
складає русла, заплави і надпойменні тераси різних рівнів.
У початкові етапи розвитку річкових долин порушується їх прямолінійність внаслідок особливостей динаміки руху води. Виникають міандри, в межах яких увігнутий берег виробляє підмив, а на опуклий берег виноситься і відкладається у вигляді руслової мілини різний матеріал. Подальше міграційний спрямований розвиток русла збільшує розміри руслових мілин, при цьому молодші відклади притуляються до древніших і в цілому відбувається розширення долини.
Відклади, що утворюються безпосередньо водами русла називають русловим алювієм.
Русловий алювій представлений добре промитими косошаруватими пісками різної зернистості, іноді з гравієм; у основі зазвичай залягають грубіші відклади - базальний горизонт розмиву.
Над русловим алювієм залягають відклади заплавного алювія, які накопичуються у повені. Порові води, маючи невелику швидкість, переносять переважно тонкі зважені частки. Заплавний алювій має відносно невелику потужність, представлений супісками і суглинками з незначними прошарками глинистого піску, а місцями - з тонкими прошарками слабкорозвинених ґрунтів.
В межах заплави місцями розвинений старичний алювій, що заповнює відшнуровані від основного русла річки закрути, перетворені на озеровидні водойми. У таких водоймах - старицях, відклади представлені супісками, суглинками і глинами, багатими органічною речовиною, вгору по розрізу часто змінюються торфом. Лінзи старичного алювія місцями перекриті відкладими заплавної фації.
Усі описані фації якнайповніше розвинені в алювії рівнинних річок. Сумарна потужність сучасного алювія великих річок - близько 20-30 м, що приблизно відповідає різниці висот найбільш глибоких ділянок русла (плес) і високих повеней.
Для алювія субарктичної зони характерна велика льодистість. Лід утримується у вигляді цементу, численних субгоризонтальних прошарків, окремих лінз і потужних повторно-жильних льодів, що утворюють густу полігональну мережу. При протаванні льоду в рельєфі утворюються великі термокарстові депресії із залишковими відкладами невеликої потужності
Алювіальні відклади гірських країн істотно відрізняються від алювія рівнинних річок. У долинах відкладається переважно крупноуламковий матеріал (гравієво-галечний з валунами). Ця руслова фація майже повністю складає заплаву. Осадки заплавної і старичної фацій відсутні або розвинені слабо в межах западин. Потужність гірського алювія місцями досягає 40-50м.
Пролювій
- відклади, що утворюються шляхом наземного гирлового винесення різноманітного матеріалу тимчасовими потоками і постійними річками, особливо широко розвинені біля підніжжя гір в умовах арідного клімату. Вони складають потужні конуси виносу і підгірні хвилясті шлейфи, що утворюються від їх злиття.
Склад пролювіальних відкладів міняється від вершини конуса до його периферії від гальки і валунів з піщано-глинистим заповнювачем до тонких і відсортованих осадків (піщаних, супіщаних), нерідко в крайовій частині - до лісовидних супісків і суглинків.
Найбільш великі конуси - "наземні дельти" - утворюються при виході постійних гірських річок на рівнину. У них виражена концентрична зональність з виділенням трьох зон, яким відповідають певні фації:
- вершинна - віклади руслової фації, представлені крупновалунними галечниками, що поступово змінюються дрібновалунними галечниками і пісками;
- середня - розвинена віялова фація, представлена переважно супіщано-суглинним матеріалом;
- периферична (околична) - тут періодично виникають мілководі водойми і розвинена застійноводна фація. Тут накопичуються або карбонатні або загіпсовані суглинки і супіски, або болотяно-солончакові утворення.
У рівнинних областях до пролювію відносяться відклади, що складають конуси виносу великих ярів і балок, складених різним за складом матеріалом, - від суглинків з гравієм і піском до гравієво-галечних відкладів.
Озерна (лімнічна група)
Озерні відклади (лімній)
Осадконакопичення в озерах залежить від клімату, який визначає їх гідрологічний і гідрохімічний режим. Виділяють три типи озерних осадків:
1 - теригенні - що утворюються за рахунок приносу уламкового матеріалу;
2 - хемогенні - за рахунок осадження розчинених у воді солей і колоїдів;
3 - органогенні - що утворюються за рахунок різних організмів.
Льодовиковий (гляциальний) ряд
У льодовиковий ряд входять дві парагенетично пов'язані групи відкладів: власне льодовикова і водно-льодовикова (флювіоглаціальна).
Група власне льодовикових відкладів.
Основна (донна) морена за даними Ю.А. Лаврушина поділяється на монолітну і лускату.
Монолітна основна морена
утворюється під покривом повільно льодовика, що рухається, з матеріалу, що знаходиться в придонних частинах льоду.
Основна морена представлена суглинками, місцями глинами з гравієм, галькою і валунами різної розмірності. Валуни, як правило, принесені здалека і несуть сліди льодовикової обробки. У основних моренах місцями включені відторженці - великі масиви порід, переміщені на далекі відстані.
