Геологічна та рельєфоутворююча діяльність льодовиків
ЗМІСТ
ВСТУП
РОЗДІЛ 1. ОСОБЛИВОСТІ ГЕОЛОГІЧНОЇ ТА РЕЛЬЄФОУТВОРЮЮЧОЇ ДЯЛЬНОСТІ ЛЬОДОВИКІВ І ВОДНОЛЬОДОВИКОВИХ ПОТОКІВ
1.1 Типи льодовиків та їх рух
1.2 Льодовикове руйнування й опадоутворення
1.3 Переносна й акумулятивна діяльність льодовиків
1.4 Флювіогляціальні, або водно-льодовикові відкладення
1.5 Відкладення в перигляціальних областях
РОЗДІЛ 2. МЕТОДИ Й НАПРЯМКИ ЛАНДШАФТНО-ЕКОЛОГІЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ
2.1 Методи комплексних досліджень
2.2 Методи історико-ландшафтних досліджень
РОЗДІЛ 3. ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГІЧНА ХАРАКТЕРИСТИКА ЧЕРНІГІВСЬКОГО ПОЛІССЯ
3.1 Геолого-історичне минуле території Чернігівського Полісся
3.2 Загальний характер геологічної будови території
РОЗДІЛ 4. СУЧАСНИЙ РЕЛЬЄФ ЧЕРНІГІВСЬКОГО ПОЛІССЯ – ЯК РЕЗУЛЬТАТ ДІЯЛЬНОСТІ ЛЬОДОВИКІВ І ВОДНОЛЬОДОВИКОВИХ ПОТОКІВ
4.1 Сучасний рельєф Чернігівського Полісся
4.2 Ландшафти Чернігівського Полісся
ВИСНОВКИ
СПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ
ДОДАТОК
ВСТУП
Льодовики - це природні маси кристалічного льоду, що знаходяться на поверхні Землі в результаті нагромадження і наступного перетворення твердих атмосферних опадів (снігу). Необхідною умовою утворення льодовиків є сполучення низьких температур повітря з великою кількістю твердих атмосферних опадів, що має місце в холодних країнах високих широт і у верхових частинах гір. У перетворенні снігу велике значення мають тиск і сублімація сублімація), під якою розуміється випар льоду і нова кристалізація водяної пари. При сублімації вивільняється тепло, що сприяє сплавці окремих кристалів. З часом фірн поступово перетворюється в глетчерний лід. Зароджуються льодовики вище снігової границі, де розташовуються їхні області харчування (акумуляції). Але при русі льодовики виходять нижче снігової границі в область абляції (лат. "абляцио" - відібрання, знос), де відбувається поступове зменшення маси льодовика шляхом танення, випару і механічного руйнування. Цю зону іноді називають областю стоку або областю розвантаження. У залежності від співвідношень, що змінюються в часі, акумуляції й абляції відбувається осцилляция (лат. "осцилляцио" - коливання) краю льодовика. У випадку істотного посилення харчування і перевищення його над таненням, край льодовика просувається вперед - льодовик настає, при зворотному співвідношенні льодовик відступає. При довгостроково зберігається співвідношенні живлення й абляції край льодовика займає стаціонарне положення. Сучасні льодовики покривають площа понад 16 млн. км, або близько 11% суші.
Предмет дослідження – геологічну і рельєфоутворюючу діяльність льодовиків та воднольодовикових потоків.
Об`єкт дослідження - діяльність льодовиків та воднольодовикових потоків в межах Чернігівського Полісся.
Мета дослідження полягає в тому, щоб проаналізувати геологічну і рельєфоутворюючу діяльність льодовиків та воднольодовикових потоків в межах Чернігівського Полісся.
Завданнями робти є:
розглянути особливості геологічної та рельєфоутворюючоїх діяльності льодовиків і воднольодовикових потоків;
характеристика методів й напрямків ландшафтно-екологічних досліджень;
геолого-геоморфологічні особливості Чернігівського Полісся;
проаналізувати сучасний рельєф Чернігівського Полісся – як результат діяльності льодовиків і воднольодовикових потоків.
РОЗДІЛ 1. ОСОБЛИВОСТІ ГЕОЛОГІЧНОЇ ТА РЕЛЬЄФОУТВОРЮЮЧОЇ ДІЯЛЬНОСТІ ЛЬОДОВИКІВ І ВОДНОЛЬОДОВИКОВИХ ПОТОКІВ
1.1 Типи льодовиків та їх рух
Виділяються три основних типи льодовиків: 1) материкові, або покривні; 2) гірські; 3) проміжні, або змішані. Класичними прикладами нині існуючих материкових льодовиків служать покриви Антарктиди і Гренландії.
Рис. 1.1. Антарктичний крижаний покрив
Антарктичний льодовик. Антарктида займає площу близько 15 млн. км2, з них близько 13,2 млн. км2 покрите льодом. Крижаний покрив утворить величезне плато висотою до 4000 м (мал. 1.1). За даними сейсмічних досліджень, підлідний рельєф відрізняється великою складністю, наявністю хребтів і великих низменностей, опущених на десятки і сотні метрів нижче рівня Світового океану. Потужність Антарктичного крижаного покриву змінюється від декількох сотень метрів біля гір або в краю материка до 4000 м і більш у центральних частинах і особливо в межах низинних рівнин (Берда, Шмидта й ін.) [14]. За винятком деяких гористих місцевостей, що облямовують, льодовик покриває весь материк, заповнює берег і поширюється в моря, утворити величезні маси так називаного шельфового льоду, що частково лежить на шельфі, що частково знаходиться на плаву.
Рис. 1.2. Материковий крижаний щит Гренландії і ізогипси поверхні
Добре відомий шельфовий льодовик Росса займає половину моря Росса й обривається уступом, висота якого над морем близько 60 м, місцями більше. Його ширина з півночі на південь близько 800 км. В окремих місцях окраїнних зон Антарктиди, там, де рельєф розчленований, льодовиковий покрив розпадається на окремі вивідні потоки, що рухаються або в скелястих, або в крижаних схилах. Від країв вивідних і шельфових льодовиків відколюються величезні крижані брили - айсберги, деякі з них досягають 50-100 км2. З огляду на, що надводна частина айсберга складає 1/7-1/10 частина його висоти, можна уявити собі грандіозність і небезпека для пароплавства цих брил, що відірвалися, що виносяться вітрами і морськими течіями в простори океану, далеко за межі полярних морів [17].
Гренландский льодовик. Гренландія займає не набагато більше 2 млн. км2, з яких близько 80% покриті материковим льодовиком (мал. 1.2). Центральна частина льодовикового плато (області харчування) характеризується абсолютними висотами близько 3000 м, до крайових частин висота знижується до тисячі і декількох сотень метрів. Максимальна потужність льодовикового покриву Гренландії по сейсмічним даним близько 3400 м, середня - близько 1500 м. У гористих окраїнах Гренландії спостерігаються долинні вивідні льодовики, деякі з них, найбільш могутні, виходять у море на різні відстані, знаходячись на плаву. Виступи і гребені гір відомі під ескімоською назвою "нунатаки".
Гірські ледникиразличны за умовами харчування і стоку. Велике поширення мають гірські льодовики альпійського типу. Загальний характер і динаміка такого льодовика представляються в наступному виді (мал. 1.3).
Рис. 1.3. Гірський долинний льодовик
У верхньої схилонової частини гір вище снігової границі розташовуються області харчування (фірнові басейни). Вони представлені циркоподібними улоговинами, часто це розширені водозбірні басейни, раніше вироблені водними потоками. Областями їхнього стоку або розвантаження є полонини. Гірські долинні льодовики бувають простий, відособлений друг від друга, кожний з чітко вираженою областю харчування і власною областю стоку. Але в ряді випадків спостерігаються складні льодовики, що виходять з різних областей живлення, що зливаються один з одним в області стоку, утворити єдиний потік, що представляє дійсну ріку льоду з припливами, що заповнює на багато кілометрів полонину (мал. 1.4).
Рис. 1.4. Складний гірський льодовик
Прикладом такого складного крижаного потоку є льодовик Федченко на Паміру довжиною близько 75 км і з великою потужністю льоду. Через численні припливи такі льодовики в плані нагадують гіллясте дерево [10].
Місцями при достатку снігу, що випадає, область живлення утвориться в різних сідловинах, на вирівняних ділянках гір, або в результаті злиття циркоподібних областей харчування різних схилів. У цих умовах стік льоду може відбуватися по долинах різних (протилежних) схилів хребта. Такі льодовики іноді називають переметними. На схилах долин або вище льодовикових цирків спостерігаються крісловидні поглиблення, називані карами, лід у них не має стоку (або дуже незначний). В умовах дегляціації їх називають реліктовими або залишковими. І нарешті, висячі льодовики розташовані у відносно неглибоких западинах на крутих гірських схилах.
До проміжного типу відносяться так називані передгірні і плоскогірні льодовики. Передгірні льодовики одержали назва по розташуванню в підножжя гір. Вони утворяться в результаті злиття численних гірських льодовиків, що виходять на передгірну рівнину, що розтікаються в сторони і вперед і утворюючий великий льодовиковий шлейф, що покриває великі простори.
Таким чином, тут сполучаться гірські льодовики у високих горах і покривні в передгір'ях. Типовим прикладом є найбільший льодовик Маляспина на Тихоокеанському узбережжі Аляски, площа якого близько 3800 км. Інше сполучення спостерігається в Скандинавському або плоскогірному типі льодовика. Такі плоскогірні льодовики розташовуються на вирівняних слабко розчленованих вододільних поверхнях древніх гірських споруджень (льодовик Юстедаль у Норвегії площею близько 950 км). Стік льоду здійснюється в долини. Отже, тут ми маємо єдину область харчування і розділені канали стоку. Іншими прикладами є крижані покриви або крижані шапки, що покривають значні площі Шпицбергена й Ісландії, відкіля вони виступають через крайові депресії у формі лопат або долинних мов. У якомусь ступені подібні умови спостерігаються в межах деяких вулканічних конусів, покритих суцільними шапкообразными льодовиками, що спускаються в усі сторони короткими мовами по балках гірських схилів.
Важливе значення має пластичне або в`язкопластичний плин льоду, що звичайно спостерігається в нижній частині льодовика. Такий рух можливо при значній потужності льоду, що створює навантаження на його нижні шари, і достатній його чистоті. При пластичному плин періодично накопичуються горизонтальні напруги, що перевищують пружність льоду, у результаті виникають горизонтальні зриви, уздовж яких вищележачі слойки льоду прослизають по нижче лежачих [4]. Такі пошарово-диференційовані пластичні плини місцями супроводжуються стрибкоподібною зміною швидкості руху. На контакті льодовика з ложем (неоднорідним по рельєфі і складові гірських порід) виникають глибові ковзання. Цьому сприяє наявність уламкового матеріалу в нижній частині льодовика, що рухається, що збільшує внутрішнє тертя льоду і приводить до зниження його пластичності. Верхня тендітна частина льодовика розбита численними тріщинами (що ідуть іноді на значну глибину) на брили різного розміру і пасивно переміщається разом з частиною льоду, що підстилає.
Рис. 1.5. Схема динаміки льодовикового щита (за Є.В. Шанцером) А – область живлення льодовика; Б – область абляції; В – зона екзарації; Г – зона акумуляції; Но – максимальна потужність криги, при якій можливе накопичення основної морени: 1 – надходження опадів (снігу); 2 – поверхневе танення; 3 – напрямок руху криги.
У крайових частинах льодовиків, де потужність льоду і пластичність його зменшуються, виникають похилі поверхні сколовши, по яких відбувається зсув блоків і пластин льоду, що утворять систему лускатих насувань. Як відзначає Ю.А. Лаврушин, такі насувні луски розвиті на долинних льодовиках Шпицбергена й у вивідних льодовиках південно-західної частини Гренландії.
Рис. 1.6. Схема розвитку крайових тріщин у результаті нерівномірного руху гірського льодовика
Швидкість руху льодовиків різна і залежить від часу року і від того, у якому районі знаходиться льодовик. Наприклад, гірські льодовики Альп переміщаються зі швидкістю від 0,1-0,4 до 1,0 м/сут.
Рис. 1.7. Схематичний розріз льодовикового цирку
Разом з тим деякі з них часом збільшують швидкість до 10 м/сут. Швидкість вивідних льодовиків Гренландії, що спускаються у фіорди, може досягати 25-30 м/сут, тоді як у внутрішніх районах, удалині від фіордів вона складає кілька міліметрів у добу. На тлі середніх значень іноді виникає швидке збільшення швидкості руху льодовиків. Прикладом тому є льодовик Ведмежий на Західному Паміру, що у 1963 р. став рухатися зі швидкістю до 50 м/сут, блокував плин р. Абдукагора, у результаті утворилося підозерне озеро. У наступна вода прорвала крижану греблю і, рухаючи з величезною швидкістю, знищувала усі на своєму шляху. Активізація льодовика відзначалася й у 1988-1989 р.
Характерна також неоднакова швидкість руху окремих частин льодовиків [5]. Реперні спостереження в гірських льодовиках показують, що швидкість руху в їхній центральній частині велика, у той час як у бортових і придонних частинах вона зменшується (у результаті тертя). Нерівномірність руху льодовика викликає визначені напруги і виникнення діагональних тріщин (мал. 1.6). У верхнього кінця гірського льодовика утвориться велика крайова тріщина. У перехідній зоні від області харчування до області стоку на підвищеному порозі схилу накопичуються напруги, що розтягують, під дією яких виникають поперечні тріщини (мал. 1.7), що утворяться також при перетинанні нерівностей і виступів підлідного ложа.
