ЗМІСТ
ВСТУП
РОЗДІЛ 1. ОСОБЛИВОСТІ ГЕОЛОГІЧНОЇ ТА РЕЛЬЄФОУТВОРЮЮЧОЇ ДЯЛЬНОСТІЛЬОДОВИКІВ 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 ЙНАПРЯМКИ ЛАНДШАФТНО-ЕКОЛОГІЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ
2.1Методи комплексних досліджень
2.2Методи історико-ландшафтних досліджень
РОЗДІЛ 3. ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГІЧНА ХАРАКТЕРИСТИКА ЧЕРНІГІВСЬКОГОПОЛІССЯ
3.1 Геолого-історичне минуле території ЧернігівськогоПолісся
3.2 Загальний характер геологічноїбудови території
РОЗДІЛ 4. СУЧАСНИЙ РЕЛЬЄФ ЧЕРНІГІВСЬКОГО ПОЛІССЯ – ЯК РЕЗУЛЬТАТДІЯЛЬНОСТІ 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 наповерхні Землі в результаті нагромадження і наступного перетворення твердихатмосферних опадів (снігу). Необхідною умовою утворення льодовиків є сполученнянизьких температур повітря з великою кількістю твердих атмосферних опадів, щомає місце в холодних країнах високих широт і у верхових частинах гір. Уперетворенні снігу велике значення мають тиск і сублімація сублімація), підякою розуміється випар льоду і нова кристалізація водяної пари. При сублімаціївивільняється тепло, що сприяє сплавці окремих кристалів. З часом фірнпоступово перетворюється в глетчернийлід. Зароджуються льодовики вище снігової границі, де розташовуються їхніобласті харчування (акумуляції). Але при русі льодовики виходять нижче сніговоїграниці в область абляції (лат. «абляцио» — відібрання, знос), девідбувається поступове зменшення маси льодовика шляхом танення, випару імеханічного руйнування. Цю зону іноді називають областю стоку або областюрозвантаження. У залежності від співвідношень, що змінюються в часі, акумуляціїй абляції відбувається осцилляция (лат. «осцилляцио» — коливання)краю льодовика. У випадку істотного посилення харчування і перевищення його надтаненням, край льодовика просувається вперед — льодовик настає, при зворотномуспіввідношенні льодовик відступає. При довгостроково зберігаєтьсяспіввідношенні живлення й абляції край льодовика займаєстаціонарне положення. Сучасні льодовики покривають площа понад 16 млн. км, абоблизько 11% суші.
Предмет дослідження – геологічну і рельєфоутворюючудіяльність льодовиків та воднольодовикових потоків.
Об`єкт дослідження — діяльність льодовиків таводнольодовикових потоків в межах Чернігівського Полісся.
Мета дослідження полягає в тому, щоб проаналізуватигеологічну і рельєфоутворюючу діяльність льодовиків та воднольодовиковихпотоків в межах Чернігівського Полісся.
Завданнями робти є:
1) розглянутиособливості геологічної та рельєфоутворюючоїх діяльності льодовиків і воднольодовиковихпотоків;
2) характеристикаметодів й напрямків ландшафтно-екологічних досліджень;
3) геолого-геоморфологічніособливості Чернігівського Полісся;
4) проаналізуватисучасний рельєф Чернігівського Полісся – як результат діяльності льодовиків іводнольодовикових потоків.
РОЗДІЛ 1/>. ОСОБЛИВОСТІ ГЕОЛОГІЧНОЇ ТАРЕЛЬЄФОУТВОРЮЮЧОЇ ДІЯЛЬНОСТІ ЛЬОДОВИКІВ І ВОДНОЛЬОДОВИКОВИХ ПОТОКІВ1.1 Типи льодовиків та їх рух
Виділяються три основних типи льодовиків: 1) материкові, абопокривні; 2) гірські; 3) проміжні, або змішані. Класичними прикладами нині існуючих материковихльодовиків служать покриви Антарктиди і Гренландії.
/>
Рис. 1.1. Антарктичний крижаний покрив
Антарктичний льодовик. Антарктида займає площу близько 15 млн. км2, з нихблизько 13,2 млн. км2 покрите льодом. Крижаний покрив утворитьвеличезне плато висотою до 4000 м (мал. 1.1). За даними сейсмічних досліджень,підлідний рельєф відрізняється великою складністю, наявністю хребтів і великихнизменностей, опущених на десятки і сотні метрів нижче рівня Світового океану.Потужність Антарктичного крижаного покриву змінюється від декількох сотень метрівбіля гір або в краю материка до 4000 м і більш у центральних частинах іособливо в межах низинних рівнин (Берда, Шмидта й ін.) [14]. За винятком деяких гористих місцевостей, щооблямовують, льодовик покриває весь материк, заповнює берег і поширюється вморя, утворити величезні маси так називаного шельфового льоду, що частковолежить на шельфі, що частково знаходиться на плаву.
/>
Рис. 1.2. Материковий крижаний щитГренландії і ізогипси поверхні
Добре відомий шельфовий льодовик Росса займає половину моря Росса йобривається уступом, висота якого над морем близько 60 м, місцями більше. Йогоширина з півночі на південь близько 800 км. В окремих місцях окраїнних зонАнтарктиди, там, де рельєф розчленований, льодовиковий покрив розпадається наокремі вивідні потоки, що рухаються або в скелястих, або в крижаних схилах. Відкраїв вивідних і шельфових льодовиків відколюються величезні крижані брили — айсберги, деякі з них досягають 50-100 км2. З огляду на, що надводначастина айсберга складає 1/7-1/10 частина його висоти, можна уявити собіграндіозність і небезпека для пароплавства цих брил, що відірвалися, щовиносяться вітрами і морськими течіями в простори океану, далеко за межіполярних морів [17].
Гренландский льодовик. Гренландія займає не набагато більше 2млн. км2, з яких близько 80% покриті материковим льодовиком (мал. 1.2).Центральна частина льодовикового плато (області харчування) характеризуєтьсяабсолютними висотами близько 3000 м, до крайових частин висота знижується дотисячі і декількох сотень метрів. Максимальна потужність льодовикового покривуГренландії по сейсмічним даним близько 3400 м, середня — близько 1500 м. Угористих окраїнах Гренландії спостерігаються долинні вивідні льодовики, деякі зних, 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. Великепоширення мають гірські льодовики альпійського типу. Загальний характер ідинаміка такого льодовика представляються в наступному виді (мал. 1.3).
/>
Рис. 1.3. Гірський долинний льодовик
У верхньої схилонової частини гір вище снігової границірозташовуються області харчування (фірнові басейни). Вони представленіциркоподібними улоговинами, часто це розширені водозбірні басейни, ранішевироблені водними потоками. Областями їхнього стоку або розвантаження є полонини.Гірські долинні льодовики бувають простий, відособлений друг від друга, кожнийз чітко вираженою областю харчування і власною областю стоку. Але в рядівипадків спостерігаються складні льодовики, що виходять з різних областей живлення,що зливаються один з одним в області стоку, утворити єдиний потік, щопредставляє дійсну ріку льоду з припливами, що заповнює на багато кілометрівполонину (мал. 1.4).
/>
Рис. 1.4. Складний гірський льодовик
Прикладом такого складного крижаного потоку є льодовикФедченко на Паміру довжиною близько 75 км і з великою потужністю льоду. Черезчисленні припливи такі льодовики в плані нагадують гіллясте дерево [10].
Місцями при достатку снігу, що випадає, область живленняутвориться в різних сідловинах, на вирівняних ділянках гір, або в результатізлиття циркоподібних областей харчування різних схилів. У цих умовах стік льодуможе відбуватися по долинах різних (протилежних) схилів хребта. Такі льодовикиіноді називають переметними. На схилах долин або вище льодовикових цирківспостерігаються крісловидні поглиблення, називані карами, лід у них не маєстоку (або дуже незначний). В умовах дегляціації їх називають реліктовими абозалишковими. І нарешті, висячі льодовики розташовані у відносно неглибокихзападинах на крутих гірських схилах.
До проміжного типу відносяться так називані передгірні іплоскогірні льодовики. Передгірні льодовики одержали назва по розташуванню впідножжя гір. Вони утворяться в результаті злиття численних гірськихльодовиків, що виходять на передгірну рівнину, що розтікаються в сторони івперед і утворюючий великий льодовиковий шлейф, що покриває великі простори.
Таким чином, тут сполучаться гірські льодовики у високихгорах і покривні в передгір'ях. Типовим прикладом є найбільший льодовикМаляспина на Тихоокеанському узбережжі Аляски, площа якого близько 3800 км.Інше сполучення спостерігається в Скандинавському або плоскогірному типільодовика. Такі плоскогірні льодовики розташовуються на вирівняних слабкорозчленованих вододільних поверхнях древніх гірських споруджень (льодовикЮстедаль у Норвегії площею близько 950 км). Стік льоду здійснюється в долини.Отже, тут ми маємо єдину область харчування і розділені канали стоку. Іншимиприкладами є крижані покриви або крижані шапки, що покривають значні площіШпицбергена й Ісландії, відкіля вони виступають через крайові депресії у формілопат або долинних мов. У якомусь ступені подібні умови спостерігаються в межахдеяких вулканічних конусів, покритих суцільними шапкообразными льодовиками, щоспускаються в усі сторони короткими мовами по балках гірських схилів.
Важливе значення має пластичне або в`язкопластичний плинльоду, що звичайно спостерігається в нижній частині льодовика. Такий рухможливо при значній потужності льоду, що створює навантаження на його нижнішари, і достатній його чистоті. При пластичному плин періодично накопичуютьсягоризонтальні напруги, що перевищують пружність льоду, у результаті виникаютьгоризонтальні зриви, уздовж яких вищележачі слойки льоду прослизають по нижчележачих [4]. Такі пошарово-диференційованіпластичні плини місцями супроводжуються стрибкоподібною зміною швидкості руху.На контакті льодовика з ложем (неоднорідним по рельєфі і складові гірськихпорід) виникають глибові ковзання. Цьому сприяє наявність уламкового матеріалув нижній частині льодовика, що рухається, що збільшує внутрішнє тертя льоду іприводить до зниження його пластичності. Верхня тендітна частина льодовикарозбита численними тріщинами (що ідуть іноді на значну глибину) на брилирізного розміру і пасивно переміщається разом з частиною льоду, що підстилає.
/>
Рис. 1.5. Схема динаміки льодовикового щита (заЄ.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 іпластичність його зменшуються, виникають похилі поверхні сколовши, по якихвідбувається зсув блоків і пластин льоду, що утворять систему лускатихнасувань. Як відзначає Ю.А. Лаврушин, такі насувні луски розвиті на долиннихльодовиках Шпицбергена й у вивідних льодовиках південно-західної частиниГренландії.
/>
Рис. 1.6. Схема розвитку крайових тріщин у результатінерівномірного руху гірського льодовика
Швидкість руху льодовиків різна і залежить від часу року івід того, у якому районі знаходиться льодовик. Наприклад, гірські льодовикиАльп 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 10м/сут. Швидкість вивідних льодовиків Гренландії, що спускаються у фіорди, можедосягати 25-30 м/сут, тоді як у внутрішніх районах, удалині від фіордів вонаскладає кілька міліметрів у добу. На тлі середніх значень іноді виникає швидкезбільшення швидкості руху льодовиків. Прикладом тому є льодовик Ведмежий наЗахідному Паміру, що у 1963 р. став рухатися зі швидкістю до 50 м/сут, блокувавплин р. Абдукагора, у результаті утворилося підозерне озеро. У наступна водапрорвала крижану греблю і, рухаючи з величезною швидкістю, знищувала усі насвоєму шляху. Активізація льодовика відзначалася й у 1988-1989 р.