Вцілому основна морена відрізняється великою щільністю, відсутністю шаруватості і мінливою потужністю (від 5-10 до 15-20 м).
Лускаті основні морени
виникають в результаті натиску мас льоду і утворення внутрішніх сколів. При цьому відбувається переміщення донної морени по лінії внутрішніх сколів. Утворюються лускато-надвижні блоки і пластини, складені мореною.
Місцями вони складені затягнутими в морену сильно дислокованими підлідними корінними породами - гляціодіапірами. Усі порушення залягання корінних порід під дією льодовика називаються гляціодислокаціями. Потужність лускатих морен досягає місцями багатьох десятків метрів.
Абляційні морени
зазвичай пов'язані з периферичними зонами льодовиків при їх деградації. У цих умовах наявний усередині льодовика або на його поверхні матеріал підпадає під вплив льодовикових вод, що рухаючись, виносять дрібнозем. При повному таненні льодовика піщаний і грубоуламковий матеріал, що залишається, у вигляді відносно тонкого шару накладається на основну морену.
Крайові (кінцеві) морени
утворюються при тривалому стаціонарному положенні краю льодовика. У крайовій частині льодовика відбувається розвантаження принесеного уламкового матеріалу - утворюється насипна кінцева морена. У ряді випадків розвинена напірна кінцева морена, що утворюється під натиском льодовика, що просувається, на утворені при стаціонарному положенні відклади і на породи підлідного ложа.
У формуванні крайових морен істотну роль відіграють водно-льодовикові процеси і відклади. Складність процесів формування кінцевих морен проявляється в значній неоднорідності їх складу і будови. Це особливо властиво напірним моренам, в яких можна спостерігати складне чергування порушених морен, водно-льодовикових відкладів і підлідних корінних порід.
Крайові морени виражені в рельєфі у вигляді зігнутих в плані вало- чи грядо-подібних височин, що повторюють форму краю льодовикового потоку. Потужність крайових морен досягає багатьох десятків метрів, іноді - 100 м і більше.
Група воднольодовикових відкладів
Льодовиково-річкова (флювіоглаціальна) підгрупа
Флювіоглаціальні відклади сформовані осіданнями турбулентних потоків талих льодовикових вод. Вони поділяються на два генетичні типи.
Внутрішньольодовикові
(інтрагляціальні) відклади повністю підпорядковані власне льодовиковим утворенням, складаючи з ними нероздільну єдність. Потоки талих вод, рухаючись часто під натиском в тріщинах і каналах усередині товщі льоду або біля його основи, то врізаються в ложе льодовика, утворюючи сліпі глибокі вибоїни підлідного стоку, то відкладають між крижаними берегами свої осадки, що утворюють після танення льодовик ози, ками і камові тераси.
Прильодокові
(перигляціальні) відклади відкладають перед фронтом льодовика зандрові конуси виносу, зандрові поля або виконують прильодовикові улоговини стоку. Це відклади руслових потоків, течія яких підпорядкована тим же законам, що і течія звичайних річок і струмків, але які живляться талими водами льодовика. Тому немає чітких критеріїв розділення перигляціальних і власне річкових відкладів.
Вони визначеніші для областей рівнинних материкових зледенінь. Талі води могли витікати з-під краю льодовика як в пониженнях рельєфу, так і на вододільних просторах, в межах яких і виникали великі розливи, що утворили покриви зандрових пісків. Такі покриви невід'ємні від льодовика.
Виділення перигляціальних відкладів як особливого генетичного типу в гірських країнах мало обґрунтовано, оскільки стік тут завжди відбувається по дну долини, незалежно від джерела живлення руслового потоку.
Озерно-льодовикові (лімногляціальні) відклади
В основному ці відклади розуміються як відклади прильодовикових озер.
Озерно-льодовикові відклади
У районах рівнинних материкових зледенінь озера виникали завдяки підгачуванню річок льодовиком. У таких озерах поблизу краю льодовика часто накопичувалися піщані осадки, що літологічно не відрізнялися від озерних. Проте, в їх межах найбільш поширені осадки стрічкового типу - стрічкові піски, алеврити і особливо глини.
Для них характерна різко виражена сезонна шаруватість - монотонне повторення річних стрічок осадків, що складаються з більш потужного літнього шару тонкопіщаного, алевритового або алевро-глинистого складу і малопотужного зимового глинистого шару.
Еоловий ряд континентальних відкладів
Еолові відклади в сучасну епоху утворюються в пустелях і на їх найближчій периферії. У більш ранні відрізки четвертинного періоду вони формувалися в перигляціальній зоні, що примикала до материкових зледенінь.
Групу еолових відкладів можна розділити на два генетичні типи - еолові піски і еолові леси.
Еолові піски
В областях поширення четвертинних материкових зледенінь і перигляціальній зоні, що примикала до них, широко поширені древні, тепер нерухомі і порослі лісом материкові дюни, що покривають великі площі на поверхні колишніх зандрових полів, древньоалювіальних річкових терас і піщаних рівнин (типу Прип'ятського Полісся і Мещери).