1.2 Льодовикове руйнування й опадоутворення
При русі льодовиків здійснюється ряд взаємозалежних геологічних процесів: 1) руйнування гірських порід підлідного ложа з утворенням різного за формою і розміром уламкового матеріалу (від тонких піщаних часток до великих валунів); 2) перенос уламків порід на поверхні й усередині льодовиків, а також вмерзлих у придонні частини льоду або переміщуваних волочінням по дну; 3) акумуляція уламкового матеріалу, що має місце, як у процесі руху льодовика, так і при дегляціації. Весь комплекс зазначених процесів і їхні результати можна спостерігати в гірських льодовиках, особливо там, де льодовики раніше протягалися на багато кілометрів далі сучасних границь. У сучасних покривних льодовиках дослідження процесів стосуються в більшості випадків тільки їхніх крайових частин. Однак про геологічну діяльність покривних льодовиків можна судити по четвертинним (антропогеновим) заледеніннях, що неодноразово покривали великі простори Європи і Північної Америки за останні 800 тис. років.
Руйнівна робота льодовиків називається экзарацией (від лат. "экзарацио" - виорювання). Особливо інтенсивно вона виявляється при великих потужностях льоду, що створюють величезний тиск на підлідне ложе. Відбувається захоплення і виломлювання різних блоків гірських порід, їхнє дроблення, истачивание [11].
Льодовики, насичені уламковим матеріалом, що вмерзнув у придонні частини льоду, при русі по скельних породах залишають на їхній поверхні різні штрихи, подряпини, борозни - льодовикові шрами, що орієнтовані по напрямку руху льодовика. На дні льодовикових долин, але особливо в межах колишніх четвертинних центрів покривних заледенінь (скандинавському й ін.), зустрічаються скельні асиметричні виступи, пологий і оглажений, штрихований схил яких розташований з тієї сторони, відкіля рухався льодовик, а крутої шорсткуватої і зазубрений - із протилежної сторони. Такі форми називають "баранячі чола", а сполучення декількох виступів - "кучерявенькі скелі" (мал. 1.7). Їхнє формування пов'язане з випахуючою діяльністю льодовика при неоднорідності складу і фізико-механічних властивостей порід. У Скандинавії і прилягаючих районах європейської частини СРСР розвиті великі пологосхильні зниження, утворені льодовиковим виорюванням, багато хто з яких зайняті озерами.
Рис. 1.7. Кучерявенькі скелі
З діяльністю льодовиків зв'язане утворення цирків у верховій частині гір і специфічних форм льодовикових долин-відрогів (ньому. "трог" - корито), що розвиваються в більшості випадків по ерозійних полонинах . Льодовики, рухаючи по цих долинах, роблять інтенсивну екзарацію їхній боротових частин і ложа. У результаті долина розширюється, поглиблюється і приймає U-образну форму з плоским дном. Подовжній профіль трогової долини звичайно характеризується значною нерівністю, наявністю поперечних скельних виступів, називаних ригелями, і ванн льодовикового виорювання (мал. 1.8), що зв'язано з різною опірністю гірських порід льодовикової экзарації.
Рис. 1.8. Схема трогової долини
1.3 Переносна й акумулятивна діяльність льодовиків
Весь різнорідний уламковий матеріал - від тонких глинистих часток до великих валунів і брил, як стерпний льодовиками і своїм рухом, так і відкладений, називають мореною (гляціальними відкладеннями). Отже, існує два типи морен - що рухаються і відкладені [6].
Морени, що рухаються, мають різне розташування. У гірських льодовиках виділяються: 1) поверхневі морени - бічні по краях долинного льодовика, що утворяться за рахунок вивітрювання і гравітаційних процесів зі схилів гір (осипів, зсувів, обвалів), і серединні, виникаючі в результаті об'єднання бічних морен при злитті льодовиків; 2) внутрішні морени можуть утворюватися як в областях харчування, так і в результаті проникнення уламкового матеріалу по тріщинах; 3) донні морени утворяться за рахунок екзарації і захоплення продуктів вивітрювання. У материкових льодовиках головне значення мають донні морени, що рухаються, і внутрішні, виникаючі в результаті видавлювання уламкового матеріалу по тріщинах, що утвориться при перетинанні льодовиком височин рельєфу.
Відкладені морени. Серед відкладених виділяються три типи морен: 1) основна (донна), 2) абляційна, 3) кінцева (крайова).
Основні морени - найбільше широко розповсюджені льодовикові відкладення. У центральних частинах материкових заледенінь переважають екзарація і насичення льоду уламковим матеріалом. Лід рухається від центра по радіальних напрямках в області абляції, де, крім екзарації і переносу, створюються умови для підлідної акумуляції й утворення основної морени. Уламковий матеріал, що насичує лід, зменшує його пластичність і поступово відшаровується, утворити основну (донну) морену.
Вивчаючи основні морени четвертинних відкладень у європейській частині СРСР, можна бачити, що вони складені головним чином нешаруватими валунними глинами, суглинками, іноді супісями, з орієнтуванням валунів довгою віссю паралельно напрямкові руху льоду. Основна морена, що утвориться під товщею льодовика, що рухається, відрізняється монолітністю і щільністю відкладеного матеріалу. Місцями основна морена має лускату будову, обумовлена переміщенням донної морени по внутрішніх відколах при лускато-насувному типі руху льоду. Місцями лускато-насувні блоки складені не тільки валунними суглинками, але і затягнутими в морену підлідними корінними породами, вигнутими в складки і порушені розриви.
Рис. 1.9. Характер гляціодіапірів, утворених неогеновими глинами в берегових обривах Балтійського моря
Іноді при русі льодовика й утворенні основних морен відбувається видавлювання льодовиками підстилаючих глинистих, супіщаних і інших порід, що утворять куполи, деформовані в складки, називані діапіровими (гречок. "диапиро" - протикаю). Усі зазначені деформації називаються гляціодислокаціями (лат. "гляціес" - лід і франц. "дислокацією" - переміщення) (мал. 1.9). До цього ж типу відносяться й відірвання брил і валунів гірських порід, перенесених льодом на різні відстані від їхнього корінного залягання [12]. Прикладом тому є брили і валуни гранітів, гнейсів і інших порід, що розносилися на значні простори Східно-Європейської платформи зі Скандинавії - центра четвертинних заледенінь. Такі брили і валуни, перенесені льодом на великі відстані, називаються ератичними (лат. "ера-тикус" - блукаючий). Місцями в четвертинних основних моренах спостерігаються великі відірвання - величезні блоки корінних порід.
З огляду на розходження у формуванні основних морен, Ю.А. Лаврушин запропонував класифікацію їхніх динамічних фацій, серед яких: 1) група фацій монолітних морен обстановок пластичного плину льоду; 2) група фацій лускатих морен обстановок руху льоду по внутрішніх відколах; 3) фація великих відірвань (гляціошарів або гляціопокровів). З основними моренами четвертинних заледенінь зв'язані різні форми рельєфу. Широко розвитий горбисто-західний і горбисто-увалистий моренний рельєф, де пагорби різних обрисів і розмірів розділяються западинными формами, місцями сильно заболоченими або зайнятими озерами. Зустрічаються і досить великі слабко хвилясті моренні рівнини. До особливого виду відносяться так називані друмлинні поля (ірл. "друмлин" - пагорб), що відомі в Ленінградській області, Естонії, Латвії, місцями в Литовської РСР. Друмліни являють собою довгасті овальні пагорби, довга вісь яких збігається з напрямком руху льодовика. Їхня довжина від сотень метрів до 1-2 км, ширина 100-200 м (іноді до 500 м), висота 15-30 м (іноді до 50 м). Зазначені співвідношення змінюються від місця до місця. Іноді це сильно витягнуті форми, в інших випадках - округлі. Частина друмлін складається цілком моренами, в інші спостерігається ядро з корінних скельних порід. Вони являють собою підльодовикові утворення в умовах значного динамічного впливу льоду, що рухається [12].
Абляційна морена частіше утвориться ближче до периферичної частини льодовика в стадії його деградації. При таненні льодовика наявний усередині нього і на поверхні уламковий матеріал осаджується, накладаючи на основну морену. Звичайно це пухкі опади, у яких спостерігається збільшення піщаного і грубообломкового матеріалу, що зв'язано з впливом льодовикових вод, що рухаються, що перемивають, що захоплюють і несуть та або інша кількість більш дрібних часток.
Кінцеві (крайові) морени. При тривалому стаціонарному положенні краю льодовика спостерігається динамічна рівновага між льодом, що надходить, і його таненням. У цих умовах у краю крижаного покриву буде накопичуватися принесений льодовиками уламковий матеріал, формуючи кінцеву, або крайову, морену. В утворенні кінцевих морен Ю.А. Лаврушин виділяє ділянки таких процесів, як: 1) звалювання в крайовій частині льодовика уламкового матеріалу, що піднімається по внутрішніх відколах; у результаті цього і посилення абляції утвориться насипна морена; 2) напір краю льоду на вже утворилися відкладення і породи підлідного ложа (бульдозерний ефект). Утворяться напірні морени, яким властиві різного виду гляціодислокації; 3) латеральне (лат. "латералис" - бік, сторона) - бічне вижимання або видавлювання насиченого водою уламкового матеріалу; 4) абляція. Складний прояв різних процесів у крайовій частині льодовика викликає значні неоднорідності в будови і складі кінцевих морен. Особливо великою складністю відрізняються напірні морени, що складаються з почергових порушених льодовикових морен, водно-льодовикових відкладень і корінних порід льодовикового ложа.
Кінцеві морени в рельєфі представляють слабко вигнуті валоподібні або грядоподібні височини, що обрисами в плані повторюють форму краю льодовикового потоку, льодовикової лопати або окремих льодовиків. У європейській частині колишнього СРСР і в Західній Європі добре виражені валоподібні гряди кінцевих морен великої довжини. Вони досягають у довжину десятків, а місцями і сотень кілометрів. Великою довжиною відрізняються гряди кінцевих морен - Клинско-Дмитрівська, Ризька й ін. Наявність декількох гряд кінцевих морен, чітко виражених у рельєфі, відповідає найбільш стаціонарним положенням краю льодовика в процесі його відступання, тобто тривалим зупинкам, що супроводжуються привносом уламкового матеріалу до фронту льодовика [15].
Кінцеві морени гірських льодовиків перетинають трогові долини й утворять валоподібні перемички, що відбивають обриси краю льодовика. Іноді вони мають форму серповидних гряд (звернених увігнутою стороною нагору по долині), що місцями продовжуються уздовж схилів долини у виді менш помітних бічних морен. Місцями кінцеві морени підпружують стік рік, утворити озера. За даними А. Холмса, озеро Гарда зобов'язане своїм походженням кінцевим моренам, що загатили зовнішні долини Альп (мал. 1.10).
Рис. 1.10. Бічні і кінцеві морени, що облямовують басейн, видовбаний льодовиком у корінних породах оз. Гарда в підніжжя Італійських Альп (по А. Холмсу)
1.4 Флювіогляціальні, або водно-льодовикові відкладення
З діяльністю льодовиків тісно зв'язана робота поталих льодовикових вод, що представляє одну зі сторін єдиного складного природного процесу. Виділяють два типи флювіогляціальних (лат. "флювіос" - ріка) відкладень: внутрішньольодовиковий (інтрагляціальний) і прильодовиковий (перигляціальний). Внутрішньольодовикові відкладення після танення льодовика утворять на поверхні специфічні форми рельєфу - ози, Ками і камові тераси.
Ози - крутосклонные валообразные гряди, що нагадують залізничні насипи; вони витягнуті по напрямку руху льодовика і складені добре промитими шаруватими піщано-гравійно-гальковими відкладеннями з включенням валунів. Висота таких гряд від 10 до 30 м, іноді до 50 м і вище, а довжина від сотень метрів до десятків кілометрів. Одні з них мають більш-менш прямолінійні обриси, інші характеризуються звивистістю. Особливо великий розвиток мають озы у Фінляндії, а також у Швеції. Вони зустрічаються і південніше: у Прибалтиці, у Білорусії й інших районах. За даними Б.Н. Гурского, довжина самого великого оза в Білорусії, що протягається по берегах оз. Жеринского, дорівнює 25,6 км.
Про походження озов існує дві гіпотези.
1. Дельтова гіпотеза, що ґрунтується на виходах могутніх подледниковых водних потоків у периферичній частині льодовиків і відкладенні стерпного ними уламкового матеріалу у виді конусів виносу (дельт). При послідовному отступании льодовика утворювалися всі нові і нові конуси, злиття яких могло утворити суцільну або переривчасту озову гряду. За даними С.В. Калесника, окремі озоподібні тіла, зв'язані з виходом підльодовикових потоків, спостерігаються в сучасних льодовиків Маляспина і Норвезького [14].
2. Руслова гіпотеза, по якій походження звивистих озовых гряд зв'язується з рухами водно-льодовикових потоків у складно сполучаться над- і внутрішньольодовикових каналах (вироблених по великих тріщинах і розколам льоду). Велика маса і швидкість руху цих потоків сприяли перемиву моренного матеріалу і нагромадженню в крижаних руслах шаруватих піщано-гравійно-галькових відкладень. При відступанні і таненні льодовика вони зпроектувались на різні елементи рельєфу, нерідко перекриваючи озерні улоговини, моренні пагорби, виступи корінних порід.