Характерна також неоднакова швидкість руху окремих частинльодовиків [5]. Реперні спостереження вгірських льодовиках показують, що швидкість руху в їхній центральній частинівелика, у той час як у бортових і придонних частинах вона зменшується (урезультаті тертя). Нерівномірність руху льодовика викликає визначені напруги івиникнення діагональних тріщин (мал. 1.6). У верхнього кінця гірськогольодовика утвориться велика крайова тріщина. У перехідній зоні від областіхарчування до області стоку на підвищеному порозі схилу накопичуються напруги,що розтягують, під дією яких виникають поперечні тріщини (мал. 1.7), щоутворяться також при перетинанні нерівностей і виступів підлідного ложа.
1.2Льодовикове руйнування й опадоутворення
При русі льодовиків здійснюється ряд взаємозалежнихгеологічних процесів: 1) руйнування гірських порід підлідного ложа з утвореннямрізного за формою і розміром уламкового матеріалу (від тонких піщаних часток довеликих 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 результатиможна спостерігати в гірських льодовиках, особливо там, де льодовики ранішепротягалися на багато кілометрів далі сучасних границь. У сучасних покривнихльодовиках дослідження процесів стосуються в більшості випадків тільки їхніхкрайових частин. Однак про геологічну діяльність покривних льодовиків можнасудити по четвертинним (антропогеновим) заледеніннях, що неодноразово покриваливеликі простори Європи і Північної Америки за останні 800 тис. років.
Руйнівна робота льодовиків називається экзарацией (від лат.«экзарацио» — виорювання). Особливо інтенсивно вона виявляється привеликих потужностях льоду, що створюють величезний тиск на підлідне ложе.Відбувається захоплення і виломлювання різних блоків гірських порід, їхнєдроблення, истачивание [11].
Льодовики, насичені уламковим матеріалом, що вмерзнув упридонні частини льоду, при русі по скельних породах залишають на їхнійповерхні різні штрихи, подряпини, борозни — льодовикові шрами, що орієнтованіпо напрямку руху льодовика. На дні льодовикових долин, але особливо в межахколишніх четвертинних центрів покривних заледенінь (скандинавському й ін.),зустрічаються скельні асиметричні виступи, пологий і оглажений, штрихованийсхил яких розташований з тієї сторони, відкіля рухався льодовик, а крутоїшорсткуватої і зазубрений — із протилежної сторони. Такі форми називають«баранячі чола», а сполучення декількох виступів — «кучерявенькіскелі» (мал. 1.7). Їхнє формування пов'язане з випахуючою діяльністюльодовика при неоднорідності складу і фізико-механічних властивостей порід. УСкандинавії і прилягаючих районах європейської частини СРСР розвиті великіпологосхильні зниження, утворені льодовиковим виорюванням, багато хто з якихзайняті озерами.
/>
Рис. 1.7. Кучерявенькі скелі
З діяльністю льодовиків зв'язане утворення цирків у верховійчастині гір і специфічних форм льодовикових долин-відрогів (ньому.«трог» — корито), що розвиваються в більшості випадків по ерозійнихполонинах. Льодовики, рухаючи по цих долинах, роблять інтенсивну екзараціюїхній боротових частин і ложа. У результаті долина розширюється, поглиблюєтьсяі приймає U-образну форму з плоским дном. Подовжній профіль трогової долинизвичайно характеризується значною нерівністю, наявністю поперечних скельнихвиступів, називаних ригелями, і ванн льодовикового виорювання (мал. 1.8), щозв'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 глинистихчасток до великих валунів і брил, як стерпний льодовиками і своїм рухом, так івідкладений, називають мореною (гляціальними відкладеннями). Отже, існує дватипи морен — що рухаються і відкладені [6].
Морени, що рухаються, мають різне розташування. У гірськихльодовиках виділяються: 1) поверхневі морени — бічні по краях долинногольодовика, що утворяться за рахунок вивітрювання і гравітаційних процесів зісхилів гір (осипів, зсувів, обвалів), і серединні, виникаючі в результатіоб'єднання бічних морен при злитті льодовиків; 2) внутрішні морени можутьутворюватися як в областях харчування, так і в результаті проникнення уламковогоматеріалу по тріщинах; 3) донні морени утворяться за рахунок екзарації ізахоплення продуктів вивітрювання. У материкових льодовиках головне значеннямають донні морени, що рухаються, і внутрішні, виникаючі в результатівидавлювання уламкового матеріалу по тріщинах, що утвориться при перетинаннільодовиком височин рельєфу.
Відкладені морени. Серед відкладених виділяються три типиморен: 1) основна (донна), 2) абляційна, 3) кінцева (крайова).
Основні морени — найбільше широко розповсюджені льодовиковівідкладення. У центральних частинах материкових заледенінь переважають екзараціяі насичення льоду уламковим матеріалом. Лід рухається від центра по радіальнихнапрямках в області абляції, де, крім екзарації і переносу, створюються умовидля підлідної акумуляції й утворення основної морени. Уламковий матеріал, щонасичує лід, зменшує його пластичність і поступово відшаровується, утворитиосновну (донну) морену.
Вивчаючи основні морени четвертинних відкладень уєвропейській частині СРСР, можна бачити, що вони складені головним чиномнешаруватими валунними глинами, суглинками, іноді супісями, з орієнтуваннямвалунів довгою віссю паралельно напрямкові руху льоду. Основна морена, щоутвориться під товщею льодовика, що рухається, відрізняється монолітністю і щільністювідкладеного матеріалу. Місцями основна морена має лускату будову, обумовленапереміщенням донної морени по внутрішніх відколах при лускато-насувному типіруху льоду. Місцями лускато-насувні блоки складені не тільки валуннимисуглинками, але і затягнутими в морену підлідними корінними породами, вигнутимив складки і порушені розриви.
/>
Рис. 1.9. Характер гляціодіапірів, утворених неогеновимиглинами в берегових обривах Балтійського моря
Іноді при русі льодовика й утворенні основних моренвідбувається видавлювання льодовиками підстилаючих глинистих, супіщаних і іншихпорід, 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 гірськихпорід, перенесених льодом на різні відстані від їхнього корінного залягання[12]. Прикладом тому є брили і валуни гранітів, гнейсів і інших порід, щорозносилися на значні простори Східно-Європейської платформи зі Скандинавії — центра четвертинних заледенінь. Такі брили і валуни, перенесені льодом навеликі 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) групафацій монолітних морен обстановок пластичного плину льоду; 2) група фаційлускатих морен обстановок руху льоду по внутрішніх відколах; 3) фація великих відірвань(гляціошарів або гляціопокровів). З основними моренами четвертинних заледеніньзв'язані різні форми рельєфу. Широко розвитий горбисто-західний і горбисто-увалистийморенний рельєф, де пагорби різних обрисів і розмірів розділяються западиннымиформами, місцями сильно заболоченими або зайнятими озерами. Зустрічаються ідосить великі слабко хвилясті моренні рівнини. До особливого виду відносятьсятак називані друмлинні поля (ірл. «друмлин» — пагорб), що відомі вЛенінградській області, Естонії, Латвії, місцями в Литовської РСР. Друмліниявляють собою довгасті овальні пагорби, довга вісь яких збігається з напрямкомруху 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 співвідношеннязмінюються від місця до місця. Іноді це сильно витягнуті форми, в іншихвипадках — округлі. Частина друмлін складається цілком моренами, в іншіспостерігається ядро з корінних скельних порід. Вони являють собою підльодовиковіутворення в умовах значного динамічного впливу льоду, що рухається [12].
Абляційна морена частіше утвориться ближче до периферичноїчастини льодовика в стадії його деградації. При таненні льодовика наявнийусередині нього і на поверхні уламковий матеріал осаджується, накладаючи наосновну морену. Звичайно це пухкі опади, у яких спостерігається збільшенняпіщаного і грубообломкового матеріалу, що зв'язано з впливом льодовикових вод,що рухаються, що перемивають, що захоплюють і несуть та або інша кількістьбільш дрібних часток.
Кінцеві (крайові) морени. При тривалому стаціонарномуположенні краю льодовика спостерігається динамічна рівновага між льодом, щонадходить, і його таненням. У цих умовах у краю крижаного покриву буденакопичуватися принесений льодовиками уламковий матеріал, формуючи кінцеву, абокрайову, морену. В утворенні кінцевих морен Ю.А. Лаврушин виділяє ділянки такихпроцесів, як: 1) звалювання в крайовій частині льодовика уламкового матеріалу,що піднімається по внутрішніх відколах; у результаті цього і посилення абляціїутвориться насипна морена; 2) напір краю льоду на вже утворилися відкладення іпороди підлідного ложа (бульдозерний ефект). Утворяться напірні морени, якимвластиві різного виду гляціодислокації; 3) латеральне (лат.«латералис» — бік, сторона) — бічне вижимання або видавлюваннянасиченого водою уламкового матеріалу; 4) абляція. Складний прояв різнихпроцесів у крайовій частині льодовика викликає значні неоднорідності в будови іскладі кінцевих морен. Особливо великою складністю відрізняються напірніморени, що складаються з почергових порушених льодовикових морен,водно-льодовикових відкладень і корінних порід льодовикового ложа.
Кінцеві морени в рельєфі представляють слабко вигнуті валоподібніабо грядоподібні височини, що обрисами в плані повторюють форму краюльодовикового потоку, льодовикової лопати або окремих льодовиків. Уєвропейській частині колишнього СРСР і в Західній Європі добре виражені валоподібнігряди кінцевих морен великої довжини. Вони досягають у довжину десятків, амісцями і сотень кілометрів. Великою довжиною відрізняються гряди кінцевихморен — Клинско-Дмитрівська, Ризька й ін. Наявність декількох гряд кінцевихморен, чітко виражених у рельєфі, відповідає найбільш стаціонарним положеннямкраю льодовика в процесі його відступання, тобто тривалим зупинкам, щосупроводжуються привносом уламкового матеріалу до фронту льодовика [15].
Кінцеві морени гірських льодовиків перетинають трогові долиний утворять валоподібні перемички, що відбивають обриси краю льодовика. Інодівони мають форму серповидних гряд (звернених увігнутою стороною нагору подолині), що місцями продовжуються уздовж схилів долини у виді менш помітнихбічних морен. Місцями кінцеві морени підпружують стік рік, утворити озера. Заданими 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 поталихльодовикових вод, що представляє одну зі сторін єдиного складного природногопроцесу. Виділяють два типи флювіогляціальних (лат. «флювіос» — ріка)відкладень: внутрішньольодовиковий (інтрагляціальний) і прильодовиковий(перигляціальний). Внутрішньольодовикові відкладення після танення льодовикаутворять на поверхні специфічні форми рельєфу — ози, Ками і камові тераси.
Ози — крутосклонные валообразные гряди, що нагадуютьзалізничні насипи; вони витягнуті по напрямку руху льодовика і складені добрепромитими шаруватими піщано-гравійно-гальковими відкладеннями з включеннямвалунів. Висота таких гряд від 10 до 30 м, іноді до 50 м і вище, а довжина відсотень метрів до десятків кілометрів. Одні з них мають більш-менш прямолінійніобриси, інші характеризуються звивистістю. Особливо великий розвиток мають озыу Фінляндії, а також у Швеції. Вони зустрічаються і південніше: у Прибалтиці, уБілорусії й інших районах. За даними Б.Н. Гурского, довжина самого великого озав Білорусії, що протягається по берегах оз. Жеринского, дорівнює 25,6 км.