Еолові леси
покривають величезні простори в усіх областях, але головним чином у позальодовикових. Їх плащеподібне залягання, характерний склад, позбавлений грубих уламкових часток, велика пористість, відсутність шаруватості водних осадків і деякі інші особливості привели більшість дослідників до визнання їх еолового генезису.
Важливою особливістю будови лісових товщ є наявність в них горизонтів похованих ґрунтів. Аналіз ув'язнених в лесах пилку, фауни молюсків, залишків більшої фауни, свідчить про їх утворення в умовах холодного льодовикового клімату, поховані ґрунти несуть усі ознаки формування в тепліших умовах.
Четвертинний період. Стратиграфічні підрозділи четвертинної системи. Особливості четвертинного періоду і його відкладів
1. Мала тривалість четвертинного періоду. Четвертинна система відповідає частині звичайного стратиграфічного ярусу або зони. Мала тривалість періоду вимагає особливих принципів і методів для його стратиграфічного розчленовування.
2. Крайня геологічна молодість відкладів проявляється у ряді особливостей:
а - повсюдність поширення;
б - рішуче переважають рихлі відклади;
в - панують недислоковані відклади;
г - характерна мала потужність відкладів.
3. Повне панування континентальних відкладів у складі покриву четвертинних відкладів суші.
Найважливіші особливості четвертинних відкладів обумовлені їх тісним зв'язком з рельєфом і з процесами його формування - для них характерні сильна фаціальна мінливість, літологічна строкатість в плані, залягання у вигляді складних лінзовидних тіл. Осадконакопичення відбувається в численних відособлених западинах, в пониженнях рельєфу і на їх схилах при дуже великій різноманітності екзогенних процесів.
Характерна повторюваність в розрізі одноманітних літогенетичних комплексів, обумовлена неодноразовим повторенням схожих умов осадконакопичення.
Постійно проявляється складне поєднання процесів акумуляції і денудації. Типове різновисотне положення одновікових відкладів і рівневисотне положення різновікових відкладів.
Звичайна майже повна відсутність залишків організмів.
4. Коливання клімату і зледеніння. Найважливіша особливість антропогену - глобальні коливання клімату. Коливання клімату виражалися в неодноразовій зміні холодних і теплих епох різної тривалості і інтенсивності. У середніх і високих широтах сильним і тривалим похолоданням відповідали льодовиков’я (гляціали), тривалим потеплінням – межльодовиков’я (інтергляціали). У арідній зоні і субтропіках чергувалися епохи зволоження - плювіали і висушення - аріди.
Зледеніння викликали великі евристатичні коливання рівня океану і змінювали його температурний режим.
5. Розвиток людини.
Принципи стратиграфії четвертинних відкладів.
В основі стратиграфії антропогена лежить палеокліматичний і біостратиграфічний принципи.
Найголовніше значення для розчленовування четвертинного періоду має властива йому кліматична періодичність. Багатократні великі коливання клімату Землі дають достатню дробову ділення четвертинних відкладів і забезпечують, завдяки глобальності кліматичних епох, можливість широкої кореляції кліматостратиграфічних підрозділів.
Це виводить на перше місце кліматостратиграфічну методику розчленування відкладів, що спирається на зміну в розрізі льодовикових і міжльодовикових відкладів, холодо- і теплолюбних видів викопної флори і фауни, на хід і прояв процесів рельефоутворення.
Основою методики є палеокліматична інтерпретація палеонтологічних і літологічних особливостей нашарувань, що послідовно змінюються в розрізі. Важливе значення часто має геоморфологічний аналіз.
Палеонтологічний матеріал досліджується з палеоекологічного боку - як показник кліматичних умов мешкання організмів.
У морських прибережних відкладах істотні дані дають зміни біоценозів донної фауни молюсків, пов'язані з великими зміщеннями зон мешкання. Для глибоководних відкладів виразно виявляються зміни в розрізах тепло- і холодно-любивих форамініфер. У зв'язку з наявністю безперервних розрізів четвертинних відкладів можливе отримання якнайповніших еталонів кліматостратиграфічної шкали.
Допоміжним засобом є визначення палеотемператур за допомогою ізтопного методу за співвідношенням ізотопів кисню О16
і О18
в карбонаті раковин форамініфер.
Для відкладів суші найважливіше значення має палеофлористичний аналіз, заснований, головним чином, на палінологичному і карпологічному методах, оскільки рослинність дуже чуйно реагує на зміни клімату - це дозволяє простежувати загальний процес потеплінь і похолодань, а також виявити кліматичний оптимум (епізоди особливо сприятливого клімату, максимального потепління або зволоження).
Вивчення рослинності дозволяє виявити зміщення рослинних (палеофітоценотичних) зон у зв'язку зі змінами клімату.
Важливе значення має виявлення і аналіз генетичних типів відкладів, при діагностиці яких найважливіше значення мають геоморфологічні методи.
Положення біостратиграфічного принципу в стратиграфії антропогена значно складніше.