Ками і камові тераси (ньому. "камм" - гребінь). Ками являють собою крутосхильні пагорби з виположеними вершинами. Висота їх від декількох до 20 м і більш. Камові пагорби, що мають різні обриси (округлі, конусоподібні й ін.), розділені зниженнями, іноді у виді замкнутих улоговин, що бувають заболочені або зайняті безстічними озерами. Ками утворені відсортованими відкладеннями - гравієм, пісками і супісями з горизонтальною і діагональною шаруватістю озерного типу, у яких зустрічаються валуни й окремі лінзи морен, а місцями стрічкові глини (ритмічне чергування тонких шарів глин і піску). Вважається, що Ками формувалися в умовах "мертвого" льоду, що не рухається, відірваного від областей харчування. Наявність у складі камових відкладень шарів із зазначеною стрічковою ритмічністю свідчить про те, що Ками утворилися в застійних водах над- і внутрішньо-льодовикових озер, що заповнюють улоговини і балки між брилами мертвого льоду. Накопичений у надльодовикових озерах матеріал у наступному проектується на поверхню основної морени або корінних порід ложа у виді пагорбів неправильних обрисів. Деякі дослідники (Е.В. Рухина) вважають, що Ками могли утворитися й у підлідних балках. Крім пагорбів, на схилах западин утворювалися терасовидні уступи - камові тераси, що розташовуються на різних рівнях, що зв'язано з нерівномірним таненням мертвого льоду. Камовий рельєф зустрічається в Карелії, у Прибалтиці, у північних районах Західної Європи.
1.5 Відкладення в перигляціальних областях
Серед прильодовикових (перигляціальних) відкладень виділяють:1) зандры (ньому. "зандер"-пісок); 2) лімногляциальные (гречок. "лимне" - озеро), або озернольодоикові; 3) лес.
Зандри і створювані ними зандрові поля утворяться за грядами кінцевих морен і представляють відкладення поталих льодовикових вод, що розтікаються на великі рівнинні простори. Це було особливе характерно для материкових четвертинних заледенінь, коли поталі води у великій кількості могли випливати як у зниженнях рельєфу, так і на вододільних просторах [17]. При цьому у відкладеннях спостерігається диференціація матеріалу. Більш грубі опади - різнозернисті піски з гравієм і галькою - відкладаються звичайно біля зовнішнього краю кінцевих морен, далі на величезних площах накопичуються більш однорідні піски, а в їхніх крайових частинах місцями з'являються тонкозернисті піски і супеси, що зв'язано зі зменшуваною силою потоку. Прикладами великих зандрових полів є Мещерське, Прип'ятське, Вятське Полісся і ділянки Західно-Сибірської низовини. У сучасну епоху зандрові поля відзначені перед льодовиками Ісландії й у краю льодовика Маляспина на Алясці. При локалізації поталих льодовикових вод у прильодникових балках і річкових долинах утворяться долинні зандри. Це відкладення вже звичайних водних руслових потоків, що відрізняються від річкових лише тем, що вони харчуються поталими водами льодовика.
Лімногляціальні, або озернольодовикові, відкладення утворилися в прильодникових озерних басейнах. У рівнинних районах четвертинних материкових заледенінь такі озера своїм виникненням зобов'язані підпружуючому дії вихідних підльодникових потоків височинами рельєфу або грядами кінцевих морен, а також подпруживанию стоку рік. В міру отступания льодовика розміри і глибина озер збільшувалися. За даними А. Алиссона, самим великим на Північно-Американському континенті було оз. Агассиз, що виникло в результаті подпруживания стоку ріки Ред-Ривер і досягало при максимальному рівні 1100 км у довжину і 400 км у ширину. У крайових частинах прильодовикових озер накопичуються піщані осади, місцями з включенням гравію і гальки, а у видаленні і на більшій глибині ширше поширені опади стрічкового типу - піски, алеврити і глини. Для них місцями характерна чітко виражена сезонна шаруватість, що виявляється в ритмічному повторенні річних стрічок, опадів, що складаються з більш могутнього літнього шару, переважно тонкозернистого піщаного (іноді піщано-алевритового) і малопотужна зимового глинистого слойка. Підрахунок таких річних стрічок в опадах дає можливість судити про їхній вік (у літах і сторіччях), тривалості нагромадження, часу існування озер і швидкості отступания льодовика. По наявним даним, заснованим на аналізі стрічкових глин, середня швидкість отступания останнього льодовика у Швеції складала 325 м/рік, у Фінляндії - 260 м/рік.
Леси. Для перигляціальних областей типово широкий розвиток лесів і лесовидних суглинків, розвитих на півдні європейської частини Союзу, у Західно-Сибірській низовині, у Західній Європі й Америці. У цих областях вони носять покривний характер, утворять чохол на вододілах і їх схилах, а також на надзаплавних річкових терасах. Значне поширення лесів, їх покривний характер привертають велику увагу дослідників різних спеціальностей. Але дотепер немає єдності думок у відношенні їхнього генезису. Багато радянських і закордонних дослідників приймають концепцію еолового походження. На їхню думку, маси повітря, що спускалися з льодовика, нагрівалися при падінні, підходили до поверхні Землі в прильодовикових районах теплі і сухими і розвівали льодовикові, водно-льодовикові, річкові й інші відкладення, несучи і відкладаючи тонкий пил, скупчення якого й утворювали лес [20].
Інша група дослідників вважає, що пилуватий матеріал алевритової розмірності може утворюватися в умовах різних екзогенних процесів, а перетворення його в лес відбувається шляхом наступного облесовання або в результаті вивітрювання і ґрунтоутворення (грунтово-елювіальна гіпотеза), або кріогенного гіпергенезу (кріоелювіальна гіпотеза).
Детальні дослідження останніх десятиліть показали, що в могутніх товщах лесовидних відкладень України і Середньої Азії поховані багато обріїв викопних ґрунтів, склад яких свідчить про їхнє утворення в близькій до сучасної кліматичної обстановки, тобто відповідної міжльодовиковим інтервалам часу.
РОЗДІЛ 2. МЕТОДИ Й НАПРЯМКИ ЛАНДШАФТНО-ЕКОЛОГІЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ
2.1 Методи комплексних досліджень
Для методів комплексних досліджень запропонована наступна класифікація:
загальні, що є конкретизацією діалектичного методу, - порівняльно-географічний і історичний;
особливі, що використовуються у всіх географічних науках, - картографічний, математичний, моделювання, прогнозування, районування, експерименту;
приватні, вживані у всіх природно-географічних (физико-географічних) науках, - геохімічний, геофизичний, палеогеографічний, аерометоди, космічні методи.
Рангами нижче є специфічні і конкретні методи (або прості методи і методичні прийоми). Вони існують як би усередині загальних, особливих і приватних методів.
Специфічні методи формуються в процесі рішення певних наукових задач і в подальшому застосовуються для вирішення завдань даного класу. У комплексній фізичній географії це методи: ландшафтний, комплексної ординації, фізико-географічного районування і т.д.
Конкретні методи - це складова частини специфічного методу, прості методи і прийоми рішення приватних задач. Наприклад, метод збору зразків для ландшафтно-геохімічних або інших видів досліджень, конкретні методи фіксації матеріалів спостережень або їх обробки і т.д.
Розрізняють методи: традиційні (порівняно-географічний, историко-гео-графічний, картографічний), що зародилися на зорі людської культури; нові (геофизичні, геохімічні, аерометоди), вживані у физико-географічних дослідженнях з 30-50-х рр. XX в.; і новітні (космічні, математичного моделювання, геоінформаційні і ін.), що з'явилися у фізичній географії в 60-80-х рр. XX ст.
Традиційні методи. Чи не найстародавнішим і широко поширеним методом географічних досліджень є порівняно-географічний. Основи його були закладені ще античними ученими (Геродотом, Арістотелем), проте в середні віки у зв'язку із загальним застоєм науки методи досліджень, що застосовувалися ученими античного миру, були забуті. Основоположником сучасного порівняно-географічного методу до вважають А. Гумбольдта, що застосував його спочатку для вивчення зв'язків між кліматом і рослинністю. "Виходячи із загальних принципів і застосовуючи порівняльний метод, Гумбольдт створював фізичну географію, покликану з'ясовувати закономірності на земній поверхні в її твердій, рідкій і повітряній оболонках".
В даний час порівняння як специфічний логічний прийом пронизує всі методи географічних досліджень, але разом з тим воно давно виділилося як самостійний метод наукових досліджень - порівняльно-географічного, який придбав особливо велике значення в географії і біології [25].
Природа Землі така різноманітна, що тільки порівняння різних природних комплексів дозволяє виявити їх особливості, їх найбільш характерні, а тому і найбільш істотні риси. "Порівняння сприяє виділенню з потоку географічної інформації особливого і тому головного". Виявлення схожості і відмінності ПТК дозволяє судити про причинну обумовленість схожості і генетичних зв'язках об'єктів.
Порівняльно-географічний метод лежить в основі будь-якої класифікації PTK і інших об'єктів і явищ природи. На ньому базуються різного роду оцінні роботи, в процесі яких властивості ПТК зіставляються з вимогами до них, що пред'являються тим або іншим видом господарського використання території.
На перших етапах свого застосування порівняльний метод вичерпувався зоровим зіставленням об'єктів і явищ, потім стали аналізуватися словесні і картографічні образи. У обох випадках порівнювалися переважно форми об'єктів, їх зовнішні ознаки, тобто порівняння було морфологічним. Надалі, з розвитком геохімічного, геофизичного і аерокосмічних методів, з'явилася можливість і необхідність використання порівняльного методу для характеристики процесів і їх інтенсивності, для вивчення взаємозв'язків між різними об'єктами природи, тобто для вивчення суті ПТК. Можливості і надійність порівняльного методу, глибина і повнота одержуваних з його допомогою характеристик, точність і достовірність результатів постійно зростають. В даний час порівняльний метод нерозривно пов'язаний з математичним і з використанням комп'ютерної техніки [17].
Розрізняють два основних аспекти застосування порівняно-географічного методу. Перший аспект зв'язаний з використанням висновків аналогічно (метод аналогій). Він полягає в зіставленні слабо вивченого або невідомого об'єкту з добре вивченим. Наприклад, в ландшафтному картографуванні ще в камеральному періоді і в процесі рекогносцирувального ознайомлення з територією виділяються групи схожих по своєму характеру ПТК. З них детально обстежуються лише небагато, на інших об'єм польових робіт вельми скорочений, деякі зовсім не відвідуються, а їх характеристика в легенді карти дається на підставі матеріалів добре вивчених ПТК.
Другий аспект полягає в дослідженні однаково вивчених об'єктів. Можливі два шляхи порівняння таких об'єктів. Можна порівнювати об'єкти, що знаходяться на однаковій стадії розвитку, що дозволяє встановити їх схожість і відмінність, шукати і знаходити чинники і причини, що обумовлюють їх схожість. Це дозволить згрупувати об'єкти по схожості, а потім застосувати характеристики однотипних об'єктів для рекомендацій по їх використанню, прогнозуванню їх подальшого розвитку і т.д.
Інший шлях полягає в порівнянні об'єктів, що існують одночасно, однаково вивчених, але що знаходяться на різній стадії розвитку. Цей шлях дає можливість розкрити стадії розвитку близьких по генезису об'єктів.
Картографічний метод пізнання дійсності так же широко поширений і такий же (або майже такий же) стародавній, як і порівняно-географічний. Прародителями сучасних карт були наскальні малюнки стародавньої людини, малюнки на шкірі, різьблення по дереву або кости, пізніше - перші примітивні "карти" для мореплавання і т.д. Першим усвідомив значення картографічного методу і ввів його в ужиток ще Птолемей. Картографічний метод продовжував інтенсивно розвиватися навіть в середні віки. Досить пригадати фламандського картографа Меркатора (1512-1599), який створив циліндрову рівнокутну проекцію карти світу, дотепер використовувану в морській картографії [23].
Особливо велике значення і розвиток картографічний метод придбав в епоху Великих географічних відкриттів. Спочатку карти використовувалися виключно для зображення взаємного розміщення і поєднання різних географічних об'єктів, зіставлення їх розмірів, з метою орієнтування, оцінки відстаней. Тематичні карти для наукових досліджень з'явилися лише в XIX в. А. Гумбольдт був одним з перших творців карт, на яких зображалися абстрактні поняття. Зокрема, він ввів в науку новий термін "ізотерми" - лінії, що дозволяють зобразити на карті розподіл на території тепла (невидимого на місцевості). У. В. Докучаєв в грунтовому картографуванні також не тільки зображав просторове розміщення грунтів, але і будував легенди карт з урахуванням генетичного принципу і чинників грунтоутворення. А.г.Ісаченко (1951) писав, що за допомогою карт може вивчатися не тільки склад і структура географічних комплексів, але і елементи їх динаміки, розвитку.
Поступово картографічний метод став невід'ємною частиною найрізноманітніших географічних досліджень. Л.С. Берг (1947) відзначав, що карта є початком і кінцем географічного вивчення, опису і виділення ландшафту. Н. Н. баранській також стверджував, що "карта є "альфа і омега" (тобто почало і кінець) географії. Від карти всяке географічне дослідження виходить і до карти приходить, з карти починається і картою кінчається". Картографічний метод дослідження полягає у використанні різноманітних карт для опису, аналізу і пізнання явищ, для отримання нових знань і характеристик, вивчення процесів розвитку, встановлення взаємозв'язків і прогнозу явищ.