Про походження озов існує дві гіпотези.
1. Дельтова гіпотеза, що ґрунтується на виходах могутніхподледниковых водних потоків у периферичній частині льодовиків і відкладенністерпного ними уламкового матеріалу у виді конусів виносу (дельт). Припослідовному отступании льодовика утворювалися всі нові і нові конуси, злиттяяких 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 грядзв'язується з рухами водно-льодовикових потоків у складно сполучаться над- івнутрішньольодовикових каналах (вироблених по великих тріщинах і розколамльоду). Велика маса і швидкість руху цих потоків сприяли перемиву моренногоматеріалу і нагромадженню в крижаних руслах шаруватих піщано-гравійно-гальковихвідкладень. При відступанні і таненні льодовика вони зпроектувались на різніелементи 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 віддекількох до 20 м і більш. Камові пагорби, що мають різні обриси (округлі,конусоподібні й ін.), розділені зниженнями, іноді у виді замкнутих улоговин, щобувають заболочені або зайняті безстічними озерами. Ками утворені відсортованимивідкладеннями — гравієм, пісками і супісями з горизонтальною і діагональноюшаруватістю озерного типу, у яких зустрічаються валуни й окремі лінзи морен, амісцями 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 відкладеньшарів із зазначеною стрічковою ритмічністю свідчить про те, що Ками утворилисяв застійних водах над- і внутрішньо-льодовикових озер, що заповнюють улоговиниі балки між брилами мертвого льоду. Накопичений у надльодовикових озерахматеріал у наступному проектується на поверхню основної морени або коріннихпорід ложа у виді пагорбів неправильних обрисів. Деякі дослідники (Е.В. Рухина)вважають, що Ками могли утворитися й у підлідних балках. Крім пагорбів, насхилах западин утворювалися терасовидні уступи — камові тераси, щорозташовуються на різних рівнях, що зв'язано з нерівномірним таненням мертвогольоду. Камовий рельєф зустрічається в Карелії, у Прибалтиці, у північнихрайонах Західної Європи.1.5 Відкладення в перигляціальних областях
Серед прильодовикових (перигляціальних) відкладеньвиділяють:1) зандры (ньому. «зандер»-пісок); 2) лімногляциальные(гречок. «лимне» — озеро), або озернольодоикові; 3) лес.
Зандри і створювані ними зандрові поля утворяться за грядамикінцевих морен і представляють відкладення поталих льодовикових вод, щорозтікаються на великі рівнинні простори. Це було особливе характерно дляматерикових четвертинних заледенінь, коли поталі води у великій кількості могливипливати як у зниженнях рельєфу, так і на вододільних просторах [17]. При цьому у відкладенняхспостерігається диференціація матеріалу. Більш грубі опади — різнозернистіпіски з гравієм і галькою — відкладаються звичайно біля зовнішнього краюкінцевих 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 єМещерське, Прип'ятське, Вятське Полісся і ділянки Західно-Сибірської низовини.У сучасну епоху зандрові поля відзначені перед льодовиками Ісландії й у краюльодовика Маляспина на Алясці. При локалізації поталих льодовикових вод у прильодниковихбалках і річкових долинах утворяться долинні зандри. Це відкладення вжезвичайних водних руслових потоків, що відрізняються від річкових лише тем, щовони харчуються поталими водами льодовика.
Лімногляціальні, або озернольодовикові, відкладенняутворилися в прильодникових озерних басейнах. У рівнинних районах четвертиннихматерикових заледенінь такі озера своїм виникненням зобов'язані підпружуючомудії вихідних підльодникових потоків височинами рельєфу або грядами кінцевихморен, а також подпруживанию стоку рік. В міру отступания льодовика розміри іглибина озер збільшувалися. За даними А. Алиссона, самим великим наПівнічно-Американському континенті було оз. Агассиз, що виникло в результатіподпруживания стоку ріки Ред-Ривер і досягало при максимальному рівні 1100 км удовжину і 400 км у ширину. У крайових частинах прильодовикових озернакопичуються піщані осади, місцями з включенням гравію і гальки, а у видаленніі на більшій глибині ширше поширені опади стрічкового типу — піски, алеврити іглини. Для них місцями характерна чітко виражена сезонна шаруватість, щовиявляється в ритмічному повторенні річних стрічок, опадів, що складаються збільш могутнього літнього шару, переважно тонкозернистого піщаного (іноді піщано-алевритового)і малопотужна зимового глинистого слойка. Підрахунок таких річних стрічок вопадах дає можливість судити про їхній вік (у літах і сторіччях), тривалостінагромадження, часу існування озер і швидкості отступания льодовика. По наявнимданим, заснованим на аналізі стрічкових глин, середня швидкість отступанияостаннього льодовика у Швеції складала 325 м/рік, у Фінляндії — 260 м/рік.
Леси. Для перигляціальних областей типово широкий розвитоклесів і лесовидних суглинків, розвитих на півдні європейської частини Союзу, уЗахідно-Сибірській низовині, у Західній Європі й Америці. У цих областях вониносять покривний характер, утворять чохол на вододілах і їх схилах, а також нанадзаплавних річкових терасах. Значне поширення лесів, їх покривний характерпривертають велику увагу дослідників різних спеціальностей. Але дотепер немаєєдності думок у відношенні їхнього генезису. Багато радянських і закордоннихдослідників приймають концепцію еолового походження. На їхню думку, масиповітря, що спускалися з льодовика, нагрівалися при падінні, підходили доповерхні Землі в прильодовикових районах теплі і сухими і розвівалильодовикові, водно-льодовикові, річкові й інші відкладення, несучи івідкладаючи тонкий пил, скупчення якого й утворювали лес [20].
Інша група дослідників вважає, що пилуватий матеріалалевритової розмірності може утворюватися в умовах різних екзогенних процесів,а перетворення його в лес відбувається шляхом наступного облесовання або врезультаті вивітрювання і ґрунтоутворення (грунтово-елювіальна гіпотеза), абокріогенного гіпергенезу (кріоелювіальна гіпотеза).
Детальні дослідження останніх десятиліть показали, що вмогутніх товщах лесовидних відкладень України і Середньої Азії поховані багатообріїв викопних ґрунтів, склад яких свідчить про їхнє утворення в близькій досучасної кліматичної обстановки, тобто відповідної міжльодовиковим інтерваламчасу.
РОЗДІЛ 2. МЕТОДИ Й НАПРЯМКИ ЛАНДШАФТНО-ЕКОЛОГІЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ2.1 Методи комплексних досліджень
Для методів комплексних дослідженьзапропонована наступна класифікація:
загальні, що є конкретизацією діалектичногометоду, — порівняльно-географічний і історичний;
особливі, що використовуються у всіхгеографічних науках, — картографічний, математичний, моделювання,прогнозування, районування, експерименту;
приватні, вживані у всіхприродно-географічних (физико-географічних) науках, — геохімічний, геофизичний,палеогеографічний, аерометоди, космічні методи.
Рангами нижче є специфічні іконкретні методи (або прості методи і методичні прийоми). Вони існують як биусередині загальних, особливих і приватних методів.
Специфічні методи формуються впроцесі рішення певних наукових задач і в подальшому застосовуються для вирішеннязавдань даного класу. У комплексній фізичній географії це методи: ландшафтний,комплексної ординації, фізико-географічного районування і т.д.
Конкретні методи — це складова частини специфічногометоду, прості методи і прийоми рішення приватних задач. Наприклад, метод зборузразків для ландшафтно-геохімічних або інших видів досліджень, конкретні методифіксації матеріалів спостережень або їх обробки і т.д.
Розрізняють методи: традиційні(порівняно-географічний, историко-гео-графічний, картографічний), що зародилисяна зорі людської культури; нові (геофизичні, геохімічні, аерометоди), вживані уфизико-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 широкопоширеним методом географічних досліджень є порівняно-географічний. Основи йогобули закладені ще античними ученими (Геродотом, Арістотелем), проте в середнівіки у зв'язку із загальним застоєм науки методи досліджень, що застосовувалисяученими античного миру, були забуті. Основоположником сучасногопорівняно-географічного методу до вважають А. Гумбольдта, що застосував йогоспочатку для вивчення зв'язків між кліматом і рослинністю. «Виходячи із загальних принципів і застосовуючипорівняльний метод, Гумбольдт створював фізичну географію, покликануз'ясовувати закономірності на земній поверхні в її твердій, рідкій і повітрянійоболонках».
В даний час порівняння як специфічнийлогічний прийом пронизує всі методи географічних досліджень, але разом з тимвоно давно виділилося як самостійний метод наукових досліджень — порівняльно-географічного, який придбав особливо велике значення в географії ібіології [25].
Природа Землі така різноманітна, щотільки порівняння різних природних комплексів дозволяє виявити їх особливості,їх найбільш характерні, а тому і найбільш істотні риси. «Порівняння сприяєвиділенню з потоку географічної інформації особливого і тому головного».Виявлення схожості і відмінності ПТК дозволяє судити про причинну обумовленістьсхожості і генетичних зв'язках об'єктів.
Порівняльно-географічний метод лежить в основі будь-якоїкласифікації PTK і інших об'єктів і явищ природи. Наньому базуються різного роду оцінні роботи, в процесі яких властивості ПТКзіставляються з вимогами до них, що пред'являються тим або іншим видомгосподарського використання території.
На перших етапах свого застосуванняпорівняльний метод вичерпувався зоровим зіставленням об'єктів і явищ, потімстали аналізуватися словесні і картографічні образи. У обох випадкахпорівнювалися переважно форми об'єктів, їх зовнішні ознаки, тобто порівняннябуло морфологічним. Надалі, з розвитком геохімічного, геофизичного іаерокосмічних методів, з'явилася можливість і необхідність використанняпорівняльного методу для характеристики процесів і їх інтенсивності, длявивчення взаємозв'язків між різними об'єктами природи, тобто для вивчення сутіПТК. Можливості і надійність порівняльного методу, глибина і повнота одержуванихз його допомогою характеристик, точність і достовірність результатів постійнозростають. В даний час порівняльний метод нерозривно пов'язаний з математичнимі з використанням комп'ютерної техніки [17].
Розрізняють два основних аспектизастосування порівняно-географічного методу. Перший аспект зв'язаний звикористанням висновків аналогічно (метод аналогій). Він полягає в зіставленніслабо вивченого або невідомого об'єкту з добре вивченим. Наприклад, вландшафтному картографуванні ще в камеральному періоді і в процесірекогносцирувального ознайомлення з територією виділяються групи схожих посвоєму характеру ПТК. З них детально обстежуються лише небагато, на інших об'ємпольових робіт вельми скорочений, деякі зовсім не відвідуються, а їххарактеристика в легенді карти дається на підставі матеріалів добре вивченихПТК.
Другий аспект полягає в дослідженніоднаково вивчених об'єктів. Можливі два шляхи порівняння таких об'єктів. Можнапорівнювати об'єкти, що знаходяться на однаковій стадії розвитку, що дозволяєвстановити їх схожість і відмінність, шукати і знаходити чинники і причини, щообумовлюють їх схожість. Це дозволить згрупувати об'єкти по схожості, а потімзастосувати характеристики однотипних об'єктів для рекомендацій по їхвикористанню, прогнозуванню їх подальшого розвитку і т.д.