Особливості застосування палеонтологічного методу пов'язані з пануванням на суші континентальних відкладів. Підрозділ антропогена будується на розрізах континентальних, а не морських відкладів, як це робиться для усіх інших систем.
Для підрозділу четвертинного періоду еволюція морських організмів протікала занадто повільно. Для його розчленовування має значення тільки викопна фауна наземних ссавців, деякі сімейства яких еволюціонували швидше. Підрозділ антропогена заснований на розробленому В.І. Громовим методі виявлення керівних фауністичних комплексів.
В умовах суші надзвичайно утруднюється широке поширення еволюціонуючих видів. Перешкоди для розселення видів і кліматичні відмінності ведуть до виникнення стійких відмінностей фауни різних зоогеографічних областей. Періодичне відновлення зв'язків між континентами призводило до ускладнень в ході розселення тварин. Значно різкіше проявляється ізолюючий вплив клімату, фізико-географічної обстановки. Негативну роль грає вкрай мала кількість залишків копалин.
Усе це обмежує можливості палеонтологічного методу.
Проте, біостратиграфічний принцип зберігає своє значення, засноване на безповоротності розвитку органічного світу і можливості міжрегіональної кореляції. Розвиток матеріальної культури людини дозволяє доповнити його використанням археологічних даних.
Допоміжне значення має тектонічний принцип, заснований на тісному зв'язку між утворенням континентальних відкладів з розвитком рельєфу і з коливальними рухами земної кори. Він знаходить вираження в геоморфологічному і ритмостратиграфічному методах розчленовування відкладів і застосовується в основному на початкових стадіях вивчення в рухливих зонах.
Все більшого значення набувають геохронометричні методи визначення абсолютного віку. Радіологічні і інші фізичні датування, а також палеомагнетизм дають підтвердження стратиграфічним побудовам, отриманим іншими методами, і служать надійним методом міжрегіональної і глобальної кореляції відкладів.
У зв'язку з великою складністю застосування основних принципів розчленовування, для отримання єдиної геохронологічної шкали антропогена потрібне паралельне вивчення літологічних, палеонтологічних і геохронометричних даних і взаємний контроль між ними. Лише такий комплексний підхід дозволить розробити достовірну стратиграфічну схему квартера.
Схема стратиграфії четвертинних відкладів
У схемі стратиграфії квартера виділяються загальна стратиграфічна шкала і місцеві або регіональні схеми розчленовування четвертинних відкладів окремих регіонів.
Загальними називаються стратиграфічні підрозділи, що служать загальними еталонами межрегіональній і глобальній кореляції і в сукупності становлять загальну стратиграфічну шкалу. Четвертинна система відповідає зоні загальної стратиграфічної шкали кайнозою, що виділяється по фауні форамініфер. Тому із загальних підрозділів біостратиграфічного обґрунтування в її складі виділяються тільки підзони, які служать для кореляції розрізів осадків океанічного дна.
У стратиграфії континентальних відкладів використовуються дробові підрозділи кліматостратиграфічного обґрунтування, або, разом з ним, що розрізняються і по фауні наземних ссавців (у провінційному масштабі).
У Стратиграфічному Кодексі СРСР виділяється п'ять основних одиниць кліматостратиграфічних підрозділів, підлеглих зоні загальної шкали:
1. Розділ (етап) - вища по рангу одиниця підрозділів четвертинної системи. Відповідає тривалому (0,8-1 млн.р.) етапу історії зміни клімату, що складається з численних кліматичних ритмів похолодання-потепління.
У четвертинній системі виділяється три розділи:
- Еоплейстоцен -в цілому відносно теплий кліматичний етап;
- плейстоцен - відповідає холоднішому кліматичному етапу;
- голоцен.
2. Ланка (пора) - кліматостратиграфічна одиниця, підпорядкована розділу.
Ланка відповідає складному ритму кліматичних змін тривалістю 200-300 тис.р. Вона складається з серії ритмів нижчого порядку, які групуються, утворюючи дві частини складного ритму – в цілому теплішу і холоднішу.
3. Ступінь (кліматоліт, або кліматема) - кліматостратиграфічна одиниця, підпорядкована ланці. Відповідає великій фазі глобального похолодання (кріохрон) або потепління (термохрон) клімату, під час якої відбувається корінна перебудова рослинно-кліматичної зональності і зміна ходу екзогенних процесів, принаймні в поясі середніх широт.
Палеонтологічна (головним чином палінологічна) характеристика ступенів обмежується виявленням типових екологічних угрупувань організмів, використовуваних як показники кліматичної обстановки.
Тривалість відрізків часу, що відповідають ступеням плейстоцена, коливаються від 20 до 100 тис.р.
Ступені можуть групуватися в надступені (додаткові підрозділи). Тривалість відрізків часу, що відповідають їм, - 80-150 тис.р.
Існує ще два нижчих по рангу підрозділи - стадіал і рівень (нашаруй). Хронологічний об'єм стадіала 5-10 тис.р., рівня - 1-5 тис.р.