На початкових етапах пізнання картографічний метод - метод картографування - використовується як метод відображення об'єктивної реальності. Карта служить специфічною формою фіксації результатів спостережень, накопичення і зберігання географічної інформації.
Своєрідним протоколом польових спостережень є карта фактичного матеріалу, подальший аналіз якої дозволяє створити первинну тематичну (спеціальну) карту. Легенда до карти є результатом класифікації зображених на ній об'єктів. Таким чином, в створенні тематичної карти використовується не тільки картографічний, але і порівняльний метод, застосування якого дозволяє провести класифікацію фактичних даних, виявити певні закономірності і на їх основі виконати ту, що генералізує, тобто перейти від конкретного до абстрактного, до формування нових наукових понять.
На основі карти фактичного матеріалу може бути складений цілий ряд спеціальних карт (А. А. Відіна, 1962), головній з яких служить ландшафтно-типологічна карта - підсумок польового ландшафтного картографування.
Ландшафтна карта, що є зменшеним генералізованим зображенням ПТК на площині, - це, перш за все, просторова знакова модель природних територіальних комплексів, одержана по певних математичних законах. І як всяка модель вона сама служить джерелом нової інформації об ПТК. Картографічний метод дослідження якраз і направлений на отримання і аналіз цієї інформації з метою глибшого пізнання об'єктів і явищ [7].
Джерелом інформації в цьому випадку служить не сама об'єктивна реальність, а її картографічна модель. Результати таких опосередкованих спостережень у вигляді різноманітних якісних або кількісних даних фіксуються у вигляді словесного опису, таблиць, матриць, графіків і т.д. і служать матеріалом для виявлення емпіричних закономірностей за допомогою порівняльного, історичного, математичних і логічних методів.
Удосконалюються не тільки картографічні методи і карти, що складаються, але і методи їх аналізу. У недалекому минулому основним і чи не єдиним прийомом аналізу карт був візуальний аналіз. Його результат - якісний опис об'єктів з деякими кількісними характеристиками, які могли бути прочитані з карти або оцінені окомірно і представлені у вигляді окремих показників, таблиць, графіків. Важливо при цьому не обмежуватися простим викладом фактів, а постаратися розкривати зв'язки і причини, давати оцінку об'єктам, що вивчаються. Потім з'явився і став широко застосовуватися графічний аналіз, який полягає в складанні за даними, одержаними з карт, різних профілів, розрізів, графіків, діаграм, блок-діаграм і т.д. і подальшому їх вивченні. Графоаналітичні прийоми аналізу карт (А. М. Берлянт, 1978) полягають у вимірюванні по картах кількісних просторових характеристик об'єктів: довжин ліній, площ, кутів і напрямів. На підставі результатів вимірювань розраховуються різноманітні морфоаналітичні показники. Графоаналітичні прийоми часто називають картометрією, або картометричним аналізом.
Картографічний метод дослідження особливо широко використовується на початкових етапах пізнання (при зборі і фіксації результатів спостережень в природі і їх систематизації), а також для віддзеркалення виявлених в процесі вивчення емпіричних закономірностей і отримання з готових карт нової інформації, переробка якої за допомогою інших методів дозволяє не тільки одержувати нові емпіричні закономірності, але і формувати теорію науки. Картографування результатів досліджень - невід'ємна частина комплексних ландшафтних досліджень.
Історичний метод пізнання природи також один з традиційних методів географічних досліджень, хоча він сформувався значно пізніше за порівняльний і картографічний методи і значною мірою спирається на них.
Виникнення історичного методу стало можливим лише в XVIII сторіччі, коли розповсюдилося уявлення про мінливість природи поверхні Землі. Основоположниками його були німецький учений І. Кант і наш великий співвітчизник М. В.Ломоносов. Всім відоме чудовий вислів Ломоносова в його праці "Про шари земних" (1763): "І, по-перше, твердо пам'ятати повинно, що видимі тілесні на Землі речі і весь світ не в такому стані були з початків від створення, як нині знаходимо; але великі відбувалися в ньому зміни, що показують Історія і стародавня Географія, з нинішньою знесена...".
Визнання мінливості природи Землі вимагало її вивчення. Спроби використовувати для вирішення цієї проблеми вже існуючі методи привели до їх трансформації у зв'язку з появою нових аспектів їх застосування, рішенням нових задач і використанням нових прийомів, внаслідок чого і сформувався історичний метод [12].
Сучасний історичний метод базується на положенні діалектичного матеріалізму про безперервний рух і розвиток матерії. Історичний метод грає вирішальну роль у всіх випадках, коли досліджувані об'єкти і процеси вимагають свого розгляду в розвитку і становленні, тому він є одним з основних методів комплексної фізичної географії. Ще в 1902 р. Д. Н.Анучин писав, що "уявлення об еволюції, про хід розвитку, про процеси і сили, якими цей розвиток викликався і обумовлювався", необхідно мати "для більш осмисленого розуміння сьогодення". Історичний метод дозволяє "пізнати сьогодення в його розвитку" (К.к.Марков, 1948. - С. 85), є ключем до розуміння сучасних закономірностей природи і допомагає дати прогноз її розвитку в майбутньому.
Завдання історичного аналізу в комплексних фізико-географічних дослідженнях - прослідкувати становлення сучасних рис природи Землі, встановити початковий стан того або іншого ПТК і ряд його конкретних перехідних станів (стадій розвитку), вивчити сучасний стан як результат змін, що відбулися, виявити рушійні сили і умови процесу розвитку. Проте при історичному аналізі частіше всього використовуються не самі стани природних комплексів, а різноманітні "сліди" колись існуючих станів. Ретроспективний аналіз, заснований на вивченні "слідів станів" ПТК, дає можливість пізнати взаємозв'язки між різними компонентами і комплексами в історичному аспекті, тобто створити просторово-часову характеристику ПТК.
При комплексних фізико-географічних дослідженнях і ретроспективний аналіз повинен бути достатньо комплексним, тобто повинен включати не тільки літогенні, але і біогенні компоненти, які фіксують найбільш пізні етапи становлення ПТК і тому дають цінний матеріал для встановлення тенденцій подальшого розвитку комплексів. Наскільки глибоко такий аналіз може проникнути в минуле ПТК і наскільки достовірний і детальний він буде, залежить від віку, великої кількості і різноманітності таких "слідів станів".
Разом з ретроспективним аналізом структури сучасних ПТК для палеогеографічних реконструкцій використовується ряд інших методів: спорово-пилковий, фауністичні аналізи, вивчення похоронених грунтів і кори вивітрювання, археологічний, радіовуглецевий, стратиграфічний, мінералогічний, гранулометричний і т.д.
Частіше всього палеогеографічний аналіз застосовується для вивчення четвертинної (антропогенної) історії, але може застосовуватися і для віддаленіших періодів.
В даний час все частіше історичний метод, використовується в поєднанні з геофічним і геохімічним методами для дослідження найбільш простих і динамічних комплексів, для вивчення самих комплексів і чинників, що формують або що формували їх в недалекому минулому. Таке вивчення базується на безпосередніх спостереженнях за сучасними процесами, що протікають в ПТК, або на аналізі картографічних і аерофотоматеріалів [14].
Методи досліджень, використовувані з 30 -50-х рр. XX ст. З цих методів особливо велику популярність одержали аерометоди - дослідження території за допомогою літальних апаратів. Вони підрозділяються на аеровізуальні і різні види зйомок, з яких у фізико-географічних дослідженнях знаходить застосування аерофотознімання.
Аеровізуальні спостереження є оглядом місцевості з літака або вертольота з метою вивчення природних особливостей території і ступеня зміни її людиною. Вони застосовуються для рекогносцировки (особливо в труднодоступних районах), для картографування і дешифрування аерофотознімків. У останньому випадку аеровізуальні спостереження поєднуються з наземними на ключових ділянках. Вельми ефективні аеровізуальні спостереження для вивчення сезонних змін природи в просторі (Н.л.Беручашвілі, 1979).
Аерофотознімання - це фотографування місцевості з літальних апаратів. Результат зйомки - аерофотоматеріали, представлені у вигляді знімків, репродукцій накидного монтажу, фотосхем і фотопланів. Перші аерофотознімання для виробничих цілей (лісовпорядження, землеустрою, дорожнього будівництва) були проведені в нашій країні в 1924 р. У 30-х рр. XX в. аерозйомкою вже були покриті величезні простори, її матеріали використовувалися для топографічних цілей, вивчення Арктики і лісів. Були перші досліди застосування їх для вивчення рельєфу, боліт, річок. Все більш очевидним ставала велика наукова цінність аерофотознімання, проте до закінчення Великої Вітчизняної війни тривав період широкого, але недостатньо глибокого використання матеріалів аерофотознімання. Вивчалися лише ті об'єкти, які знаходили безпосереднє відображення на аерофотоматеріалах.
Лише у післявоєнні роки підвищився інтерес до методів дешифрування аерофотозображень. Географи побачили в аэрофото-методах новий багатообіцяючий спосіб швидкого збору інформації на великій території. Аерофотометоди стали використовувати у всіх географічних науках і у ряді суміжних наук. Цьому сприяла поява нового вигляду аерофотознімання: чорно-білій спектро-зональний, кольоровій і кольоровий спектро-зональний, а також вдосконалення методів дешифрування аерофотозображень.
Радянські географи виробили свій, вельми ефективний метод дешифрування аерофотознімків - ландшафтний (Р. В. Господінов, 1960). Суть його полягає в тому, що "шляхом аналізу фотозображення того або іншого географічного комплексу в цілому встановлюється його складова частина, яка безпосередньо на аерофотознімках не відобразилася" (С. П. Альтер, В 1959. - С. 104). Ландшафтний метод поступово стає основним при різних територіальних дослідженнях з застосуванням аерофотоматеріалів.
Дешифрування грунтується на аналізі прямих дешифрувальних ознак: тону (або кольору), структури, форми і розміру фотозображення, а також відбитої об'єктами тіні. Але по прямим ознакам можуть бути віддешифровані лише компоненти, безпосередньо зображені на знімках (рослинність, рельєф на безлісих ділянках, водні об'єкти, незадерновані гірські породи), проте і для них ці ознаки дозволяють одержувати вельми мізерні дані.
Значно зростає об'єм інформації, що одержується з аерофотознімків, при використанні непрямих дешифрувальних ознак. Такими ознаками є взаємозв'язки об'єктів і явищ в просторі і в часі [8].
Непрямі ознаки різноманітні і більшість з них має місцеве значення, тому виявлення їх вимагає знання природних умов досліджуваного району, уважного вивчення взаємозв'язків між окремими компонентами ПТК. Непрямі ознаки звичайно виявляються шляхом наземного дешифрування аерофотознімків на ключових ділянках, а потім використовуються при камеральному дешифруванні знімків на решту території. Наприклад, рослинний покрив служить для визначення глибини залягання грунтових вод в пустелі, а в лісовій зоні перехід від заплавних лугів і до соснових лісів свідчить про зміну заплави терасою і т.д.
Поєднання методів якісного аналізу аерофотоматеріалів з кількісними (фотометричним, фотограмметричним) є якнайкращим варіантом застосування аерофотометоду, що дозволяє повністю використовувати багатий зміст аерофотознімків.
Аерометод - це метод виключно першого етапу пізнання - збору фактичного матеріалу і отримання інформації про природні комплекси. Подальша обробка зібраних даних проводиться вже із застосуванням інших методів: математичних, порівняльного, історичного і т.д. Проте не дивлячись на це, значення його в географічних дослідженнях надзвичайно велике.
Подальший розвиток і вдосконалення аерометодів йде по шляху автоматизації дешифрування, а також в рамках аерокосмічних методів.
Геофизичний метод майже такий же старий і традиційний, як порівняльний і картографічний, проте відноситься до нових точних методів дослідження. Річ у тому, що довгий час географія і геофізика розвивалися як одна наука. Геофизичні методи в географії використовувалися лише при вивченні найбільш динамічних компонентів - повітря і водних мас. Застосування їх до вивчення таких складних динамічних систем, що включають різні рівні організації матерії, як природні територіальні комплекси і географічна оболонка, в цілому стало якісно новим етапом в розвитку геофизичного методу в географії.
Геохімічний метод, навпаки, досить молодий. Він зародився лише на початку XX ст. на стику хімічних наук і наук про Землю. Обидва ці методу активно упроваджуються в сучасні комплексні фізико-географічні дослідження, тому надалі вони будуть розглянуті детальніше.
Методи досліджень, вживані з 60 -80-х рр. XX ст. Космічні методи географічних досліджень почали розвиватися на базі аерометодів з 1960 р., коли був запущений перший метеорологічний супутник і одержаний перший космічний знімок Землі. Володіючи основними достоїнствами аерометодів, космічні методи мають перед ними перевагу в тому, що дають можливість одержувати в короткі терміни зіставну глобальну інформацію про земну поверхню. Це дозволяє реально перейти до цілісного вивчення географічної оболонки Землі і що складають її компонентних оболонок, а також до встановлення глобальних географічних закономірностей [8].