Інший шлях полягає в порівнянніоб'єктів, що існують одночасно, однаково вивчених, але що знаходяться на різнійстадії розвитку. Цей шлях дає можливість розкрити стадії розвитку близьких погенезису об'єктів.
Картографічний метод пізнання дійсності так же широкопоширений і такий же (або майже такий же) стародавній, як іпорівняно-географічний. Прародителями сучасних карт були наскальні малюнкистародавньої людини, малюнки на шкірі, різьблення по дереву або кости, пізніше- перші примітивні «карти» для мореплавання і т.д. Першим усвідомивзначення 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 створивциліндрову рівнокутну проекцію карти світу, дотепер використовувану в морськійкартографії [23].
Особливо велике значення і розвитоккартографічний метод придбав в епоху Великих географічних відкриттів. Спочаткукарти використовувалися виключно для зображення взаємного розміщення іпоєднання різних географічних об'єктів, зіставлення їх розмірів, з метоюорієнтування, оцінки відстаней. Тематичні карти для наукових дослідженьз'явилися лише в XIX в. А. Гумбольдт був одним з перших творців карт, на якихзображалися 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 такожне тільки зображав просторове розміщення грунтів, але і будував легенди карт зурахуванням генетичного принципу і чинників грунтоутворення. А.г.Ісаченко(1951) писав, що за допомогою карт може вивчатися не тільки склад і структурагеографічних комплексів, але і елементи їх динаміки, розвитку.
Поступово картографічний методстав невід'ємною частиною найрізноманітніших географічних досліджень. Л.С. Берг(1947) відзначав, що карта є початком і кінцем географічного вивчення, опису івиділення ландшафту. Н. Н. баранській також стверджував, що «карта є „альфаі омега“ (тобто почало і кінець) географії. Від карти всяке географічнедослідження виходить і до карти приходить, з карти починається і картоюкінчається». Картографічний метод дослідження полягає увикористанні різноманітних карт для опису, аналізу і пізнання явищ, дляотримання нових знань і характеристик, вивчення процесів розвитку, встановленнявзаємозв'язків і прогнозу явищ.
На початкових етапах пізнаннякартографічний метод — метод картографування — використовується як методвідображення об'єктивної реальності. Карта служить специфічною формою фіксаціїрезультатів спостережень, накопичення і зберігання географічної інформації.
Своєрідним протоколом польовихспостережень є карта фактичного матеріалу, подальший аналіз якої дозволяєстворити первинну тематичну (спеціальну) карту. Легенда до карти є результатомкласифікації зображених на ній об'єктів. Таким чином, в створенні тематичноїкарти використовується не тільки картографічний, але і порівняльний метод, застосуванняякого дозволяє провести класифікацію фактичних даних, виявити певнізакономірності і на їх основі виконати ту, що генералізує, тобто перейти відконкретного до абстрактного, до формування нових наукових понять.
На основі карти фактичного матеріалуможе бути складений цілий ряд спеціальних карт (А. А. Відіна, 1962), головній зяких служить ландшафтно-типологічна карта — підсумок польового ландшафтногокартографування.
Ландшафтна карта, що є зменшенимгенералізованим зображенням ПТК на площині, — це, перш за все, просторовазнакова модель природних територіальних комплексів, одержана по певнихматематичних законах. І як всяка модель вона сама служить джерелом новоїінформації об ПТК. Картографічний метод дослідження якраз і направлений наотримання і аналіз цієї інформації з метою глибшого пізнання об'єктів і явищ[7].
Джерелом інформації в цьому випадкуслужить не сама об'єктивна реальність, а її картографічна модель. Результатитаких опосередкованих спостережень у вигляді різноманітних якісних або кількіснихданих фіксуються у вигляді словесного опису, таблиць, матриць, графіків і т.д.і служать матеріалом для виявлення емпіричних закономірностей за допомогоюпорівняльного, історичного, математичних і логічних методів.
Удосконалюються не тільки картографічніметоди і карти, що складаються, але і методи їх аналізу. У недалекомуминулому 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 виглядіокремих показників, таблиць, графіків. Важливо при цьому не обмежуватисяпростим викладом фактів, а постаратися розкривати зв'язки і причини, даватиоцінку об'єктам, що вивчаються. Потім з'явився і став широко застосовуватисяграфічний аналіз, який полягає в складанні за даними, одержаними з карт, різнихпрофілів, розрізів, графіків, діаграм, блок-діаграм і т.д. і подальшому їхвивченні. Графоаналітичні прийоми аналізу карт (А. М. Берлянт, 1978) полягаютьу вимірюванні по картах кількісних просторових характеристик об'єктів: довжинліній, площ, кутів і напрямів. На підставі результатів вимірюваньрозраховуються різноманітні морфоаналітичні показники. Графоаналітичні прийомичасто називають картометрією, або картометричним аналізом.
Картографічний метод дослідження особливо широко використовується напочаткових етапах пізнання (при зборі і фіксації результатів спостережень вприроді і їх систематизації), а також для віддзеркалення виявлених в процесі вивченняемпіричних закономірностей і отримання з готових карт нової інформації,переробка якої за допомогою інших методів дозволяє не тільки одержувати новіемпіричні закономірності, але і формувати теорію науки. Картографуваннярезультатів досліджень — невід'ємна частина комплексних ландшафтних досліджень.
Історичний метод пізнання природи також один зтрадиційних методів географічних досліджень, хоча він сформувався значнопізніше за порівняльний і картографічний методи і значною мірою спирається наних.
Виникнення історичного методу сталоможливим лише в XVIII сторіччі, коли розповсюдилося уявлення про мінливістьприроди поверхні Землі. Основоположниками його були німецький учений І. Кант інаш великий співвітчизник М. В.Ломоносов. Всім відоме чудовий вислів Ломоносовав його праці «Про шари земних» (1763): "І, по-перше, твердопам'ятати повинно, що видимі тілесні на Землі речі і весь світ не в такомустані були з початків від створення, як нині знаходимо; але великі відбувалисяв ньому зміни, що показують Історія і стародавня Географія, з нинішньоюзнесена...".
Визнання мінливості природи Землівимагало її вивчення. Спроби використовувати для вирішення цієї проблеми вжеіснуючі методи привели до їх трансформації у зв'язку з появою нових аспектів їхзастосування, рішенням нових задач і використанням нових прийомів, внаслідокчого і сформувався історичний метод [12].
Сучасний історичний метод базуєтьсяна положенні діалектичного матеріалізму про безперервний рух і розвитокматерії. Історичний метод грає вирішальну роль у всіх випадках, колидосліджувані об'єкти і процеси вимагають свого розгляду в розвитку істановленні, тому він є одним з основних методів комплексної фізичноїгеографії. Ще в 1902 р. Д. Н.Анучин писав, що «уявлення об еволюції, прохід 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 закономірностейприроди і допомагає дати прогноз її розвитку в майбутньому.
Завдання історичного аналізув комплексних фізико-географічних дослідженнях — прослідкувати становленнясучасних рис природи Землі, встановити початковий стан того або іншого ПТК і рядйого конкретних перехідних станів (стадій розвитку), вивчити сучасний стан якрезультат змін, що відбулися, виявити рушійні сили і умови процесу розвитку.Проте при історичному аналізі частіше всього використовуються не самі станиприродних 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 вісторичному аспекті, тобто створити просторово-часову характеристику ПТК.
При комплексних фізико-географічнихдослідженнях і ретроспективний аналіз повинен бути достатньо комплексним, тобтоповинен включати не тільки літогенні, але і біогенні компоненти, які фіксуютьнайбільш пізні етапи становлення ПТК і тому дають цінний матеріал длявстановлення тенденцій подальшого розвитку комплексів. Наскільки глибоко такийаналіз може проникнути в минуле ПТК і наскільки достовірний і детальний вінбуде, залежить від віку, великої кількості і різноманітності таких «слідівстанів».
Разом з ретроспективним аналізомструктури сучасних ПТК для палеогеографічних реконструкцій використовується рядінших методів: спорово-пилковий, фауністичні аналізи, вивчення похороненихгрунтів і кори вивітрювання, археологічний, радіовуглецевий, стратиграфічний,мінералогічний, гранулометричний і т.д.
Частіше всього палеогеографічнийаналіз застосовується для вивчення четвертинної (антропогенної) історії, алеможе застосовуватися і для віддаленіших періодів.
В даний час все частіше історичнийметод, використовується в поєднанні з геофічним і геохімічним методами длядослідження найбільш простих і динамічних комплексів, для вивчення самихкомплексів 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 з30 -50-х рр. XX ст. З цих методів особливо велику популярність одержали аерометоди — дослідження території за допомогою літальних апаратів. Вони підрозділяються нааеровізуальні і різні види зйомок, з яких у фізико-географічних дослідженняхзнаходить застосування аерофотознімання.
Аеровізуальні спостереження є оглядом місцевості злітака або вертольота з метою вивчення природних особливостей території іступеня зміни її людиною. Вони застосовуються для рекогносцировки (особливо втруднодоступних районах), для картографування і дешифрування аерофотознімків. Уостанньому випадку аеровізуальні спостереження поєднуються з наземними наключових ділянках. Вельми ефективні аеровізуальні спостереження для вивченнясезонних змін природи в просторі (Н.л.Беручашвілі, 1979).
Аерофотознімання — це фотографування місцевості злітальних апаратів. Результат зйомки — аерофотоматеріали, представлені увигляді знімків, репродукцій накидного монтажу, фотосхем і фотопланів. Першіаерофотознімання для виробничих цілей (лісовпорядження, землеустрою, дорожньогобудівництва) були проведені в нашій країні в 1924 р. У 30-х рр. XX в. аерозйомкоювже були покриті величезні простори, її матеріали використовувалися длятопографічних цілей, вивчення Арктики і лісів. Були перші досліди застосуванняїх для вивчення рельєфу, боліт, річок. Все більш очевидним ставала великанаукова цінність аерофотознімання, проте до закінчення Великої Вітчизняноївійни тривав період широкого, але недостатньо глибокого використання матеріаліваерофотознімання. Вивчалися лише ті об'єкти, які знаходили безпосереднєвідображення на аерофотоматеріалах.
Лише у післявоєнні роки підвищивсяінтерес до методів дешифрування аерофотозображень. Географи побачили ваэрофото-методах новий багатообіцяючий спосіб швидкого збору інформації навеликій території. Аерофотометоди стали використовувати у всіх географічнихнауках і у ряді суміжних наук. Цьому сприяла поява нового виглядуаерофотознімання: чорно-білій спектро-зональний, кольоровій і кольоровийспектро-зональний, а також вдосконалення методів дешифруванняаерофотозображень.
Радянські географи виробили свій,вельми ефективний метод дешифрування аерофотознімків — ландшафтний (Р. В.Господінов, 1960). Суть його полягає в тому, що «шляхом аналізуфотозображення того або іншого географічного комплексу в цілому встановлюєтьсяйого складова частина, яка безпосередньо на аерофотознімках не відобразилася»(С. П. Альтер, В 1959. — С. 104). Ландшафтний метод поступово стає основним прирізних територіальних дослідженнях з застосуванням аерофотоматеріалів.
Дешифрування грунтується на аналізіпрямих дешифрувальних ознак: тону (або кольору), структури, форми і розміру фотозображення,а також відбитої об'єктами тіні. Але по прямим ознакам можуть бутивіддешифровані лише компоненти, безпосередньо зображені на знімках(рослинність, рельєф на безлісих ділянках, водні об'єкти, незадерновані гірськіпороди), проте і для них ці ознаки дозволяють одержувати вельми мізерні дані.