Регіональні стратиграфічні підрозділи. У стратиграфії четвертинної системи використовуються регіональні підрозділи біостратиграфічного і кліматостратиграфічного обґрунтування.
Біостратиграфічне обґрунтування мають палінозони (виділяються за складом спорово-пилкових спектрів) і провінційні зони (виділяються за фауною наземних ссавців). Не зважаючи на велике значення таких підрозділів, проведення меж на основі біостратиграфії, внаслідок бідності відкладів копалинами, можливо лише в окремих випадках.
Основою побудови регіональних стратиграфічних схем є регіональні підрозділи кліматостратиграфіченого обґрунтування.
Основним регіональним кліматостратиграфічним підрозділом є кліматостратиграфічний горизонт - комплекс відкладів, що утворився за час однієї великої фази похолодання (льодовиковий горизонт) або потепління (міжльодовиковий горизонт) клімату (тобто на тих же принципах, що і ступінь). Якщо на значній площі декілька кліматостратиграфічних горизонтів не можуть бути простежені окремо, їх об'єднують в кліматостратиграфічні надгоризонти.
Нижня межа антропогена
Нижня межа антропогена відповідає 1,8 млн.р., тобто розташовується безпосередньо вище палеомагнітоного епізоду Олдувей.
Приблизно цей же рубіж (1,8 млн.р. - початок епізоду Олдувей) відповідає підошві верхнього вілафранка (у СРСР йому відповідає підошва апшеронського ярусу в Каспійскому басейні).
У океані нижня межа четвертинної системи відповідає підошві зони Globoro - talia truncatulinoides.
Будова четвертинних відкладів Російської рівнини
Будова четвертинного покриву в різних областях істотна по-різному. Були виділені ряд регіонів, гарниці яких, як правило, співпадають з контурами великих структурних областей. Усередині регіонів виділяються райони, в яких особливості будови четвертинної товщі обумовлені історією геологічного розвитку кожного району.
Європейська частина Росії в структурному відношенні є Східноєвропейською платформою. Вона поділяється на дві області: північну - льодовикову і південну - позальодовикову.
Льодовикова область
Будова четвертинного покриву. Зледеніння залишили специфічний рельєф і комплекс відкладів - пагорби і гряди, складені моренами і водно-льодовиковими відкладами, зандри, глибокі, переважно нині поховані долини виорювання.
У розрізах спостерігається чергування або накладення один на одного льодовикових і міжльодовикових відкладів. Велика частина розрізів неповна. Льодовикові і водно-льодовикові відклади збереглися краще, ніж міжльодовикові. Найбільша потужність відкладів (120-250 м) спостерігається у дольодовикових пониженнях, улоговинах льодовикового виорювання і в крайових зонах зледенінь.
Еоплейстоцен (1670-800 тис.р.). Відклади мало розвинені, вивчені погано і віднесені до Еоплейстоцену умовно. Утворюють древні глибокі долини, поховані під моренами і флювіоглаціальними відкладами. У долинах Пра-Волги, Пра-Оки, Пра-Москви і притоках Дона залягають на глибині 100-150 м. Представлені алювіальними пісками потужністю 3-4 м, рідше - лісовидними суглинками.
Клімат мав стійкий характер похолодання (по пилку).
Нижня ланка (нижній плейстоцен) об'єднує декілька горизонтів.
Донський горизонт. До нього імовірно відносяться морені утворення ПЗ Росії і Білорусії; залягає в основі четвертинної товщі.
Краще розвинений в Прибалтиці (названий дзукійским) - моренні і флювіогляціальні відклади.
Біловезький горизонт (близько 600 тис.р.) - міжльодовиковий. Відомий в Підмосков’ї, Прибалтиці, Білорусії, на Україні.
Це древній алювій Волги, Дону, Оки, Німану, Дніпра, Москви та ін. Потужність від 5-10 до 30-35 м. Крім того - малопотужні озерні супіски, піски, глини з торфом і рослинними залишками.
Залягає у врізах в корінні породи, нині похований.
В цей час були широко поширені хвойні ліси з домішкою широколистяних; на південь змінювалися лісостепами.
Окський (березинський) горизонт (542-440 тис.р.) - моренні утворення. Зазвичай знаходиться в похованому стані. Відомий в долинах річок Москви, Волги, Дона, Дніпра, Мезени, Печори, Вичегди, Ками та ін.
Потужність морени на ПС Російської рівнини змінюється від 1 м на височинах до 40-45 м в похованих долинах. У Білорусії (березинський горизонт) - від 2-3 м до 50-60, іноді до 70-100 м
У басейні р.Оки - важкі темно-сірі або бурі суглинки з уламками місцевих вапняків і кременів і кристалічних порід, принесених з Фенноскандії і з Нової Землі.
У долині р.Дон - сірувато-жовті, бурі суглинки з галькою і валунами кристалічних і осадових порід потужністю близько 20 м (раніше відносилися до дніпровського горизонту).
Середня ланка (середній плейстоцен) широко розвинена на Російській рівнині. На півночі - поховані, за межами піздньоплейстоценових зледенінь складають основні форми рельєфу.