Як і аерометоди, космічні методи відносяться до дистанційних методів дослідження. В даний час проводиться декілька різних видів космічних зйомок (фотографічна, телевізійна, спектрометрична, мікрохвильова і ін.). Використання багатооб'єктивних камер робить доступним отримання багатозональних знімків.
Головною відмінністю космічних знімків від аерофотознімків є їх набагато більша обзорність, залежно, як відомо, від висотного положення літального апарату. Якщо зйомка з висотних літаків проводиться з висоти 10 - 20 км, то за допомогою ракет вона ведеться вже з висоти 80 - 250 км. Оптимальна висота фотографування Землі з супутників - 200-1500 км. Перше глобальне зображення Землі (півкуля в цілому) було одержано штучним супутником "Блискавка" з висоти 20- 40 тис. км.
За допомогою космічних методів одержують інформацію гранично об'єктивну, масову, різноманітну, синхронну по обширних ділянках географічної оболонки. Це дає можливість вивчати просторово-часові зміни георгафічної оболонки, сучасну структуру і динаміку ПТК планетарного (глобального) і регіонального рівнів. Ретельний аналіз космічних знімків дозволяє не тільки пізнавати емпіричні закономірності, але і піднятися на рівень теоретичних узагальнень.
Космічні методи найтісніше зв'язані в своєму використанні з картографічним і математичними методами. Метеорологія і геологія поки що залишаються головними споживачами інформації з Космосу. У комплексній фізичній географії також поступово накопичується досвід застосування космічних методів (В.а.Ніколаєв, 1979). Поза сумнівом, що космічні методи розвиватимуться далі і широко використовуватися в географії. Проте однією з складних проблем їх використання є величезний, буквально лавинний потік інформації що вимагає обробки і осмислення.
Об'єктивні труднощі застосування математичних методів до вивчення ПТК полягають в складності структури об'єктів дослідження, в надзвичайно слабкій формалізації ландшафтних понять і недостатній математичній підготовці географів. Відомо, що ПТК є складними динамічними системами з безліччю прямих і зворотних зв'язків як усередині комплексу (між його складовою частинами), так і з навколишньої ПТК середовищем. Розвиток нових розділів математики, спеціально призначених для вивчення складних динамічних систем, і накопичений досвід їх використання в біології і геології полегшили впровадження математичних методів в географію.
2.2 Методи історико-ландшафтних досліджень
Антропогенно-ландшафтна структура є одним з параметрів структурно-функціональної організації ландшафтно-господарських систем. Звідси випливає, що антропогенно-ландшафтну структуру досліджуваного регіону на певні часові зрізи може бути розкрито шляхом визначення локалізації, структури та динаміки ландшафтно-господарських систем. Тому конкретні методи і системи методів історико-ландшафтних досліджень спрямовані головним чином на картографічні реконструкції природно-антропогенної структури ландшафтно-господарських систем досліджуваної території на певні історико-ландшафтні зрізи, визначення антропогенної перетвореності ландшафтів, історико-ландшафтне районування.
Для визначення природно-ландшафтної структури регіону в період давнього природокористування використовуються основи сучасних типологічних ландшафтних карт, дані палеогеографії та палеоландшафтознавства, історичні матеріали (описові та картографічні) та топоніміка. Крім того, проводяться польові дослідження на ключових ділянках. Обстежуються ґрунти, поховані під фортифікаційними спорудами городищ, курганними насипами, делювіальними і алювіальними відкладами. Здійснюється відбір зразків для палінологічного аналізу, перевіряються та дешифруються сліди давнього природокористування за матеріалами аерофотозйомки [3].
Методика антропогенно-ландшафтних реконструкцій суттєво відрізняється для зрізів різної інформативної забезпеченості. Для документованого періоду використовуються давні картографічні матеріали, з яких на ландшафтну основу переносяться межі ділянок природної рослинності, сільськогосподарських угідь, населених пунктів та інших типів господарського використання ландшафтів. Такий підхід застосовується переважно для великомасштабного картографування на ключових ділянках. При середньо- і дрібномасштабному картографуванні великих регіонів у ландшафтних контурах подаються дані про типи й площі антропогенних ландшафтів або загальна оцінка антропогенної перетвореності ландшафтів. Цей процес пов'язаний з картометричними роботами на давніх картах або з ландшафтною інтерпретацією статистичних, кадастрових та інших матеріалів.
Визначення ареалів природокористування за часовими зрізами, а також параметрів їх ландшафтної та антропогенно-ландшафтної структури здійснюється шляхом послідовного застосування низки спеціальних методів картографічного моделювання.
На історико-ландшафтних картах відображується процес освоєння і змін ландшафтів: на аналітичних - зміни лісистості, розораності, поширення реліктових фітоценозів та ін.; на синтетичних - ландшафти різного таксономічного рівня, систематизовані за ступенем зміненості. Ландшафтна основа подається кольоровим фоном. Різною штриховкою позначається ступінь зміненості ландшафтів. Для якісної характеристики В.С.Жекулін (1982) пропонує таку градацію:
окультурені - сільськогосподарські угіддя займають всю територію;
дуже змінені - сільськогосподарські землі займають більше 70% території;
змінені - на сільськогосподарські угіддя припадає 50% і більше;
слабко змінені - сільськогосподарські землі займають менше 30%;
не змінені - сільськогосподарські землі зустрічаються окремими "острівками".
Дослідження ареалів природокористування передбачає аналіз територіальної диференціації освоєності в кожному зрізі, визначення середніх і максимальних значень, а також фіксацію давніх ядер освоєння і їх успадковуваність від зрізу до зрізу. Зміна площ і конфігурацій ареалів надає можливість районувати регіон відповідно до критерію часової структури природокористування. Відносно тривалості та послідовності господарських функцій регіон доцільно районувати за наступними часовими структурами природокористування: постійне, переважне, періодичне, нетривале, відсутнє.
Отже, історико-ландшафтне районування вирішує два основні завдання: регіональна систематика ландшафтів за ступенем їх освоєності для певного етапу природокористування; поділ території за віком і характером освоєння її ландшафтів.
На заключній стадії дослідження за картами антропогенних модифікацій ландшафтів усіх часових зрізів діахронічний аналіз природокористування досліджуваного регіону провадиться [3].
Діахронічний підхід (від грецького АІА - префікс, що означає наскрізний рух, проникнення, завершеність тощо, та ХРСЖОЕ- час) є розвитком загальнонаукового історичного підходу при застосуванні його до географічних об'єктів, явищ та процесів. В історичному ландшафтознавстві - це виявлення тенденцій природно-антропогенного розвитку ландшафтів за історичний час, тобто аналіз послідовності змін їх структури та станів в процесі становлення, поширення і ускладнення господарських функцій з урахуванням глобальної ритміки, сукцесійної динаміки біоценозів в періоди ренатуралізації, інтенсивності фізико-географічних процесів тощо. Встановлення трендів цього процесу на окремих етапах природокористування і в цілому за досліджуваний період повинно створити основу для прогнозування змін ландшафтів у майбутньому. Процес реалізації діахронічного підходу в конкретному регіоні має назву діахронічного аналізу.
Історична глибина діахронічного аналізу визначається початком господарського використання території. Так, історію формування антропогенних ландшафтів Середземномор'я чи Українського Лісостепу слід починати з неоліту, в той час як північно-тайгові антропогенні ландшафти мають порівняно недавнє походження.
Залежно від завдань дослідження об'єктом діахронічного аналізу можуть бути природно-територіальні комплекси будь-якого рангу - від ландшафтних зон і їх сполучень до окремих урочищ та фацій, детальність і глибина аналізу яких суттєво відрізняються. У першому випадку може аналізуватись весь період природно-антропогенного розвитку ландшафтів, в другому - тільки час від появи певних господарських функцій, що обумовили виникнення цього антропогенно-ландшафтного комплексу. У будь-якому разі діахронічний аналіз мусить спиратися на послідовні характеристики природно-антропогенної структури території та стану її ландшафтів на певні моменти часу.
Географічний об'єкт, що існує і розвивається у часі і просторі, займає у будь-який відрізок часу певну просторову область в чотиривимірному просторово-часовому континуумі, впродовж всього періоду існування - часовий ряд просторових областей, а в кожний момент часу - перпендикулярний до часової осі переріз, який називають часовим зрізом. Серія зрізів, що характеризує об'єкт в певному часовому проміжку, має назву системи часових зрізів.
Будь-яка географічна карта відтворює ситуацію на певний момент часу і в кращому разі може репрезентувати часовий інтервал, в межах якого зміни об'єктів не перевищують детальності картографування. Карти, що відбивають просторову динаміку об'єктів, фактично є сполученням декількох карт, які складені на певні моменти часу. Таким чином, уявлення про розвиток та динаміку географічних об'єктів може дати тільки серія карт часових зрізів, до того ж від частоти зрізів залежить детальність дослідження (обернено пропорційно до тривалості інтервалів між зрізами).
Частота зрізів визначається властивостями об'єкта та метою дослідження. Тривалість інтервалів між ними залежить бід предмета, об'єкта та завдань дослідження. Для аналізу високочастотних змін геосистем інтервал між зрізами вимірюється добами, годинами, хвилинами (стаціонарні дослідження геосистем), а для низькочастотних змін може досягати мільйонів років (дослідження геологічних структур).
Для історико-ландшафтного аналізу кожен з етапів природокористування досліджуваної території повинен характеризуватись, як мінімум, одним зрізом. Отже, обґрунтування періодизації взаємодії природи і суспільства повинно передувати обґрунтуванню системи часових зрізів. У той самий час остаточну періодизацію може бути встановлено тільки на одному із заключних етапів дослідження. Виходом з цього протиріччя могла б бути система зрізів з частотою, достатньою для того, щоб "спіймати" будь-який з інтервалів, що нас цікавить. Але такий шлях з огляду на витрати праці та часу, а також неповноту інформативного забезпечення, явно є не раціональним, з іншого боку, фрагментарність вихідних даних та відсутність надійних хронологічних прив'язок (для дописемного періоду) у більшості випадків виключають такий підхід.
Залишається єдиний вихід - визначити систему часових зрізів на основі вже існуючих періодизацій: біокліматичної, палеогеографічної, археологічної, історичної тощо. Можна стверджувати, що основні етапи природокористування відповідають основним етапам розвитку суспільства. Крім того, можна передбачити таку ж відповідність для всіх вищеперелічених періодизацій, що ґрунтується на закономірностях функціонування ландшафтно-господарських систем. У той самий час треба підкреслити, що ніяка інша періодизація не може замінити періодизацію природокористування, але для попереднього орієнтовного визначення основних етапів взаємодії природи і суспільства та обґрунтування системи часових зрізів використання існуючих періодизацій є цілком доцільним. У цьому разі необхідно зіставити всі відомі періодизації та взяти за основу найбільш детальну з них [5].
В ідеальному випадку часовий зріз повинен характеризувати певний момент часу, але фрагментарність і нечітка часова прив'язка вихідного матеріалу призводять до необхідності залучати матеріал всього етапу, що характеризує зріз, шляхом його усереднення і узагальнення.
У подальшому аналіз вихідних даних здійснюється в межах кожного зрізу (просторові закономірності) або в їх зіставленні від зрізу до зрізу (часові закономірності). Те ж саме стосується і результатів аналізу.
Для історико-ландшафтних досліджень мають значення кілька принципів виконання історико-ландшафтних зрізів:
виявлення і дослідження провідних взаємозв'язків між природою, населенням і господарством, що притаманні даному історичному періоду. Так, при вивченні історії ландшафтів найбільш суттєвими є взаємозв'язки між особливостями природокористування, що обумовлені рівнем розвитку продуктивних сил, з одного боку, та станом ландшафту, з іншого;
синхронності аналізу всієї інформації, яка відноситься до певного етапу природокористування, що представлений історико-ландшафтним зрізом;
територіальної цілісності регіонів, в яких виконуються історико-ландшафтні зрізи. Цей принцип передбачає можливість зіставлення одержаних результатів між усіма зрізами.
одномасштабності картографічних матеріалів для всіх історико-ландшафтних зрізів, узгодженості їх змісту й детальності.
Інформаційна забезпеченість історико-ландшафтних зрізів залежить від їх історичної глибини. Історична ІС надає, матеріли для антропогенно-ландшафтних реконструкцій (описові, актові, статистичні, кадастрові, картографічні тощо) порівняно близького до сучасності періоду природокористування. В Україні цей документований період охоплює найближчі 200-300 років.
Далі від сучасності кількість та інформативність історичних документів поступово зменшується. Так, перші історичні документи (літописи часів Київської Русі, а також доби Середньовіччя) мало інформативні щодо господарських функцій ландшафтів. Відомості про системи землеробства та інші галузі господарства, їх продуктивність дуже неконкретні. Згадки про кліматичні, гідрологічні та інші екстремальні несприятливі для господарства явища - фрагментарні. Тому ландшафтна інтерпретація інформації цього мало документованого періоду без широкого залучення даних інших ІС практично не можлива.
Недокументований період для регіонів давнього природокористування є набагато тривалішим порівняно з документованим і мало документованим. Інформаційне забезпечення цього періоду здійснюється археологічною ІС, яка охоплює також значну частину мало документованого періоду.
Дані етнологічної ІС використовуються для реконструювання всіх етапів природокористування, але для недокументованого періоду провідну роль відіграють теоретичні етнологічні розробки, аналогії та ретроспективи з ближчих до нас часів. На більш пізніх етапах використовуються дані конкретних етнографічних описів і регіональних узагальнень.