Значно зростає об'єм інформації, щоодержується 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 ібільшість з них має місцеве значення, тому виявлення їх вимагає знанняприродних умов досліджуваного району, уважного вивчення взаємозв'язків міжокремими компонентами ПТК. Непрямі ознаки звичайно виявляються шляхом наземногодешифрування аерофотознімків на ключових ділянках, а потім використовуються прикамеральному дешифруванні знімків на решту території. Наприклад, рослиннийпокрив служить для визначення глибини залягання грунтових вод в пустелі, а влісовій зоні перехід від заплавних лугів і до соснових лісів свідчить про змінузаплави терасою і т.д.
Поєднання методів якісного аналізуаерофотоматеріалів з кількісними (фотометричним, фотограмметричним) єякнайкращим варіантом застосування аерофотометоду, що дозволяє повністювикористовувати багатий зміст аерофотознімків.
Аерометод — це метод виключно першого етапупізнання — збору фактичного матеріалу і отримання інформації про природнікомплекси. Подальша обробка зібраних даних проводиться вже із застосуваннямінших методів: математичних, порівняльного, історичного і т.д. Проте недивлячись на це, значення його в географічних дослідженнях надзвичайно велике.
Подальший розвиток і вдосконаленняаерометодів йде по шляху автоматизації дешифрування, а також в рамкахаерокосмічних методів.
Геофизичний метод майже такий жестарий і традиційний, як порівняльний і картографічний, проте відноситься донових точних методів дослідження. Річ у тому, що довгий час географія ігеофізика розвивалися як одна наука. Геофизичні методи в географіївикористовувалися лише при вивченні найбільш динамічних компонентів — повітря іводних мас. Застосування їх до вивчення таких складних динамічних систем, щовключають різні рівні організації матерії, як природні територіальні комплекси ігеографічна оболонка, в цілому стало якісно новим етапом в розвиткугеофизичного методу в географії.
Геохімічний метод, навпаки, доситьмолодий. Він зародився лише на початку XX ст. на стику хімічних наук і наук про Землю. Обидва ці методуактивно упроваджуються в сучасні комплексні фізико-географічні дослідження,тому надалі вони будуть розглянуті детальніше.
Методи досліджень, вживані з 60 -80-хрр. XX ст. Космічні методи географічнихдосліджень почали розвиватися на базі аерометодів з 1960 р., коли був запущенийперший метеорологічний супутник і одержаний перший космічний знімок Землі.Володіючи основними достоїнствами аерометодів, космічні методи мають перед нимиперевагу в тому, що дають можливість одержувати в короткі терміни зіставнуглобальну інформацію про земну поверхню. Це дозволяє реально перейти доцілісного вивчення географічної оболонки Землі і що складають її компонентнихоболонок, а також до встановлення глобальних географічних закономірностей [8].
Як і аерометоди, космічні методивідносяться до дистанційних методів дослідження. В даний час проводитьсядекілька різних видів космічних зйомок (фотографічна, телевізійна,спектрометрична, мікрохвильова і ін.). Використання багатооб'єктивних камерробить доступним отримання багатозональних знімків.
Головною відмінністю космічнихзнімків від аерофотознімків є їх набагато більша обзорність, залежно, яквідомо, від висотного положення літального апарату. Якщо зйомка з висотнихлітаків проводиться з висоти 10 — 20 км, то за допомогою ракет вона ведетьсявже з висоти 80 — 250 км. Оптимальна висота фотографування Землі з супутників — 200-1500 км. Перше глобальне зображення Землі (півкуля в цілому) було одержаноштучним супутником «Блискавка» з висоти 20- 40 тис. км.
За допомогою космічних методіводержують інформацію гранично об'єктивну, масову, різноманітну, синхронну пообширних ділянках географічної оболонки. Це дає можливість вивчатипросторово-часові зміни георгафічної оболонки, сучасну структуру і динаміку ПТКпланетарного (глобального) і регіонального рівнів. Ретельний аналіз космічнихзнімків дозволяє не тільки пізнавати емпіричні закономірності, але і піднятисяна рівень теоретичних узагальнень.
Космічні методи найтісніше зв'язані в своємувикористанні з картографічним і математичними методами. Метеорологія і геологіяпоки що залишаються головними споживачами інформації з Космосу. У комплекснійфізичній географії також поступово накопичується досвід застосування космічнихметодів (В.а.Ніколаєв, 1979). Поза сумнівом, що космічні методи розвиватимутьсядалі і широко використовуватися в географії. Проте однією з складних проблем їхвикористання є величезний, буквально лавинний потік інформації що вимагаєобробки і осмислення.
Об'єктивні труднощі застосуванняматематичних методів до вивчення ПТК полягають в складності структури об'єктівдослідження, в надзвичайно слабкій формалізації ландшафтних понять інедостатній математичній підготовці географів. Відомо, що ПТК є складнимидинамічними системами з безліччю прямих і зворотних зв'язків як усередині комплексу(між його складовою частинами), так і з навколишньої ПТК середовищем. Розвитокнових розділів математики, спеціально призначених для вивчення складнихдинамічних систем, і накопичений досвід їх використання в біології і геологіїполегшили впровадження математичних методів в географію.
2.2 Методи історико-ландшафтних досліджень
Антропогенно-ландшафтна структура єодним з параметрів структурно-функціональної організаціїландшафтно-господарських систем. Звідси випливає, що антропогенно-ландшафтнуструктуру досліджуваного регіону на певні часові зрізи може бути розкритошляхом визначення локалізації, структури та динаміки ландшафтно-господарськихсистем. Тому конкретні методи і системи методів історико-ландшафтних дослідженьспрямовані головним чином на картографічні реконструкції природно-антропогенноїструктури ландшафтно-господарських систем досліджуваної території на певніісторико-ландшафтні зрізи, визначення антропогенної перетвореності ландшафтів,історико-ландшафтне районування.
Для визначення природно-ландшафтноїструктури регіону в період давнього природокористування використовуються основисучасних типологічних ландшафтних карт, дані палеогеографії тапалеоландшафтознавства, історичні матеріали (описові та картографічні) татопоніміка. Крім того, проводяться польові дослідження на ключових ділянках.Обстежуються ґрунти, поховані під фортифікаційними спорудами городищ,курганними насипами, делювіальними і алювіальними відкладами. Здійснюєтьсявідбір зразків для палінологічного аналізу, перевіряються та дешифруються слідидавнього природокористування за матеріалами аерофотозйомки [3].
Методика антропогенно-ландшафтнихреконструкцій суттєво відрізняється для зрізів різної інформативноїзабезпеченості. Для документованого періоду використовуються давнікартографічні матеріали, з яких на ландшафтну основу переносяться межі ділянокприродної рослинності, сільськогосподарських угідь, населених пунктів та іншихтипів господарського використання ландшафтів. Такий підхід застосовуєтьсяпереважно для великомасштабного картографування на ключових ділянках. Присередньо- і дрібномасштабному картографуванні великих регіонів у ландшафтнихконтурах подаються дані про типи й площі антропогенних ландшафтів або загальнаоцінка антропогенної перетвореності ландшафтів. Цей процес пов'язаний зкартометричними роботами на давніх картах або з ландшафтною інтерпретацієюстатистичних, кадастрових та інших матеріалів.
Визначення ареалівприродокористування за часовими зрізами, а також параметрів їх ландшафтної таантропогенно-ландшафтної структури здійснюється шляхом послідовногозастосування низки спеціальних методів картографічного моделювання.
На історико-ландшафтних картахвідображується 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 позначаєтьсяступінь зміненості ландшафтів. Для якісної характеристики В.С.Жекулін (1982)пропонує таку градацію:
окультурені — сільськогосподарські угіддязаймають всю територію;
дуже змінені — сільськогосподарські землізаймають більше 70% території;
змінені — на сільськогосподарські угіддяприпадає 50% і більше;
слабко змінені — сільськогосподарські землізаймають менше 30%;
не змінені — сільськогосподарські землізустрічаються окремими «острівками».
Дослідження ареалівприродокористування передбачає аналіз територіальної диференціації освоєності вкожному зрізі, визначення середніх і максимальних значень, а також фіксаціюдавніх ядер освоєння і їх успадковуваність від зрізу до зрізу. Зміна площ іконфігурацій ареалів надає можливість районувати регіон відповідно до критеріючасової структури природокористування. Відносно тривалості та послідовностігосподарських функцій регіон доцільно районувати за наступними часовимиструктурами природокористування: постійне, переважне, періодичне, нетривале,відсутнє.
Отже, історико-ландшафтне районуваннявирішує два основні завдання: регіональна систематика ландшафтів за ступенем їхосвоєності для певного етапу природокористування; поділ території за віком іхарактером освоєння її ландшафтів.
На заключній стадії дослідження закартами антропогенних модифікацій ландшафтів усіх часових зрізів діахронічнийаналіз природокористування досліджуваного регіону провадиться [3].
Діахронічний підхід (від грецькогоАІА — префікс, що означає наскрізний рух, проникнення, завершеність тощо, таХРСЖОЕ- час) є розвитком загальнонаукового історичного підходу при застосуваннійого до географічних об'єктів, явищ та процесів. В історичномуландшафтознавстві — це виявлення тенденцій природно-антропогенного розвиткуландшафтів за історичний час, тобто аналіз послідовності змін їх структури тастанів в процесі становлення, поширення і ускладнення господарських функцій зурахуванням глобальної ритміки, сукцесійної динаміки біоценозів в періодиренатуралізації, інтенсивності фізико-географічних процесів тощо. Встановленнятрендів цього процесу на окремих етапах природокористування і в цілому задосліджуваний період повинно створити основу для прогнозування змін ландшафтіву майбутньому. Процес реалізації діахронічного підходу в конкретному регіонімає назву діахронічного аналізу.
Історична глибина діахронічногоаналізу визначається початком господарського використання території. Так,історію формування антропогенних ландшафтів Середземномор'я чи УкраїнськогоЛісостепу слід починати з неоліту, в той час як північно-тайгові антропогенніландшафти мають порівняно недавнє походження.
Залежно від завдань дослідженняоб'єктом діахронічного аналізу можуть бути природно-територіальні комплексибудь-якого рангу — від ландшафтних зон і їх сполучень до окремих урочищ тафацій, детальність і глибина аналізу яких суттєво відрізняються. У першомувипадку може аналізуватись весь період природно-антропогенного розвиткуландшафтів, в другому — тільки час від появи певних господарських функцій, щообумовили виникнення цього антропогенно-ландшафтного комплексу. У будь-якомуразі діахронічний аналіз мусить спиратися на послідовні характеристикиприродно-антропогенної структури території та стану її ландшафтів на певнімоменти часу.
Географічний об'єкт, що існує ірозвивається у часі і просторі, займає у будь-який відрізок часу певнупросторову область в чотиривимірному просторово-часовому континуумі, впродовжвсього періоду існування — часовий ряд просторових областей, а в кожний моментчасу — перпендикулярний до часової осі переріз, який називають часовим зрізом.Серія зрізів, що характеризує об'єкт в певному часовому проміжку, має назвусистеми часових зрізів.
Будь-яка географічна карта відтворюєситуацію на певний момент часу і в кращому разі може репрезентувати часовийінтервал, в межах якого зміни об'єктів не перевищують детальностікартографування. Карти, що відбивають просторову динаміку об'єктів, фактично єсполученням декількох карт, які складені на певні моменти часу. Таким чином,уявлення про розвиток та динаміку географічних об'єктів може дати тільки серіякарт часових зрізів, до того ж від частоти зрізів залежить детальністьдослідження (обернено пропорційно до тривалості інтервалів між зрізами).