Лихвинський горизонт (440-300 тис.р.) - міжльодовиковий. Відомий північніше і на захід від Московської області, в долинах Волги, Оки, Москви.
Представлений озерними і алювіальними відкладими.
У еталонному розрізі спостерігається наступне. У нижній частині III тераси р.Оки висотою 40 м на розмитій поверхні окської морени і біловезького алювія залягають алювіальні гравієві піски, озерні глини і лісовидні суглинки з похороненими ґрунтами потужністю 15 м. Відклади містять рослинні залишки, мікрофауну, діатомові водорості, молюски, велика кількість залишків риб, кістки ссавців середньоплейстоценового віку (хазарський комплекс).
На узбережжях Балтійського, Білого і Баренцевого морів накопичилися морські глини і піски потужністю 5-70 м з фауною морських молюсків і форамініферами.
Дніпровський горизонт (300-250 тис.р.) представлений льодовиковими і флювігляціальними відкладими, що покривають суцільним чохлом відклади, що залягають нижче. На поверхню відклади виходять на південь від межі московського зледеніння, де складає вододіли, оголюються в долинах річок, розкривається ярами і балками.
Дніпровське зледеніння було одним з найзначніших на Російській рівнині. Найбільш далеко на південь льодовик спускався по долині Дніпра.
Морена представлена щільними суглинками валунів бурого, темно-коричневого кольору, іноді набув чорного кольору від підстилаючих юрських глин і крейдових пісків. Грубоуламковий матеріал утворений вапняками, гнейсами, метаморфічними сланцями, кварцитами і гранітами. У багатьох місцях переважають місцеві карбонатні породи. Потужність морени на вододілах 10-20 м, в древніх пониженнях рельєфу і в крайовій зоні збільшується до 25-30 м.
Поверхня морени розмита, згладжена, дуже часто перекрита лісовидними суглинками.
Флювіоглаціальні відклади дніпровського зледеніння залягають під, усередині і на морені у вигляді окремих піщано-гравійно-галечних лінз. Вони також утворюють більш великі улоговини стоку, вкладені в морену або утворюють плоскі зандрові рівнини, що переходять на південь в поверхні IV надпойменної тераси Дона і Дніпра. Потужність алювія досягає 80 м.
В окремих місцях відомі озерно-льодовикові стрічкові глинисті відклади, що залягають на морені.
Одинцовський (рославльский) горизонт - міжльодовиковий - включає алювіальні, озерні і болотяні відклади; на півночі - морські осадки, що утворилися на нерівній поверхні.
Відклади представлені пісками, глинами, мергелями, торфом і гіттією, залягаючими на дніпровській морені. Потужність - від 0,5-1 до 40-50 м. Місцями горизонт представлений похованими ґрунтами, розвиненими на дніпровській морені.
Відклади містять залишки і пилок дуба, граба, в'яза, липи.
Московський горизонт (140-150 тис.р.) - льодовиковий. Морена широко поширена і залягає плащеподібно, охоплюючи вододіли і заповнюючи древні долини. На сході московський покрив змикається з тазовським покривом Західного Сибіру.
Льодовиковий покрив складався з окремих потоків льоду, що рухалися по древніх пониженнях і річкових долинах.
Морена в центральній частині Російської рівнини складається з суглинків валунів червонувато-бурого кольору. На ПЗ морена сіра і темно-сіра залежно від кольору підстилаючих корінних порід. Суглинки нешаруваті, несортовані, вапнякові, часто піщані, з валунами різноманітного складу (граніти, кварцити, гнейси, вапняки, сланці). В порівнянні з дніпровською мореною, московська містить менше кристалічних порід, валуни гірше окатані, вона менш карбонатна.
Потужність 10-30 м, в окремих пониженнях рельєфу і в крайовій зоні збільшується до 50-60 м.
У зв'язку з нерівномірністю відступання покриву, іноді виділяється два горизонта морени, розділених малопотужними флювіоглаціальними пісками. Край льодовика довгий час знаходився на рівні Клину і Дмитрова, де сформувалася потужна (до 100 м) кінцева стадіальна морена, що утворює в рельєфі Клинсько-Дмитровську гряду.
Флювіоглаціальні відклади, пов'язані із зледенінням, утворювалися під час настання і танення льодовиків. Вони представлені в основному шаруватими буро-сірими або жовтуватими пісками з гравієм і галькою, часто деформованими; місцями матеріал галечний для валуна. Потужність відкладів 5-10 м.
Флювіоглаціальні відклади часу відступання льодовика складають поверхню третьої тераси і представлені піщаними, гравієво-піщаними і галечними відкладами горизонтально- і косошаруватими, добре сортованими, часто залізистими. Потужність відкладів 8-10 м.
На південь від поширення морен московського зледеніння розвинені великі зандрові рівнини.
Верхня ланка (верхній плейстоцен).
Микулинський горизонт (міжльодовиковий) включає алювіальні, озерні, болотяні і морські відклади, що утворилися після відступання льодовиків московського зледеніння 120-110 тис.р. назад.