Топонімічна ІС обслуговує всі етапи природокористування, хоч для найдавніших з них вона не є досить інформативною. Найдавнішими є лише гідроніми, які свідчать про приналежність до певних мовних спільностей стародавнього населення регіону.
Оскільки інформаційна забезпеченість історико-ландшафтних зрізів різних етапів природокористування в регіонах давнього освоєння принципово відрізняється в залежності від приналежності до документованого, мало документованого або недокументованого періодів, то й методологічні підходи до їх антропогенно-ландшафтного реконструювання принципово відрізняються.
РОЗДІЛ 3. ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГІЧНІ ОСОБЛИВОСТІ ЧЕРНІГІВСЬКОГО ПОЛІССЯ
3.1 Геолого-історичне минуле території Чернігівського Полісся
Велику роль в геологічній будові Дніпровсько-Донецької западини відіграють відклади мезозойської системи. Тріас представлений різноколірними глинами і пісками загальною товщиною від 50 до 200 м. На ньому залягають юрські відклади на глибині від 100 до 500 м. Юрські відклади перекриваються крейдовими, які залягають суцільною потужною товщею і в східній частині Полісся відслонюються. Вони представлені крейдою, мергелем з прошарками кременю і пісками. Наявність розчинних порід в складі крейди, її високе залягання та тріщинуватість обумовили розвиток карстових процесів в окремих районах Чернігівського Полісся.
Протягом палеогену в Дніпровсько-Донецькій западині переважав морський режим, що призвело до накопичення піщаних і глинистих відкладів потужністю понад 100 м. Тут відомі канівські, бучацькі, київські, харківські й полтавські відклади.
В окремих місцях Чернігівського Полісся по долинах річок палеогенові відклади залягають вище від базису ерозії і беруть участь у будові сучасного рельєфу. Поверхня палеогенових відкладів інтенсивно розминалась у наступні періоди і тому дуже нерівна. На ній залигають неогенові, а в деяких місцях безпосередньо антропогенові (четвертинні) відклади. Неогенові відклади мають континентальне походження, швидко змінюються як у вертикальному, так і в горизонтальному напрямі. Представлені вони різноманітними пісками та глинами загальною товщиною від 5 до 20—30 м.
За походженням на Поліссі розрізняють льодовикові, водно-льодовикові, алювіальні, озерні, еолові, елювіальні, делювіальні та органогенні відклади [5].
Найбільш давні антропогенові відклади — дольодовикові — на Поліссі зустрічаються порівняно рідко [19]. Вони збереглися переважно в зниженнях рельєфу і відомі, головним чином, по свердловинах. Дольодовикові відклади представлені суглинками і пісками товщиною в кілька метрів. Викопні грунти та спорово-пилкові спектри з дольодовикових відкладів (басейн Ірші) вказують на широкий розвиток лісостепових ландшафтів у межах сучасного південного Полісся [16].
Значний розвиток на Поліссі мають льодовикові та водно-льодовикові підклади. Льодовикові відклади (морена) мають важливе значення для поділу антропогенових відкладів на дольодовикові та післяльодовикові.
Льодовикові відклади представлені валунними суглинками і пісками червоно-бурого та жовто-бурого кольорів. Середня товщина морени від 2 до 4 м. Характерною рисою морени є несортованість матеріалів, що входять до її складу. Серед суглинків і пісків зустрічаються різного розміру валуни кристалічних (граніти, габро, базальти), метаморфічних (кварцити, кремінь) та осадових (пісковики, вапняки) порід. Серед них є валуни не тільки з місцевих порід, а й з порід, принесених з інших районів. Найбільші розміри валунів досягають 1—1,5 м. Льодовикові відклади в межах Українського Полісся збереглися лише в окремих районах. Характерно, що льодовикові відклади зустрічаються в найвищих частинах південного Полісся. Зокрема, вони є на Волинському пасмі, у східній частині Житомирського Полісся (на Словечансько-Овруцькій височині), у північній частині Київського Полісся та збереглися окремими островами на Чернігівському Поліссі. У придніпровській частині Полісся в складі морени переважають валунні суглинки, а в західній частині — валунні піски.
Поширення льодовикових відкладів свідчить про те, що переважна більшість території Українського Полісся в час максимального (дніпровського) зледеніння була покрита льодовиком.
Межу поширення морени на Поліссі проводять так: Торчин — Рожи-ще — Колки — Старий Чорторийськ (Волинська область) — Бережни-ця — Глинне (Ровенська область) — Лучанки — Шщаниця — Білки — Черевки — Веледники — Жеревці — Лугини — Кривотин — Королівна — Ганнівка — Давидівка — Крученець — Клітище— Черняхів —Горбаші— Житомир — Івниця — Гардишівка — Павелки — Вчорайше і далі на південь за межі Полісся [4].
Уся територія лівобережного Полісся України повністю знаходиться в межах поширення льодовикових відкладів. Відсутність морени в басейні Уборті та Південної Случі (так звана безвалунна область Тутковсько-го), очевидно, пов'язана з інтенсивним розмиванням льодовикових відкладів.
У літературі панує думка, що на Українському Поліссі є один горизонт морени. Дослідження останніх років припускають наявність двох горизонтів морени [21]. Нижній горизонт відносять до дніпровського зледеніння, а верхній — до московської стадії зледеніння [9]. Це питання потребує дальшого вивчення. На території Польщі па цих широтах встановлено два горизонти морени [3].
Водно-льодовикові (флювіогляціальні) відклади вкривають значні площі Полісся і представлені переважно пісками, рідше супісками, галечниками та суглинками. На відміну від льодовикових відкладів вони мають шарувату будову. За умовами залягання їх поділяють на підмо-ренні та надморенні. Перші з них, як правило, більш крупнозеряисті. Товщина водно-льодовикових відкладів у середньому дорівнює 2—5 м. Переважна більшість водно-льодовикових відкладів Полісся утворилася в результаті діяльності вод дніпровського зледеніння. Води валдайського льодовика, який не переходив через Балтійсько-Чорноморський вододіл, стікали на Поліссі, в основному, річковими долинами, утворюючи алювіальні та флювіогляціальні відклади [8].
У сучасних і давніх річкових долинах поширені алювіальні відклади, представлені різнозернистим піском з галькою та суглинками. За походженням виділяють заплавний, русловий та старичний алювій. За віком алювіальні відклади можуть належати до всіх відділів антропогену. Дав-ньоалювіальні відклади збереглися лише в дольодовикових долинах.
Більш молоді алювіальні відклади складають тераси сучасних річкових долин. Середньоантропогенові відклади беруть участь у будові другої надзаплавної тераси, верхпьоантропогенові— в будові першої надзаплавної тераси і сучасні — в будові заплав. Товщина алювіальних відкладів коливається від 3—5 м до 20—30 м.
В алювіальних відкладах Полісся зустрічаються розсипи корисних копалин.
Озерні відклади на Поліссі представлені суглинками, прісноводними мергелями та органогенними відкладами (никшпшми торфяниками). Потужність озерних відкладів становить в середньому 4—6 м.
На алювіальних та зандрових рівнинах Полісся розвинуті еолові відклади. Вони представлені пісками і не мають шаруватості. Товщина їх незначна — 1—2 м.
Елювіальні відклади на Поліссі утворилися внаслідок вивітрювання докембрійських кристалічних порід, крейдових і тротипних відкладів.
Біля підніжжя схилів, долин, горбів, валів в потужні делювіальні відклади.
Серед піщаних просторів Полісся зустрічаються ділянки лесовидних суглинків. В окремих місцях вони утворюють великі острови, значно змінюючи рельєф, грунти і рослинність.
Інші частини південного Полісся знаходяться в області підняття з амплітудою до 50 м (22). Як свідчать дані повторного нівелювання, більша частина Полісся і тепер переживає підняття.
Позитивні рухи земної кори обумовили незначну товщину (10—20 м) антропогенових відкладів у південному Поліссі. Весь південний схил Поліської низовини характерний високим заляганням корінних порід різного віку, які поступово опускаються в північному напрямі. Товщина антропогенових відкладів Поліської низовини продовжує зростати в північному напрямі і досягає свого максимуму не в її осьовій частині (вздовж долини Прип'яті), а на північному (білоруському) схилі.
На Білоруському пасмі, яке обмежує Полісся з півночі, товщина антропогенових відкладів досягає 150—200 м. Таким чином, північний край Поліської низовини, на відміну від південного, має акумулятивне походження. Але зона акумуляції в значній мірі обумовлена тектонічними рухами. Північно-східна межа Поліської низовини відповідає тектонічній лінії Паричі — Слуцьк, яка обмежує Прип'ятський прогин на північному сході. Північна межа Полісся збігається, в основному, з південним краєм Білоруського кристалічного масиву, де також відбувалася інтенсивна акумуляція антропогенових відкладів, переважно льодовикового походження.
3.2 Загальний характер геологічної будови території
Велику роль в сучасних фізико-географічних умовах Полісся відіграють антропогенові (четвертинні) відклади, що мають майже суцільне поширення. Вони беруть безпосередню участь в будові рельєфу, містять корисні копалини, є материнською породою для грунтів, впливають на режим ґрунтових вод і рослинний покрив. В антропогенових відкладах закладають фундаменти гідротехнічних споруд, заводів, фабрик і житлових будинків, проводять осушувальні канали, прокладають газопроводи, лінії зв'язку, будують шляхи сполучення.
Вивчення антропогенових відкладів має також важливе значення для розуміння сучасних фізико-географічних умов. У їх будові зафіксовані основні події наймолодшого геологічного періоду, палеогеографічні умови якого передували сучасним [7].
Однією з найважливіших особливостей антропогенових відкладів Полісся є розвиток пісків. Цим Полісся дуже відрізняється від інших рівнинних частин України, де панівними відкладами є лесовидні суглинки. У складі антропогенових відкладів Полісся, крім пісків, зустрічаються суглинки, глини, органогенні відклади, але питома вага їх незначна.
Таким чином, південна і північна межа Полісся в значній мірі визначені тектонічними умовами, але на півдпі межа має денудаційне (переважно ерозійно) оформлення, а на півночі — акумулятивне (льодовикове і водпо-льодовикове). Будова схилів вказує на те, що виникли вони в антропогені. Відмінність у будові південного і північного схилів Поліської низовини і височин, що її оточують, накладає відбиток на геоморфологічну будову і в цілому на фізико-географічні умови південного і північного Полісся.
Питання про походження сучасного рельєфу Полісся вчені розв'язували по-різному і при цьому висловлювали цілком протилежні погляди. Відомий дослідник Полісся П.А.Тутковський, який вивчав його в кінці XIX і в перші десятиріччя XX ст., вважав, що головну роль у формуванні рельєфу Полісся відіграла діяльність вітру, і розглядав Полісся як "викопну" пустелю льодовикової епохи. Пізніше проф. Б. Л. Лічков [8], протилежно поглядам П.А.Тутковського, відводив головну роль у формуванні сучасної поверхні Полісся діяльності вод. Він розглядав Полісся як тераси Прип'яті та її приток. Погляди Б. Л. Лічкова були значним кроком уперед в пізнанні походження Полісся.
Більш детальні геологічні і геоморфологічні дослідження, проведені останніми роками, показали значну складність будови поверхні Полісся. У формуванні рельєфу Полісся брали участь як ендогенні, так і екзогенні сили. Положення Українського Полісся в межах різних геострук-турних областей, складність палеогеографічних умов антропогену та своєрідність сучасних фізико-географічних процесів обумовили значну різноманітність генетичних типів і форм рельєфу.
Велику роль у геоморфологічній будові Українського Полісся відіграють корінні породи, які в багатьох місцях виходять на денну поверхню. Поширення тих або інших відкладів тісно пов'язане з геологічною структурою території.
На Волинському Поліссі велике значення мають крейдові і, частково, палеогенові відклади, що беруть безпосередню участь у будові сучасного рельєфу. У межах Житомирського Полісся, яке займає поліський блок Українського кристалічного щита, велику роль в будові рельєфу відіграють кристалічні породи. У Київському Поліссі по окремих річкових долинах відслошоються третинні відклади. На лівобережному Поліссі, яке займає частину Дніпровсько-Донецької западини, в будові рельєфу беруть участь третинні, а на сході — крейдові відклади.
У межах Українського Полісся розвинуті такі типи і форми рельєфу: водно-генетичні (давні і сучасні річкові долини, в окремих районах яри), льодовикові і водно-льодовикові, еолові, денудаційні й карстові.
Важливе значення в рельєфі Полісся відіграють річкові долини. Річок на Поліссі багато, долини їх досить широкі, займають значні площі. Долинні ландшафти відіграють велику роль у сучасних фізико-географічних умовах Полісся. Вони відрізняються своєрідністю материнських порід, мікрокліматичними умовами, незначною глибиною залягання ґрунтових вод, характером грунтів і рослинності. Саме в межах річкових до-лия розміщені основні площі боліт і заболочених земель, які є однією з характерних рис природи Поліської низовини. Поліські долини широко використовуються в сільському господарстві. У долинах поліських річок проводять гідротехнічне будівництво, добувають окремі види корисних копалин.
Вивчення річкових долин допомагає встановити основні етапи розвитку рельєфу даної території. Загальний план річкової сітки Поліської низовини пов'язаний з геологічною структурою території. Долина Дпіпра в межах Українського Полісся на значному підрізку огинає Чернігівське підземне підняття, а південніше пристосована, в основному, до межі між Диіпровсько-Доткчімсою западиною і схилом Українського кристалічного щита.