Частота зрізів визначаєтьсявластивостями об'єкта та метою дослідження. Тривалість інтервалів між нимизалежить бід предмета, об'єкта та завдань дослідження. Для аналізувисокочастотних змін геосистем інтервал між зрізами вимірюється добами,годинами, хвилинами (стаціонарні дослідження геосистем), а для низькочастотнихзмін може досягати мільйонів років (дослідження геологічних структур).
Для історико-ландшафтного аналізукожен з етапів природокористування досліджуваної території повиненхарактеризуватись, як мінімум, одним зрізом. Отже, обґрунтування періодизаціївзаємодії природи і суспільства повинно передувати обґрунтуванню системичасових зрізів. У той самий час остаточну періодизацію може бути встановленотільки на одному із заключних етапів дослідження. Виходом з цього протиріччямогла б бути система зрізів з частотою, достатньою для того, щоб «спіймати»будь-який з інтервалів, що нас цікавить. Але такий шлях з огляду на витратипраці та часу, а також неповноту інформативного забезпечення, явно є нераціональним, з іншого боку, фрагментарність вихідних даних та відсутність надійниххронологічних прив'язок (для дописемного періоду) у більшості випадківвиключають такий підхід.
Залишається єдиний вихід — визначитисистему часових зрізів на основі вже існуючих періодизацій: біокліматичної,палеогеографічної, археологічної, історичної тощо. Можна стверджувати, щоосновні етапи природокористування відповідають основним етапам розвиткусуспільства. Крім того, можна передбачити таку ж відповідність для всіхвищеперелічених періодизацій, що ґрунтується на закономірностях функціонуванняландшафтно-господарських систем. У той самий час треба підкреслити, що ніякаінша періодизація не може замінити періодизацію природокористування, але дляпопереднього орієнтовного визначення основних етапів взаємодії природи ісуспільства та обґрунтування системи часових зрізів використання існуючихперіодизацій є цілком доцільним. У цьому разі необхідно зіставити всі відоміперіодизації та взяти за основу найбільш детальну з них [5].
В ідеальному випадку часовий зрізповинен характеризувати певний момент часу, але фрагментарність і нечіткачасова прив'язка вихідного матеріалу призводять до необхідності залучатиматеріал всього етапу, що характеризує зріз, шляхом його усереднення іузагальнення.
У подальшому аналіз вихідних данихздійснюється в межах кожного зрізу (просторові закономірності) або в їхзіставленні від зрізу до зрізу (часові закономірності). Те ж саме стосується ірезультатів аналізу.
Для історико-ландшафтних дослідженьмають значення кілька принципів виконання історико-ландшафтних зрізів:
виявлення і дослідження провіднихвзаємозв'язків між природою, населенням і господарством, що притаманні даномуісторичному періоду. Так, при вивченні історії ландшафтів найбільш суттєвими євзаємозв'язки між особливостями природокористування, що обумовлені рівнемрозвитку продуктивних сил, з одного боку, та станом ландшафту, з іншого;
синхронності аналізу всієїінформації, яка відноситься до певного етапу природокористування, щопредставлений історико-ландшафтним зрізом;
територіальної цілісності регіонів, вяких виконуються історико-ландшафтні зрізи. Цей принцип передбачає можливістьзіставлення одержаних результатів між усіма зрізами.
одномасштабності картографічнихматеріалів для всіх історико-ландшафтних зрізів, узгодженості їх змісту йдетальності.
Інформаційна забезпеченість історико-ландшафтнихзрізів залежить від їх історичної глибини. Історична ІС надає, матеріли дляантропогенно-ландшафтних реконструкцій (описові, актові, статистичні,кадастрові, картографічні тощо) порівняно близького до сучасності періодуприродокористування. В Україні цей документований період охоплює найближчі200-300 років.
Далі від сучасності кількість таінформативність історичних документів поступово зменшується. Так, першіісторичні документи (літописи часів Київської Русі, а також доби Середньовіччя)мало інформативні щодо господарських функцій ландшафтів. Відомості про системиземлеробства та інші галузі господарства, їх продуктивність дуже неконкретні.Згадки про кліматичні, гідрологічні та інші екстремальні несприятливі длягосподарства явища — фрагментарні. Тому ландшафтна інтерпретація інформаціїцього мало документованого періоду без широкого залучення даних інших ІСпрактично не можлива.
Недокументований період для регіонівдавнього природокористування є набагато тривалішим порівняно з документованим імало документованим. Інформаційне забезпечення цього періоду здійснюєтьсяархеологічною ІС, яка охоплює також значну частину мало документованогоперіоду.
Дані етнологічної ІС використовуютьсядля реконструювання всіх етапів природокористування, але для недокументованогоперіоду провідну роль відіграють теоретичні етнологічні розробки, аналогії таретроспективи з ближчих до нас часів. На більш пізніх етапах використовуютьсядані конкретних етнографічних описів і регіональних узагальнень.
Топонімічна ІС обслуговує всі етапиприродокористування, хоч для найдавніших з них вона не є досить інформативною.Найдавнішими є лише гідроніми, які свідчать про приналежність до певних мовнихспільностей стародавнього населення регіону.
Оскільки інформаційна забезпеченістьісторико-ландшафтних зрізів різних етапів природокористування в регіонахдавнього освоєння принципово відрізняється в залежності від приналежності додокументованого, мало документованого або недокументованого періодів, то йметодологічні підходи до їх антропогенно-ландшафтного реконструюванняпринципово відрізняються.
РОЗДІЛ 3.ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГІЧНІОСОБЛИВОСТІ ЧЕРНІГІВСЬКОГО ПОЛІССЯ3.1 Геолого-історичне минуле території ЧернігівськогоПолісся
Велику роль в геологічній будовіДніпровсько-Донецької западини відіграють відклади мезозойської системи. Тріаспредставлений різноколірними глинами і пісками загальною товщиною від 50 до 200м. На ньому залягають юрські відклади на глибині від 100 до 500 м. Юрськівідклади перекриваються крейдовими, які залягають суцільною потужною товщею і всхідній частині Полісся відслонюються. Вони представлені крейдою, мергелем зпрошарками кременю і пісками. Наявність розчинних порід в складі крейди, їївисоке залягання та тріщинуватість обумовили розвиток карстових процесів вокремих районах Чернігівського Полісся.
Протягом палеогену вДніпровсько-Донецькій западині переважав морський режим, що призвело донакопичення піщаних і глинистих відкладів потужністю понад 100 м. Тут відоміканівські, бучацькі, київські, харківські й полтавські відклади.
В окремих місцях ЧернігівськогоПолісся по долинах річок палеогенові відклади залягають вище від базису ерозіїі беруть участь у будові сучасного рельєфу. Поверхня палеогенових відкладівінтенсивно розминалась у наступні періоди і тому дуже нерівна. На ній залигаютьнеогенові, а в деяких місцях безпосередньо антропогенові (четвертинні)відклади. Неогенові відклади мають континентальне походження, швидко змінюютьсяяк у вертикальному, так і в горизонтальному напрямі. Представлені вонирізноманітними пісками та глинами загальною товщиною від 5 до 20—30 м.
За походженням на Поліссі розрізняютьльодовикові, водно-льодовикові, алювіальні, озерні, еолові, елювіальні,делювіальні та органогенні відклади [5].
Найбільш давні антропогенові відклади— дольодовикові — на Поліссі зустрічаються порівняно рідко [19]. Вонизбереглися переважно в зниженнях рельєфу і відомі, головним чином, посвердловинах. Дольодовикові відклади представлені суглинками і пісками товщиноюв кілька метрів. Викопні грунти та спорово-пилкові спектри з дольодовиковихвідкладів (басейн Ірші) вказують на широкий розвиток лісостепових ландшафтів умежах сучасного південного Полісся [16].
Значний розвиток на Поліссі маютьльодовикові та водно-льодовикові підклади. Льодовикові відклади (морена) маютьважливе значення для поділу антропогенових відкладів на дольодовикові тапісляльодовикові.
Льодовикові відклади представленівалунними суглинками і пісками червоно-бурого та жовто-бурого кольорів. Середнятовщина морени від 2 до 4 м. Характерною рисою морени є несортованістьматеріалів, що входять до її складу. Серед суглинків і пісків зустрічаютьсярізного розміру валуни кристалічних (граніти, габро, базальти), метаморфічних(кварцити, кремінь) та осадових (пісковики, вапняки) порід. Серед них є валунине тільки з місцевих порід, а й з порід, принесених з інших районів. Найбільшірозміри валунів досягають 1—1,5 м. Льодовикові відклади в межах УкраїнськогоПолісся збереглися лише в окремих районах. Характерно, що льодовикові відкладизустрічаються в найвищих частинах південного Полісся. Зокрема, вони є наВолинському пасмі, у східній частині Житомирського Полісся (наСловечансько-Овруцькій височині), у північній частині Київського Полісся тазбереглися окремими островами на Чернігівському Поліссі. У придніпровськійчастині Полісся в складі морени переважають валунні суглинки, а в західнійчастині — валунні піски.
Поширення льодовикових відкладівсвідчить про те, що переважна більшість території Українського Полісся в часмаксимального (дніпровського) зледеніння була покрита льодовиком.
Межу поширення морени на Поліссіпроводять так: Торчин — Рожи-ще — Колки — Старий Чорторийськ (Волинськаобласть) — 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 ПоліссяУкраїни повністю знаходиться в межах поширення льодовикових відкладів.Відсутність морени в басейні Уборті та Південної Случі (так звана безвалуннаобласть Тутковсько-го), очевидно, пов'язана з інтенсивним розмиваннямльодовикових відкладів.
У літературі панує думка, що наУкраїнському Поліссі є один горизонт морени. Дослідження останніх роківприпускають наявність двох горизонтів морени [21]. Нижній горизонт відносять додніпровського зледеніння, а верхній — до московської стадії зледеніння [9]. Цепитання потребує дальшого вивчення. На території Польщі па цих широтахвстановлено два горизонти морени [3].
Водно-льодовикові (флювіогляціальні)відклади вкривають значні площі Полісся і представлені переважно пісками, рідшесупісками, галечниками та суглинками. На відміну від льодовикових відкладіввони мають шарувату будову. За умовами залягання їх поділяють на підмо-ренні танадморенні. Перші з них, як правило, більш крупнозеряисті. Товщина водно-льодовиковихвідкладів у середньому дорівнює 2—5 м. Переважна більшість водно-льодовиковихвідкладів Полісся утворилася в результаті діяльності вод дніпровськогозледеніння. Води валдайського льодовика, який не переходив черезБалтійсько-Чорноморський вододіл, стікали на Поліссі, в основному, річковимидолинами, утворюючи алювіальні та флювіогляціальні відклади [8].
У сучасних і давніх річкових долинахпоширені алювіальні відклади, представлені різнозернистим піском з галькою тасуглинками. 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 відкладискладають тераси сучасних річкових долин. Середньоантропогенові відклади берутьучасть у будові другої надзаплавної тераси, верхпьоантропогенові— в будовіпершої надзаплавної тераси і сучасні — в будові заплав. Товщина алювіальнихвідкладів коливається від 3—5 м до 20—30 м.
В алювіальних відкладах Поліссязустрічаються розсипи корисних копалин.
Озерні відклади на Поліссіпредставлені суглинками, прісноводними мергелями та органогенними відкладами(никшпшми торфяниками). Потужність озерних відкладів становить в середньому 4—6м.