У області розвитку піздньоплейстоценових зледенінь відклади розділяють на московську і калининську морени.
У стратотипічному розрізі горизонту озерно-болотяні відклади представлені глинами, пісками, гіттією потужністю 10 м. Вони містять пилок дуба, граба, ліщини та ін.
У ПЗ частині льодовикової області серед лісовидних суглинків, що перекривають вододіли, широко розвинені микулинські поховані ґрунти, що відносяться до лісового типу.
Поза зоною покривного зледеніння микулинський горизонт найчастіше представлений алювієм, що складає нижні частини інших надпойменних терас в річкових долинах, - це шаруваті піски і супіски, часто з прошарками торфу, з гравієм, дрібною галькою; потужність - перші метри.
Валдайський надгоризонт. Калининське (ранньовалдайське - 50-60 тис.р.) і осташківське (піздньовалдайське - 20 тис. років) зледеніння часто розглядають як єдине валдайске зледеніння. Воно було набагато менше за московське. Виділялося декілька льодовикових потоків, що рухалися по пониженнях рельєфу і річкових долинах. Відступання льодовика було нерівномірним, внаслідок чого утворилося 6-7 великих стадіальних морен, що виділяються в рельєфі у вигляді високих гряд.
Валдайський льодовиковий рельєф має свіжий вигляд. Безліч морених гряд, пагорбів, озів і камів розвинена на усій площі колишнього льодовикового покриву. На Скандинавському щиті розташовувалася область екзарації, де збереглася безліч баранячих лобів і западин виорювання.
Морени калининського і осташківського зледенінь складаються з темно-сірих і червоно-бурих суглинків і глин, що містять велику кількість валунів і брил, а також відторженців. Потужність морен звичайні 10-15 м, в крайових грядах збільшується до 40-45 м.
У кінців крайових морен валдайського зледеніння широко розвинені зандрові рівнини і ози, а також льодовиково-озерні відклади, ками і стрічкові глини.
На південь від межі поширення льодовикового покриву відклади, утворені в льодовикову епоху, представлені алювієм верхніх частин I і II надпойменних терас, а також лісовидними суглинками, що перекривають вододіли і поверхні високих терас.
Середньовалдайський (молого-шекснинський) горизонт (50-23 тис.р.) формувався між калининським і осташківським зледеніннями.
У нього входять алювіальні, алювіально-озерні і болотяні відклади. Алювіальні відклади розвинені південніше осташківської морени, складають нижні частини перших надпойменних терас майже усіх річок і містять залишки теплолюбних рослин. Озерні і болотяні осадки представлені переважно глинами і торфом потужністю 10-20 м.
На південь від меж осташківського зледеніння формувалися ґрунти, розвинені на різних за генезисом відкладах.
Позальодовикова область
Позальодовикова область безпосередньо примикає до льодовикової; межа між ними проводиться умовно по південній межі поширення дніпровського зледеніння. На заході область примикає до Карпат, на сході - до Уралу.
Будова четвертинного покриву. В межах позальодовикової області розвинені різні за генезисом відклади, що залягають на нерівній поверхні корінних порід.
У позальодовиковій області вплив льодовиків позначався на природі області і у будові її четвертинного покриву. На площі, що безпосередньо примикає до покривів льоду, встановлюються перигляціальні умови з негативними середньорічними температурами, розвитком багаторічної мерзлоти, переважанням антициклонного клімату, епізодичним випаданням опадів, розрізненим рослинним покривом і холодолюбивою фауною. Розвивалися кріогенні процеси.
Під час зледеніння вітри, що дмуть з льодовикових покривів, розвівали морени, водно-льодовикові та ін. відклади, виносили маси пилу на південь, де вони відкладалися, утворюючи потужні товщі лесів.
Межі льодовикових покривів з кожним зледенінням відступали на північ, разом з ними переміщалася і перигляціальна область.
Еоплейстоценові відклади
Алювіальні відклади складають високі VII, VIII, IX тераси Дніпра, Дністра і їх приток. Вони представлені русловими і заплавними осадками - пісками, гравієм, глинами і суглинками потужністю 10-20 м.
Еоплейстоценові тераси на південь поступово знижуються і занурюються під молодші; алювій терас заміщається алювіально-озерними, лимановими, а потім і морськими осадками.
Морські осадки широко поширені в Прикаспії (апшеронські шари), Приазов’ї і Причорномор'ї. Це глини з прошарками пісків і алевритів, з фауною солонувато-водних, а іноді і прісноводих молюсків і мікрофауною.
Серед відкладів позальодовикової області виділяються покривні утворення - скіфські глини. Вони широко поширені на межиріччях від Предуралля до Карпат, залягаючи плащеподібно на корінних породах і еоплейстоценовому алювії і перекриваючись плейстоценовими лесами. Глини строкаті (червонувато-бурі, сірі, зелені), нешаруваті, в них зустрічаються піски, багато вапнякових і Mn - Fe утворень. У глинах простежуються 3-4 похованих червоно-бурих ґрунтових горизонти, утворених в умовах змінно-вологого і жаркого клімату.