Вздовж східпого краю Чернігівського підняття йде долина Десни. Прип'ять починається в районі Ратнінеі.кого виступу докембрія, а її середня і нижня течія знаходиться у осьовій частині Прип'ятського прогину. Більшість приток Прип'яті беруть початок на Волино-Поділь-ській плиті, Українському кристалічному щиті, Білоруському кристалічному масиві і мають переважно субмеридіональний напрям.
Важливим вододільним елементом південного Полісся є Український кристалічний щит, який обумовив існування в межах Житомирського Полісся радіального типу річкової сітки. Всі річки (Південна Случ, Уборть, Уж, Тетерів та ін.) течуть із території кристалічного щита в різних напрямах і жодна з них не тече на щит.
Геологічна структура і найновіші тектонічні рухи вплинули не тільки на загальний план річкової сітки, а, головне, відбились на самій будові долини (ширина, кількість терас, їх висота і характер). Долина однієї і тієї річки може мати різну будову залежно від того, в яких гео-структурних областях вона знаходиться. Долина Тетерева в межах Українського кристалічного щита вузька (ширина заплави 0,3—0,5 км), а в окремих місцях (Дениші, Житомир, Коростишев), прориваючись через кристалічні породи, має каньйоноподібний характер, висота схилів досягає 20—30 м. За межами щита долина Тетерева різко розширюється, береги нижчають, ширина заплави зростає до 2—3 км, а в пригирловій частині — до 4—5 км. Подібні зміни долини характерні і для Південної Случі, Уборті, Словечни, Ужа, Ірпеня тощо. Будова річкових долин тісно пов'язана з історією їх розвитку. Формування сучасної річкової сітки Полісся розпочалося ще з відступу палеогенових морів, що покривали переважну більшість просторів Поліської низовини. Неогенові моря досягали лише південних окраїн Полісся і були поширені в межах сучасного Волино-Поділля. Стік з Полісся відбувався в південні моря [18].
Розміщення карстових форм рельєфу на Волинському Поліссі зв'язане з тектонікою, гідрогеологічними умовами та будовою сучасної поверхні.
На Чернігівському Поліссі карстові форми рельєфу відомі в північно-східній частині (Холминський, Семенівський райони), де крейдові відклади залягають високо. Тут зустрічаються лійки (діаметром 10— 20 м, глибиною — 10—15 м), молоді карстові провали, які утворилися в 1950, 1954 і 1955 роках. Карстові процеси можуть негативно позначатись на шляховому, гідротехнічному й промисловому будівництві, водопої тачаїші, добуванні корисних копалин. При проведенні цих робіт необхідно враховувати наявність карстових форм рельєфу.
Своєрідний рельєф розвивається на лесових островах Полісся. Частина з лих (Словечансько-Овруцька височина, Новоград-Волинський, Ліонський, Нонгород-Сіверський лесові острови) різко виділяється в рельєфі її ід нищеннями, тут інтенсивно розвиваються яри і балки. У цих районах необхідно посилити протиерозійні заходи — обвалувешш верхів'я ярів, відведення води під час танення снігу та при зливах, будівництво перепадів на дні ярів, залісення ярів, закріплення схилів.
Лівобережне Полісся займає розташовану на схід від Дніпра частину зони мішаних лісів України, яка характеризується складністю ландшафтної структури. Ландшафти Лівобережного Полісся відносяться до рівнинного класу з двома підкласами. Таксономічна система поширених тут природних комплексів має такий вигляд: типи (підтипи) ландшафтів — їх класи (підкласи), види (підвиди) — місцевоjті (типи місцевості). Ця система витримана при складанні карти Лівобережного Полісся (додаток 1).
У ландшафтній структурі Лівобережного Полісся переважають комплекси змішано-лісового типу (76,7%). Характерною особливістю території є проникнення сюди лісостепових ландшафтів (23,3%), які в межах Лівобережного Полісся утворюють своєрідну несуцільну смугу. Поширення їх тут пов'язане з історією розвитку цієї території в антропогені. Формування південної межі Лівобережного Полісся закінчилося під час наступання валдайського льодовика, талі води якого стікали по долинах рік, відкладаючи алювіально-флювіогляціальну товщу пісків. Останні разом з льодовиковими і водно-льодовиковими пісками, супісками і суглинками дніпровського віку, що вкривають вододіли, складають літогенну основу змішанолісових ландшафтів. Зональний тип ландшафтів представлений, таким чином, двома основними видами: 1) вододільними моренно-зандровими та зандровими рівнинами і 2) терасовими рівнинами з дерново-підзолистими ґрунтами і змішаними лісами.
В межах досліджуваної території чітко виділяються дві фізико-географічні області, які характеризуються переважанням одного чи двох видів ландшафтів. Видові відмінності їх пов'язані зі змінами тектонічної будови і літології корінних порід, історії розвитку в антропогені. Ці відмінності проявляються в характері сірими опідзоленими ґрунтами на крупнопилуватих лесових породах
РОЗДІЛ 4. СУЧАСНИЙ РЕЛЬЄФ ЧЕРНІГІВСЬКОГО ПОЛІССЯ – ЯК РЕЗУЛЬТАТ ДІЯЛЬНОСТІ ЛЬОДОВИКІВ І ВОДНОЛЬОДОВИКОВИХ ПОТОКІВ
4.1 Сучасний рельєф Чернігівського Полісся
Чернігівське Полісся дренують річка Десна і її притоки Білоус, Снов, Сейм, Остер. Дніпро в його межах приймають лише декілька маленьких лівобережних приток (Вир, Вертеч, Пакулька). Водний режим річок характеризується весняною повінню, літньою і зимовою межінню. Повінь на малих річках триває всього декілька днів. Взимку річки замерзають на 3-3,5 місяця. У заплавах Дніпра і Десни велика кількість дрібних озер. На окремих ділянках надзаплавних терас зустрічаються залишкові озера, які в даний час інтенсивно замулюються і заростають (Святе, Волове).
Кліматичні, гідрологічні і геолого-геоморфологічні умови сприяють місцевому формуванню ґрунтових вод. Їх глибина залягання коливається від 1-3 м на терасах до 5-7 м на вододільних рівнинах. На терасах і в замкнутих пониженнях вододільних рівнин ґрунтові води живлять болота і беруть участь у формуванні ґрунтів, обумовлюючи їх заболоченість. У долинах великих річок горизонт ґрунтових вод алювіальних і водно-льодовикових відкладень має зв'язок з харківським горизонтом підземних вод. Підземні води харківського горизонту підживляють такі великі болота як Паристе, Видра і частково Замглай.
Різноманітність літогенної основи і місцевих умов поверхневого і підземного стоку викликала велику строкатість ґрунтового покриву і природної рослинності [6].
Більше половина території Чернігівського Полісся займають дерново-слабо- і середньопідзолисті ґрунти на суглинках валунів, водно-льодовикових і алювіальних супіщаних і піщаних відкладах. Вони сформувалися під змішаними хвойно-широколистяними лісами. Значно поширені дерново-підзолисті ґрунти в комплексі з дерново-глеєвими і болотними. На лесових легко- і середньо суглинистих відкладеннях утворилися у минулому під широколистяними лісами світло-сірі, сірі і темно-сірі лісові ґрунти. По слабодренованим вододільним і терасним пониженням лесових "островів" зустрічаються луги і солончакові ґрунти в комплексі з болотними. На розчленованих схилах вододільних рівнин ґрунту значною мірою еродовані. Великі площі займають заплави з алювіальними луговими і болотними ґрунтами.
Своєрідність ландшафтно-типологічної структури Чернігівського Полісся визначається перш за все тим, що разом з місцевостями поліського значне розповсюдження мають природні комплекси, властивості яких мають риси лісостепового походження. Так, місцевості поліського складають близько 63,0% всієї площі, місцевості лісостепового типу ландшафту займають 18,6% площі. Другу особливість ландшафтної структури складає абсолютна перевага долинних типів місцевостей, що займають більше 85% всієї території. Зокрема заплави долин річок складають 18,4% від загальної площі.
За характером поєднань і площі розповсюдження типів місцевостей і їм властивих урочищ в межах Чернігівського Полісся виділяються 13 фізико-географічних районів. Поширення їх тут пов'язане з історією розвитку цієї території в антропогені. Формування південної межі Лівобережного Полісся закінчилося під час наступання валдайського льодовика, талі води якого стікали по долинах рік, відкладаючи алювіально-флювіогляціальну товщу пісків. Останні разом з льодовиковими і водно-льодовиковими пісками, супісками і суглинками дніпровського віку, що вкривають вододіли, складають літогенну основу змішанолісових ландшафтів. Зональний тип ландшафтів представлений, таким чином, двома основними видами: 1) вододільними моренно-зандровими та зандровими рівнинами і 2) терасовими рівнинами з дерново-підзолистими ґрунтами і змішаними лісами.
4.2 Ландшафти Чернігівського Полісся
У відповідності до фізико-географічного районування України (Физико-географическое районирование, 1968) північно-західна частина Чернігівської області відноситься до Чернігівського Полісся - фізико-географічної області Українського Полісся. Її площа - 16,8 тис. кв. км.
Виділення Чернігівського Полісся як фізико-географічної області обумовлено своєрідним поєднанням на даній території комплексу ландшафтоутворюючих чинників.
В геоструктурному відношенні Чернігівське Полісся знаходиться в межах трьох структурних утворень: східного схилу і підніжжя Українського кристалічного щита (УКЩ), західного схилу Воронезького кристалічного масиву і розташованої між ними Дніпровське-Донецької западини (ДДЗ). Кристалічний фундамент тут залягає на глибині від 0,5 км на сході області до 3-4 км на заході. Перехід від УКЩ до ДДЗ відмічається глибинним структурним уступом на схід від лінії Ковпита - Смолин - Носівка, а перехід від Воронезького кристалічного масиву до ДДЗ - уступом на захід від лінії Холми - Понорниця. Схил ДДЗ до Воронезького масиву встановлений на схід від лінії - гирло р.Сож - Тупичів - Березна - Бахмач. Поверхня кристалічного фундаменту розчленована поздовжніми і поперечними розломами, ускладнена Чернігівським виступом Брагінсько-Лоєвським валоподібним підняттям (Кирилов, Быков, 1960).
Тектонічні структури, що в цілому визначили орографію Чернігівського Полісся і будову її гідросітки, істотно вплинули на основні ландшафтоутворюючі процеси. Проте цей вплив має переважно опосередкований характер, оскільки докембрійський фундамент території перекритий товщею осадових відкладів різної потужності (від 0,5 до 3-4 км), літології і генезису. Осадова товща Чернігівського Полісся представлена відкладами палеозою (нижньопалеозойськими, девонськими і карбоновими), мезозойськими (тріас, юра, крейда) і кайнозойськими (третинними і четвертинними) товщами. В цілому ЧП має характер акумулятивної низовинної рівнини, більша частина якої в сучасному рельєфі відповідає Придніпровській низовині (Бондарчук). М.Г.Волков і І.Л.Соколовський вважають, що континентальний етап формування сучасної поверхні Чернігівської області почався наприкінці палеогену з відступу пізньопалеогенового моря. Тривалий час після цього тут була низовинна рівнина з широко меандруючими безрусловими потоками, що відкладали піщані відклади (полтавська серія). Вище відклалася товща строкатокольорових глин, які складають основу відкладів четвертинного періоду. Антропогенні відклади тут представлені потужними товщами нижнього (Q1), середнього (Q2) і верхнього (Q3) антропогену.
Сучасний ландшафтний вигляд Чернігівське Полісся, яке знаходиться в зоні зледеніння, почав створюватись в процесі переформування її поверхні в середньо- і пізньочетвертинну епоху. Під дією зледеніння відбувалась перебудова дольодовикового рельєфу і гідросітки, формувались флювіогляціальні форми поверхні і відкладів. Переважаючими генетичними типами поверхневих відкладів Чернігівського Полісся є льодовикові, водно-льодовикові і озерно-льодовикові підкоренні, моренні і надморенні відклади - піски, супіски, суглинки, глини, поширені повсюди, окрім річкових заплав і днищ балок. В останніх відкладаються сучасні алювіальні, делювіальні і пролювіальні піски, супіски і суглинки різної потужності. На межиріччі Дніпра і Десни зустрічаються підвищені рівнини, складені з поверхні воднольодовиковими лесовидними суглинками, підстеленими воднольодовоковими пісками та супісками або дочетвертинними породами. Фрагментарне поширені на межиріччях і терасах еолові піски, у пониженнях, западинах межиріч і річкових заплав - органогенні відклади [9].
В загальному плані Чернігівське Полісся являє собою територію зі слаборозчленованими заболоченими і розчленованими еродованими горбисто-хвилястими залісеними і безлісними моренними, моренно-зандровими, зандровими міжрічковими і алювіальними терасовими рівнинами, розділеними сучасними річковими і давніми воднольодовиковими долинами. Тут розташовано декілька ерозійно-розчленованих лесових височин - Михайло-Коцюбинська, Любецька, Седнів-Тупичівська, Ріпкинська.