На алювіальних та зандрових рівнинахПолісся розвинуті еолові відклади. Вони представлені пісками і не маютьшаруватості. Товщина їх незначна — 1—2 м.
Елювіальні відклади на Поліссіутворилися внаслідок вивітрювання докембрійських кристалічних порід, крейдових ітротипних відкладів.
Біля підніжжя схилів, долин, горбів,валів в потужні делювіальні відклади.
Серед піщаних просторів Полісся зустрічаються ділянкилесовидних суглинків. В окремих місцях вони утворюють великі острови, значнозмінюючи рельєф, грунти і рослинність.
Інші частини південного Поліссязнаходяться в області підняття з амплітудою до 50 м (22). Як свідчать даніповторного нівелювання, більша частина Полісся і тепер переживає підняття.
Позитивні рухи земної кори обумовилинезначну товщину (10—20 м) антропогенових відкладів у південному Поліссі. Весьпівденний схил Поліської низовини характерний високим заляганням корінних порідрізного віку, які поступово опускаються в північному напрямі. Товщинаантропогенових відкладів Поліської низовини продовжує зростати в північномунапрямі і досягає свого максимуму не в її осьовій частині (вздовж долини Прип'яті),а на північному (білоруському) схилі.
На Білоруському пасмі, яке обмежуєПолісся з півночі, товщина антропогенових відкладів досягає 150—200 м. Таким чином,північний край Поліської низовини, на відміну від південного, має акумулятивнепоходження. 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 межаПолісся збігається, в основному, з південним краєм Білоруського кристалічногомасиву, де також відбувалася інтенсивна акумуляція антропогенових відкладів,переважно льодовикового походження.3.2 Загальний характер геологічної будови території
Велику роль в сучаснихфізико-географічних умовах Полісся відіграють антропогенові (четвертинні)відклади, що мають майже суцільне поширення. Вони беруть безпосередню участь вбудові рельєфу, містять корисні копалини, є материнською породою для грунтів,впливають на режим ґрунтових вод і рослинний покрив. В антропогенових відкладахзакладають фундаменти гідротехнічних споруд, заводів, фабрик і житловихбудинків, проводять осушувальні канали, прокладають газопроводи, лінії зв'язку,будують шляхи сполучення.
Вивчення антропогенових відкладів маєтакож важливе значення для розуміння сучасних фізико-географічних умов. У їхбудові зафіксовані основні події наймолодшого геологічного періоду,палеогеографічні умови якого передували сучасним [7].
Однією з найважливіших особливостейантропогенових відкладів Полісся є розвиток пісків. Цим Полісся дужевідрізняється від інших рівнинних частин України, де панівними відкладами єлесовидні суглинки. У складі антропогенових відкладів Полісся, крім пісків,зустрічаються суглинки, глини, органогенні відклади, але питома вага їхнезначна.
Таким чином, південна і північна межаПолісся в значній мірі визначені тектонічними умовами, але на півдпі межа має денудаційне(переважно ерозійно) оформлення, а на півночі — акумулятивне (льодовикове іводпо-льодовикове). Будова схилів вказує на те, що виникли вони в антропогені.Відмінність у будові південного і північного схилів Поліської низовини івисочин, що її оточують, накладає відбиток на геоморфологічну будову і в ціломуна фізико-географічні умови південного і північного Полісся.
Питання про походження сучасногорельєфу Полісся вчені розв'язували по-різному і при цьому висловлювали цілкомпротилежні погляди. Відомий дослідник Полісся П.А.Тутковський, який вивчав йогов кінці XIX і в перші десятиріччя XX ст., вважав, що головну роль уформуванні рельєфу Полісся відіграла діяльність вітру, і розглядав Полісся як «викопну»пустелю льодовикової епохи. Пізніше проф. Б. Л. Лічков [8], протилежно поглядамП.А.Тутковського, відводив головну роль у формуванні сучасної поверхні Поліссядіяльності вод. Він розглядав Полісся як тераси Прип'яті та її приток. ПоглядиБ. Л. Лічкова були значним кроком уперед в пізнанні походження Полісся.
Більш детальні геологічні ігеоморфологічні дослідження, проведені останніми роками, показали значнускладність будови поверхні Полісся. У формуванні рельєфу Полісся брали участьяк ендогенні, так і екзогенні сили. Положення Українського Полісся в межахрізних геострук-турних областей, складність палеогеографічних умов антропогенута своєрідність сучасних фізико-географічних процесів обумовили значнурізноманітність генетичних типів і форм рельєфу.
Велику роль у геоморфологічній будовіУкраїнського Полісся відіграють корінні породи, які в багатьох місцях виходятьна денну поверхню. Поширення тих або інших відкладів тісно пов'язане згеологічною структурою території.
На Волинському Поліссі великезначення мають крейдові і, частково, палеогенові відклади, що берутьбезпосередню участь у будові сучасного рельєфу. У межах Житомирського Полісся,яке займає поліський блок Українського кристалічного щита, велику роль в будовірельєфу відіграють кристалічні породи. У Київському Поліссі по окремих річковихдолинах відслошоються третинні відклади. На лівобережному Поліссі, яке займаєчастину Дніпровсько-Донецької западини, в будові рельєфу беруть участьтретинні, а на сході — крейдові відклади.
У межах Українського Поліссярозвинуті такі типи і форми рельєфу: водно-генетичні (давні і сучасні річковідолини, в окремих районах яри), льодовикові і водно-льодовикові, еолові,денудаційні й карстові.
Важливе значення в рельєфі Поліссявідіграють річкові долини. Річок на Поліссі багато, долини їх досить широкі,займають значні площі. Долинні ландшафти відіграють велику роль у сучаснихфізико-географічних умовах Полісся. Вони відрізняються своєрідністюматеринських порід, мікрокліматичними умовами, незначною глибиною заляганняґрунтових вод, характером грунтів і рослинності. Саме в межах річкових до-лиярозміщені основні площі боліт і заболочених земель, які є однією з характернихрис природи Поліської низовини. Поліські долини широко використовуються всільському господарстві. У долинах поліських річок проводять гідротехнічнебудівництво, добувають окремі види корисних копалин.
Вивчення річкових долин допомагаєвстановити основні етапи розвитку рельєфу даної території. Загальний планрічкової сітки Поліської низовини пов'язаний з геологічною структуроютериторії. Долина Дпіпра в межах Українського Полісся на значному підрізкуогинає Чернігівське підземне підняття, а південніше пристосована, в основному,до межі між Диіпровсько-Доткчімсою западиною і схилом Українськогокристалічного щита.
Вздовж східпого краю Чернігівськогопідняття йде долина Десни. Прип'ять починається в районі Ратнінеі.кого виступудокембрія, а її середня і нижня течія знаходиться у осьовій частиніПрип'ятського прогину. Більшість приток Прип'яті беруть початок наВолино-Поділь-ській плиті, Українському кристалічному щиті, Білоруськомукристалічному масиві і мають переважно субмеридіональний напрям.
Важливим вододільним елементомпівденного Полісся є Український кристалічний щит, який обумовив існування вмежах Житомирського Полісся радіального типу річкової сітки. Всі річки(Південна Случ, Уборть, Уж, Тетерів та ін.) течуть із території кристалічногощита в різних напрямах і жодна з них не тече на щит.
Геологічна структура і найновішітектонічні рухи вплинули не тільки на загальний план річкової сітки, а,головне, відбились на самій будові долини (ширина, кількість терас, їх висота іхарактер). Долина однієї і тієї річки може мати різну будову залежно від того,в яких гео-структурних областях вона знаходиться. Долина Тетерева в межахУкраїнського кристалічного щита вузька (ширина заплави 0,3—0,5 км), а в окремихмісцях (Дениші, Житомир, Коростишев), прориваючись через кристалічні породи,має каньйоноподібний характер, висота схилів досягає 20—30 м. За межами щитадолина Тетерева різко розширюється, береги нижчають, ширина заплави зростає до2—3 км, а в пригирловій частині — до 4—5 км. Подібні зміни долини характерні ідля Південної Случі, Уборті, Словечни, Ужа, Ірпеня тощо. Будова річкових долинтісно пов'язана з історією їх розвитку. Формування сучасної річкової сіткиПолісся розпочалося ще з відступу палеогенових морів, що покривали переважнубільшість просторів Поліської низовини. Неогенові моря досягали лише південнихокраїн Полісся і були поширені в межах сучасного Волино-Поділля. Стік з Поліссявідбувався в південні моря [18].
Розміщення карстових форм рельєфу наВолинському Поліссі зв'язане з тектонікою, гідрогеологічними умовами та будовоюсучасної поверхні.
На Чернігівському Поліссі карстовіформи рельєфу відомі в північно-східній частині (Холминський, Семенівськийрайони), де крейдові відклади залягають високо. Тут зустрічаються лійки(діаметром 10— 20 м, глибиною — 10—15 м), молоді карстові провали, якіутворилися в 1950, 1954 і 1955 роках. Карстові процеси можуть негативнопозначатись на шляховому, гідротехнічному й промисловому будівництві, водопоїтачаїші, добуванні корисних копалин. При проведенні цих робіт необхідновраховувати наявність карстових форм рельєфу.
Своєрідний рельєф розвивається налесових островах Полісся. Частина з лих (Словечансько-Овруцька височина,Новоград-Волинський, Ліонський, Нонгород-Сіверський лесові острови) різковиділяється 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 надні ярів, залісення ярів, закріплення схилів.
Лівобережне Полісся займаєрозташовану на схід від Дніпра частину зони мішаних лісів України, якахарактеризується складністю ландшафтної структури. Ландшафти ЛівобережногоПолісся відносяться до рівнинного класу з двома підкласами. Таксономічнасистема поширених тут природних комплексів має такий вигляд: типи (підтипи)ландшафтів — їх класи (підкласи), види (підвиди) — місцевоjті (типи місцевості). Ця системавитримана при складанні карти Лівобережного Полісся (додаток 1).
У ландшафтній структурі ЛівобережногоПолісся переважають комплекси змішано-лісового типу (76,7%). Характерною особливістю території єпроникнення сюди лісостепових ландшафтів (23,3%), які в межах Лівобережного Полісся утворюють своєріднунесуцільну смугу. Поширення їх тут пов'язане з історією розвитку цієї територіїв антропогені. Формування південної межі Лівобережного Полісся закінчилося підчас наступання валдайського льодовика, талі води якого стікали по долинах рік,відкладаючи алювіально-флювіогляціальну товщу пісків. Останні разом зльодовиковими і водно-льодовиковими пісками, супісками і суглинкамидніпровського віку, що вкривають вододіли, складають літогенну основузмішанолісових ландшафтів. Зональний тип ландшафтів представлений, таким чином,двома основними видами: 1)вододільнимиморенно-зандровими та зандровими рівнинами і 2) терасовими рівнинами з дерново-підзолистими ґрунтами ізмішаними лісами.