Плейстоценові відклади
Виділяються нижньо-, середньо- і верхньоплейстоценові відклади. У кожній ланці виділяються усі горизонти. Як правило, кожен горизонт включає алювіальні, озерні, болотяні і еолові відклади.
Алювіальні відклади. На півдні річки існували як в міжльодовикові, так і в льодовикові епохи, і в них формувався алювій.
Алювій складає тераси, кількість яких в усіх долинах 5-6. На ділянках перетину зростаючих піднять з'являються додаткові локальні тераси.
У алювії кожної тераси виділяється дві свити: нижня, як правило потужніша (10-20 м), відкладалася в теплій кліматичній обстановці, міжльдовиковья; верхня - менш потужна (5-6 м і менш) накопичувалася в холодних умовах, що відповідають зледенінню.
Різновіковий алювій великих річок має строкатий фаціальний склад. Серед основних горизонтально- і косошарових галечно-гравієво-піщаних відкладів руслових фацій є присутніми глинисті, часто з торфом, осадки старичної фації і супісчано-суглинисті горизонтально- і хвилясто-шаруваті осадки заплавної фації. У основі майже завжди виділяється базальний горизонт.
Алювій усіх терас перекривається субаеральними утвореннями, причому чим древніша тераса, тим більша потужність покривних утворень.
Вгору по течіях річок Дніпра, Дону, Волги і їх приток "холодні" свити алювія середньо- і піздньоплейстоценового віку переходять в зандрові піски крайових зон дніпровського, московського і валдайского зледенінь. Вниз за течією тераси знижуються, нижній- і средньоплейстоценовий алювій перекривається молодшими відкладами і заміщається алювіально-озерними, лимановими і морськими осадками.
Субаеральні відклади
Сюди відносяться леси і лісовидні суглинки. Вони мають покривне залягання і еолове походження.
Леси залягають на вододілах і поверхнях терас, утворюючи покривні товщі потужністю в декілька десятків метрів. Горизонти лесів чергуються з горизонтами похованих ґрунтів (межі ґрунтів і лесів не порушені і не несуть слідів розмиву).
Леси утворилися в епохи зледенінь.
Утворення ґрунтів відбувалося в міжльодовикові епохи, коли припинялося інтенсивне винесення пилу. Їх потужність 0,5-2 м. Серед них зустрічаються різні зональні типи, залежно від клімату і ландшафту, існуючого в цьому районі.
Особливо добре розвинені ґрунти, що утворилися в микулинське міжльодовиков’я.
На розчленуванні лесів з горизонтами похованих ґрунтів і їх кореляції із зледенінням будується стратиграфія четвертинних відкладів південних районів.
Морські осадки
На узбережжях Чорного і Каспійського морів розвинені різновікові морські осадки, що знаходяться на різній висоті. Вони вказують на евстатичні коливання рівня морів упродовж четвертинного періоду.
Голоценові відклади льодовикової і позальодовикової областей.
Початок голоцену датується 10-12 тис.р. і є важливим рубежем в історії Землі: закінчилося останнє зледеніння; зникли перигляціальні ландшафти; розширились лісові зони; мамонтовий комплекс ссавців змінився комплексом фауни сучасного типу; у первісному суспільстві пізній палеоліт змінився мезолітом і потім неолітом.
Голоценові відклади широко розвинені на усій території льодовикової і зовнішньольодовикової області і представлені алювіальними, озерними, болотяними, елювіальними, осадками схилів і морів. Формування осадків триває і нині.
Голоценовий алювій складає заплаву і низькі тераси річок. Виділяються руслова, заплавна і старична фації. Потужність алювія досягає 10-15 м і більше.
Поширення і тип ґрунтів підпорядковане сучасній кліматичній зональності. Голоцен може бути розділений на чотири етапи, межі яких мають радівуглецеве обґрунтування: древній, ранній (бореальний період), середній (атлантичний і суббореальний періоди) і пізній (субатлантичний період). мінливість генетичний континентальний відклади четвертинний
Голоцен являється типовим міжльодовиков’ям. Головна тенденція змін його клімату - перехід від холодних умов кінця плейстоцена до теплого кліматичного оптимуму, а потім до нового похолодання.
Кліматичний оптимум припадає на середній голоцен, максимум потепління - приблизно 6 тис.р.
Пізній голоцен відмічений розширенням зони багаторічної мерзлоти, а період - XV - XIX ст. н.е. - посиленням зледеніння багатьох гірських областей і полярних архіпелагів (цей інтервал називають малим льодовиковим періодом або неогляціальним часом).
Температура повітря в помірних широтах в голоцені були на 6-12о
вище, ніж в максимум останнього зледеніння. Межа живлення льодовиків підвищилася в середньому на 900 100 м. Льодовики полярних і гірських областей скорочувалися, причому в кліматичний оптимум скорочення прискорювалося, а при похолоданнях сповільнювалося або змінювалося наступанням. Коливання висоти межі живлення льодовиків в голоцені складали 150-200 м.
|