П.Г.Шищенко (1964, 1966), провівши ландшафтні дослідження і ландшафтне картографування Лівобережного Полісся України, в межах ЧП виділив три типи місцевостей і один тип ландшафтів. Ним виділено:
а) заплавні низинні місцевості з чотирма типами урочищ;
б) місцевості прохідних недренованих долин з шістьома типами урочищ;
в) місцевості борових терас з чотирма типами урочищ;
г) мішано-лісовий тип ландшафтів, що поділяється на ландшафти низьких акумулятивних рівнин і ландшафти підвищених ерозійно-акумулятивних рівнин. Серед перших ландшафтів виділяють підтипи: ландшафтів моренно-зандрових і зандрових рівнин з потужним антропогенним покривом, з трьома типами місцевостей; ландшафтів алювіальних рівнин на палеогеновій основі з чотирма типами місцевості: ландшафти моренно-зандрових і зандрових рівнин з відносно малопотужним антропогенним покривом на палеогенових І крейдяних породах з трьома типами місцевостей; ландшафти алювіальних рівнин на крейдяній основі з двома типами місцевості.
У 1981 - 1985 рр. О.М. Петренко і Р. Ф. Зарудна здійснивши середньомасштабні ландшафтні дослідження й картування природно-територіальних комплексів (ПТК) Чернігівської області виділили вісім генетичних систем природно-територіальних комплексів - міжрічкових, схилових, терасових, заплавних, ерозійної сітки, давньодолинних понижень, карстових і суфозійних западин, дюноподібних підвищень. Всі ПТК об'єднані у вісім видів ландшафтів - складне функціонально-динамічне поєднання урочищ (простих і складних) і місцевостей різного фізико-географічного характеру [10].
В цілому у Чернігівському Поліссі прослідковується такі ландшафтно-структурні закономірності: в межах схилу УКЩ розвинені ландшафти алювіальних рівнин з терасовими місцевостями; в межах ДДЗ переважають ландшафти вододільних моренно-зандрових, зандрових і лесових рівнин на потужній товщі антропогенових відкладів. На схилі Воронезького кристалічного масиву розвинені ландшафти моренно-зандрових і зандрових рівнин на малопотужній антропогеновій товщі з близьким заляганням крейдяних порід. Тут же - і ландшафти лесових еродованих рівнин. До тектонічних розломів приурочені долинні ландшафти.
У ландшафтній структурі Лівобережного Полісся переважають комплекси змішано-лісового типу (76,7%). Характерною особливістю території є проникнення сюди лісостепових ландшафтів (23,3%), які в межах Лівобережного Полісся утворюють своєрідну несуцільну смугу. Поширення їх тут пов'язане з історією розвитку цієї території в антропогені. Формування південної межі Лівобережного Полісся закінчилося під час наступання валдайського льодовика, талі води якого стікали по долинах рік, відкладаючи алювіально-флювіогляціальну товщу пісків. Останні разом з льодовиковими і водно-льодовиковими пісками, супісками і суглинками дніпровського віку, що вкривають вододіли, складають літогенну основу змішанолісових ландшафтів. Зональний тип ландшафтів представлений, таким чином, двома основними видами: 1) вододільними моренно-зандровими та зандровими рівнинами і 2) терасовими рівнинами з дерново-підзолистими ґрунтами і змішаними лісами.
В межах досліджуваної території чітко виділяються дві фізико-географічні області, які характеризуються переважанням одного чи двох видів ландшафтів. Видові відмінності їх пов'язані зі змінами тектонічної будови і літології корінних порід, історії розвитку в антропогені. Ці відмінності проявляються в характері сірими опідзоленими ґрунтами на крупнопилуватих лесових породах.
ВИСНОВКИ
Площа сучасних льодовиків 16 млн. км2. Серед них розвиті материкові і гірські льодовики. Передгірні льодовики являють собою гірські льодовики, що злилися, вихідні в передгір'я. Рух льодовиків пов'язаний, із пластичним або в`язкопластичним плином льоду. При русі льодовиків відбувається інтенсивна екзарація (руйнування) гірських порід підлідного ложа. Одночасно з екзарацією відбувається перенос і акумуляція. До льодовикових відкладень відносяться морени, серед яких розрізняють донні, абляціонні, кінцеві. До водно-льодовикових відкладень відносяться ози, Ками, камові тераси, а в прильодникових областях - зандри, лимногляціальні (озерні) відкладення і леси.
З характеристики природних умов Українського Полісся видно його неоднорідність і різноманітність. Одні частини Полісся відрізняються від інших геологічною будовою і рельєфом, помітна різниця в кліматичних умовах між вологою західною частиною і більш континентальною східною, поступово зменшується з півночі на південь величина стоку, одні типи грунтів і рослинності змінюються іншими. Перелічені компоненти природи знаходяться між собою в тісному взаємозв'язку, і тому зміна одного з них викликає зміни другого. В результаті їх тісної взаємодії формуються певні природні комплекси (ландшафти), які характеризуються спільними властивостями.
Формування і розвиток комплексів ускладнюються тим, що кожний компонент природи має свої закономірності розвитку. Основні риси рель-сфу тісно пов'язані з геологічною структурою, клімат формується під впливом сонячного тепла, руху атмосфери та властивостей підстилаючої поверхні. Гідрологічний режим визначається як кліматичними умовами, так і характером рельєфу. Ґрунтовий і рослинний покриви, які тісно між собою пов'язані, залежать від клімату, рельєфу і материнських порід. Таким чином, одні компоненти (клімат, грунти, рослинність) змінюються в зональному напрямі, а другі (рельєф, материнські породи) не підлягають зональним закономірностям. Крім того, велику роль у формуванні природних компонентів відіграли палеогеографічні умови. Все це значно ускладнює розподіл природних комплексів по території Полісся.
Полісся являє собою своєрідну фізико-географічну провінцію зони мішаних лісів Східно-Європейської рівнини. Значна частина Полісся знаходиться в межах Білоруської РСР і має свої специфічні риси природи. Полісся можна поділити на три підпровінції, що відрізняються фізико-географічними умовами: північну (лівобережжя Прип'яті), південну (правобережжя Прип'яті і Дніпра) і східну (лівобережжя Дніпра). Українське Полісся охоплює майже повністю південну підпровінцію і південну частину східної підпровінції.
У ландшафтній структурі Лівобережного Полісся переважають комплекси змішано-лісового типу (76,7%). Характерною особливістю території є проникнення сюди лісостепових ландшафтів (23,3%), які в межах Лівобережного Полісся утворюють своєрідну несуцільну смугу. Основну роль у геологічній будові Волинського Полісся відіграють крейдяні відклади, які на більшій частині території області служать основою для антропогенових відкладів, а в ряді місць і відслонюються. Тільки в північній і північно-східній частині крейдові відклади перекриваються палеогеновими пісками і глинами. В межах досліджуваної території чітко виділяються дві фізико-географічні області, які характеризуються переважанням одного чи двох видів ландшафтів. Видові відмінності їх пов'язані зі змінами тектонічної будови і літології корінних порід, історії розвитку в антропогені. Ці відмінності проявляються в характері сірими опідзоленими ґрунтами на крупнопилуватих лесових породах.
СПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ
Бондарев В.П. Геология. Практикум. - М., 2002. – 280 с.
Борголов И.Б. Курс геологии (с основами минералогии и петрографии). - М., 1989. – 215 с.
Васильев Ю.М. Отложения перигляциальной зоны Восточной Европы. М, 1980. – 204 с.
Гурский Б.Н., Гурский Г. В. Геология. - Минск, 1985. -
Джон Б., Дербишир Э., Яне Г., Фейрбридж Р., Эндрюс Дж. Зимы нашей планеты/ Пер. с англ. - М., 1982. – 302 с.
Иванова М.Ф. Общая геология с основами исторической геологии. - М., 1980. – 350 с.
Иванова М.Ф. Общая геология с основами исторической геологии. - М.: Высшая школа, 1980. С. 439.
Ковальчук І.О. Лабораторний практикум із загальної геології. Львів, 1997.
Кожевников А.В. Антропогенез гор и предгорий (генетический анализ). - М., 1985. – 265 с.
Короновский Ю.П., Якушова А.Р. Основи геологии. - М., 1995. – 260 с.
Костенко Н.П. Геоморфология. - М., 1985. – 380 с.
Куровець М., Гунька Н. Основи геології. Львів, 1997. – 795 с.
Лаврушин Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. - М., 1976. – 174 с.
Лаврушин Ю.А., Чугунный Ю.Г. Каневские дислокации. - М., 1982. – 130 с.
Левков Э.А. Гляциотектоника. - Минск, 1980. – 250 с.
Леонтьев О.К., Рычагов Г.И. Общая геоморфология. - М., 1988. – 320 с.
Маринич А.М., Пащенко В.М., Шищенко П.Г. Природа Украинской ССР: Ландшафты и физико-географическое районирование. - К., Наукова думка, 1985. – 224 с.
Маринич О.М. Українське Полісся. Фізико-географічний нарис. - К., "Радянська школа", 1962. – 200 с.
Мильничук В.С., Арабаджи М.С. Общая геология. - М.: Недра, 1989. – 205 с.
Проблемы континентального литогенеза. - М., 1980. – 225 с.
Свинко Й.М., Сивий М.Я. Геологія. - К., "Либідь", 2003. – 200 с.
Смішко Р.М. Геологія з основамі геоморфології. Навч. посібн. – Львів: видавничий центр ЛНУ імені Івана Франка, 2004. – 101 с.
Шанцер Е.В. Генетические типы четвертичных отложений// Четвертичная система. Полутом 1. - М., 1982. С. 61-95.
Якушова А.Ф. Геология с элементамы геоморфологии. - М.: Изд-во Москов. ун-та, 1983.
Якушова А.Ф., Хаин В.Е., Славин В.И. Общая геология. - М.: Изд-во Москов. ун-та, 1988. – 230 с.
ДОДАТОК
(легенда карти)
Мішано-лісовий тип ландшафтів
Ландшафти низовинних акумулятивних рівнин:
Ландшафти моренно-зандрових і зандрових рівнин з потужним антропогеновим покривом: 1 — вододільні добре і помірно дреновані моренно зандрові рівнини з дерново-підзолистими і супіщаними ґрунтами, переважно розорані; 2 — еродовані моренно-зандрові рішити з дерново-підзолистими змитими ґрунтами, балками та ярами з виходами палеогенових порід; 3 — зандрові і добре і помірно дреновані рівнини з дерново-підзолистими піщаними ґрунтами під боровими і суборовими лісами, частково розорані.
Ландшафти алювіальних рівнин на палеогеновій основі: 4 — терасові помірно дреновані піщано-суглинкові рівнини з дерново-підзолистими супіщаними ґрунтами, переважно розорані, частково під сугрудками; 5 — терасові помірно дреновані рівнини з дерново-підзолистими піщаними ґрунтами, розорані або під боровими і суборовими лісами; 6 — давні недреновані долини з комплексами дерново-підзолистих і дернових глейових ґрунтів, низинних боліт і торфовищ; 7 — рівнинні і рівнинно-гривисті різною мірою дреновані лісо-лучні заплави.
Ландшафти підвищених, акумулятивних і ерозійно-акумулятивних рівнин:
Ландшафти моренно-зандрових і зандрових рівнин з відносно малопотужним антропогеновим покривом на палеогенових і крейдових породах: 8 — вододільні горбисті добре дреновані моренно-зандрові рівнини з дерново-підзолистими супіщаними і суглинковими ґрунтами, з палеогеновими і крейдовими денудаційними останцями; 9 — еродовані моренно-зандрові рівнини зі змитими дерново-підзолистими ґрунтами, балками та ярами з виходами крейдових порід; 10 — зандрові добре і помірно дреновані рівнини з дерново-підзолистими піщаними ґрунтами, переважно під суборовими лісами, частково розорані, з карстовими явищами. Ландшафти алювіальних рівнин на крейдовій основі: 11 — терасові помірно дреновані піщані та піщано-суглинисті рівнини з дерново-підзолистими ґрунтами, переважно під боровими і суборовими лісами, місцями з карстовими процесами; 12 — лісолучні заболочені заплави.
Лісостеповий тип ландшафтів
Ландшафти низовинних акумулятивних рівнин:
Ландшафти лесових рівнин з потужним антропогеновим покривом: 13 — вододільні добре і помірно дреновані рівнини: а — з чорноземами опідзоленими і глибоковилугованими, темно-сірими опідзоленими ґрунтами на крупнопилуватих лесових породах, б — з сірими опідзоленими ґрунтами на піщанистих лесових породах, розорані; 14 — еродовані лесові рівнини зі змитими опідзоленими ґрунтами, балками та ярами з виходами палеогенових порід.
Ландшафти алювіальних рівнин з лесовим покривом: 15 — терасові помірно дреновані рівнини: а — з темно-сірими опідзоленими ґрунтами і частково з опідзоленими чорноземами на крупнопилуватих лесових породах; б — з сірими опідзоленими ґрунтами на піщанистих лесових породах, переважно розорані.
Ландшафти підвищених ерозійних рівнин:
Ландшафти розчленованих лесових рівнин з відносно-малопотужним антропогеновим покривом на палеогенових і крейдових породах: 16 — вододільні добре дреновані рівнини: а — з темно-сірими опідзоленими ґрунтами на крупнопилуватих лесових породах, б — з сірими опідзоленими ґрунтами на піщанистих лесових породах, розорані; 17 — дуже еродовані підвищені лесові рівнини з розвинутою яружною сіткою, виходами крейдових порід.