В межах досліджуваної території чітко виділяються двіфізико-географічні області, які характеризуються переважанням одного чи двохвидів ландшафтів. Видові відмінності їх пов'язані зі змінами тектонічної будовиі літології корінних порід, історії розвитку в антропогені. Ці відмінностіпроявляються в характері сірими опідзоленими ґрунтами на крупнопилуватихлесових породах
РОЗДІЛ 4.СУЧАСНИЙ РЕЛЬЄФ ЧЕРНІГІВСЬКОГО ПОЛІССЯ – ЯК РЕЗУЛЬТАТДІЯЛЬНОСТІ ЛЬОДОВИКІВ І ВОДНОЛЬОДОВИКОВИХ ПОТОКІВ4.1 Сучасний рельєф Чернігівського Полісся
Чернігівське Полісся дренують річкаДесна і її притоки Білоус, Снов, Сейм, Остер. Дніпро в його межах приймаютьлише декілька маленьких лівобережних приток (Вир, Вертеч, Пакулька). Воднийрежим річок характеризується весняною повінню, літньою і зимовою межінню.Повінь на малих річках триває всього декілька днів. Взимку річки замерзають на3-3,5 місяця. У заплавах Дніпра і Десни велика кількість дрібних озер. Наокремих ділянках надзаплавних терас зустрічаються залишкові озера, які в данийчас інтенсивно замулюються і заростають (Святе, Волове).
Кліматичні, гідрологічні ігеолого-геоморфологічні умови сприяють місцевому формуванню ґрунтових вод. Їхглибина залягання коливається від 1-3 м на терасах до 5-7 м на вододільнихрівнинах. На терасах і в замкнутих пониженнях вододільних рівнин ґрунтові водиживлять болота і беруть участь у формуванні ґрунтів, обумовлюючи їхзаболоченість. У долинах великих річок горизонт ґрунтових вод алювіальних іводно-льодовикових відкладень має зв'язок з харківським горизонтом підземнихвод. Підземні води харківського горизонту підживляють такі великі болота якПаристе, Видра і частково Замглай.
Різноманітність літогенної основи імісцевих умов поверхневого і підземного стоку викликала велику строкатістьґрунтового покриву і природної рослинності [6].
Більше половина територіїЧернігівського Полісся займають дерново-слабо- і середньопідзолисті ґрунти насуглинках валунів, водно-льодовикових і алювіальних супіщаних і піщанихвідкладах. Вони сформувалися під змішаними хвойно-широколистяними лісами.Значно поширені дерново-підзолисті ґрунти в комплексі з дерново-глеєвими іболотними. На лесових легко- і середньо суглинистих відкладеннях утворилися уминулому під широколистяними лісами світло-сірі, сірі і темно-сірі лісовіґрунти. По слабодренованим вододільним і терасним пониженням лесових «островів»зустрічаються луги і солончакові ґрунти в комплексі з болотними. Нарозчленованих схилах вододільних рівнин ґрунту значною мірою еродовані. Великіплощі займають заплави з алювіальними луговими і болотними ґрунтами.
Своєрідність ландшафтно-типологічноїструктури Чернігівського Полісся визначається перш за все тим, що разом змісцевостями поліського значне розповсюдження мають природні комплекси,властивості яких мають риси лісостепового походження. Так, місцевостіполіського складають близько 63,0% всієї площі, місцевості лісостепового типуландшафту займають 18,6% площі. Другу особливість ландшафтної структури складаєабсолютна перевага долинних типів місцевостей, що займають більше 85% всієїтериторії. Зокрема заплави долин річок складають 18,4% від загальної площі.
За характером поєднань і площірозповсюдження типів місцевостей і їм властивих урочищ в межах ЧернігівськогоПолісся виділяються 13 фізико-географічних районів. Поширення їх тут пов'язанез історією розвитку цієї території в антропогені. Формування південної межіЛівобережного Полісся закінчилося під час наступання валдайського льодовика,талі води якого стікали по долинах рік, відкладаючи алювіально-флювіогляціальнутовщу пісків. Останні разом з льодовиковими і водно-льодовиковими пісками,супісками і суглинками дніпровського віку, що вкривають вододіли, складаютьлітогенну основу змішанолісових ландшафтів. Зональний тип ландшафтівпредставлений, таким чином, двома основними видами: 1) вододільними моренно-зандровими тазандровими рівнинами і 2)терасовимирівнинами з дерново-підзолистими ґрунтами і змішаними лісами.
4.2 Ландшафти Чернігівського Полісся
У відповідності дофізико-географічного районування України (Физико-географическое районирование,1968) північно-західна частина Чернігівської області відноситься доЧернігівського Полісся — фізико-географічної області Українського Полісся. Їїплоща — 16,8 тис. кв. км.
Виділення Чернігівського Полісся якфізико-географічної області обумовлено своєрідним поєднанням на даній територіїкомплексу ландшафтоутворюючих чинників.
В геоструктурному відношенніЧернігівське Полісся знаходиться в межах трьох структурних утворень: східногосхилу і підніжжя Українського кристалічного щита (УКЩ), західного схилуВоронезького кристалічного масиву і розташованої між ними Дніпровське-Донецькоїзападини (ДДЗ). Кристалічний фундамент тут залягає на глибині від 0,5 км насході області до 3-4 км на заході. Перехід від УКЩ до ДДЗ відмічаєтьсяглибинним структурним уступом на схід від лінії Ковпита — Смолин — Носівка, аперехід від Воронезького кристалічного масиву до ДДЗ — уступом на захід відлінії Холми — Понорниця. Схил ДДЗ до Воронезького масиву встановлений на східвід лінії — гирло р.Сож — Тупичів — Березна — Бахмач. Поверхня кристалічногофундаменту розчленована поздовжніми і поперечними розломами, ускладненаЧернігівським виступом Брагінсько-Лоєвським валоподібним підняттям (Кирилов,Быков, 1960).
Тектонічні структури, що в ціломувизначили орографію Чернігівського Полісся і будову її гідросітки, істотновплинули на основні ландшафтоутворюючі процеси. Проте цей вплив має переважноопосередкований характер, оскільки докембрійський фундамент територіїперекритий товщею осадових відкладів різної потужності (від 0,5 до 3-4 км),літології і генезису. Осадова товща Чернігівського Полісся представленавідкладами палеозою (нижньопалеозойськими, девонськими і карбоновими),мезозойськими (тріас, юра, крейда) і кайнозойськими (третинними ічетвертинними) товщами. В цілому ЧП має характер акумулятивної низовинноїрівнини, більша частина якої в сучасному рельєфі відповідає Придніпровській низовині(Бондарчук). М.Г.Волков і І.Л.Соколовський вважають, що континентальний етапформування сучасної поверхні Чернігівської області почався наприкінці палеогенуз відступу пізньопалеогенового моря. Тривалий час після цього тут буланизовинна рівнина з широко меандруючими безрусловими потоками, що відкладалипіщані відклади (полтавська серія). Вище відклалася товща строкатокольоровихглин, які складають основу відкладів четвертинного періоду. Антропогеннівідклади тут представлені потужними товщами нижнього (Q1), середнього (Q2) і верхнього (Q3) антропогену.
Сучасний ландшафтний виглядЧернігівське Полісся, яке знаходиться в зоні зледеніння, почав створюватись впроцесі переформування її поверхні в середньо- і пізньочетвертинну епоху. Піддією зледеніння відбувалась перебудова дольодовикового рельєфу і гідросітки,формувались флювіогляціальні форми поверхні і відкладів. Переважаючимигенетичними типами поверхневих відкладів Чернігівського Полісся є льодовикові,водно-льодовикові і озерно-льодовикові підкоренні, моренні і надмореннівідклади — піски, супіски, суглинки, глини, поширені повсюди, окрім річковихзаплав і днищ балок. В останніх відкладаються сучасні алювіальні, делювіальні іпролювіальні піски, супіски і суглинки різної потужності. На межиріччі Дніпра іДесни зустрічаються підвищені рівнини, складені з поверхні воднольодовиковимилесовидними суглинками, підстеленими воднольодовоковими пісками та супіскамиабо дочетвертинними породами. Фрагментарне поширені на межиріччях і терасахеолові піски, у пониженнях, западинах межиріч і річкових заплав — органогеннівідклади [9].
В загальному плані ЧернігівськеПолісся являє собою територію зі слаборозчленованими заболоченими ірозчленованими еродованими горбисто-хвилястими залісеними і безліснимиморенними, моренно-зандровими, зандровими міжрічковими і алювіальнимитерасовими рівнинами, розділеними сучасними річковими і давнімиводнольодовиковими долинами. Тут розташовано декілька ерозійно-розчленованихлесових височин — Михайло-Коцюбинська, Любецька, Седнів-Тупичівська,Ріпкинська.
П.Г.Шищенко (1964, 1966), провівшиландшафтні дослідження і ландшафтне картографування Лівобережного ПоліссяУкраїни, в межах ЧП виділив три типи місцевостей і один тип ландшафтів. Нимвиділено:
а) заплавні низинні місцевості зчотирма типами урочищ;
б) місцевості прохідних недренованихдолин з шістьома типами урочищ;
в) місцевості борових терас з чотирматипами урочищ;
г) мішано-лісовий тип ландшафтів, щоподіляється на ландшафти низьких акумулятивних рівнин і ландшафти підвищених ерозійно-акумулятивнихрівнин. Серед перших ландшафтів виділяють підтипи: ландшафтів моренно-зандровихі зандрових рівнин з потужним антропогенним покривом, з трьома типамимісцевостей; ландшафтів алювіальних рівнин на палеогеновій основі з чотирматипами місцевості: ландшафти моренно-зандрових і зандрових рівнин з відносномалопотужним антропогенним покривом на палеогенових І крейдяних породах зтрьома типами місцевостей; ландшафти алювіальних рівнин на крейдяній основі здвома типами місцевості.
У 1981 — 1985 рр. О.М. Петренко і Р.Ф. Зарудна здійснивши середньомасштабні ландшафтні дослідження й картуванняприродно-територіальних комплексів (ПТК) Чернігівської області виділили вісімгенетичних систем природно-територіальних комплексів — міжрічкових, схилових,терасових, заплавних, ерозійної сітки, давньодолинних понижень, карстових ісуфозійних западин, дюноподібних підвищень. Всі ПТК об'єднані у вісім видівландшафтів — складне функціонально-динамічне поєднання урочищ (простих іскладних) і місцевостей різного фізико-географічного характеру [10].
В цілому у Чернігівському Поліссіпрослідковується такі ландшафтно-структурні закономірності: в межах схилу УКЩрозвинені ландшафти алювіальних рівнин з терасовими місцевостями; в межах ДДЗпереважають ландшафти вододільних моренно-зандрових, зандрових і лесових рівнинна потужній товщі антропогенових відкладів. На схилі Воронезького кристалічногомасиву розвинені ландшафти моренно-зандрових і зандрових рівнин на малопотужнійантропогеновій товщі з близьким заляганням крейдяних порід. Тут же — іландшафти лесових еродованих рівнин. До тектонічних розломів приурочені долинніландшафти.
У ландшафтній структурі ЛівобережногоПолісся переважають комплекси змішано-лісового типу (76,7%). Характерною особливістю території є проникненнясюди лісостепових ландшафтів (23,3%), яків межах Лівобережного Полісся утворюють своєрідну несуцільну смугу. Поширенняїх тут пов'язане з історією розвитку цієї території в антропогені. Формуванняпівденної межі Лівобережного Полісся закінчилося під час наступаннявалдайського льодовика, талі води якого стікали по долинах рік, відкладаючиалювіально-флювіогляціальну товщу пісків. Останні разом з льодовиковими іводно-льодовиковими пісками, супісками і суглинками дніпровського віку, щовкривають вододіли, складають літогенну основу змішанолісових ландшафтів.Зональний тип ландшафтів представлений, таким чином, двома основними видами: 1) вододільними моренно-зандровими тазандровими рівнинами і 2)терасовимирівнинами з дерново-підзолистими ґрунтами і змішаними лісами.
В межах досліджуваної території чітковиділяються дві фізико-географічні області, які характеризуються переважаннямодного чи двох видів ландшафтів. Видові відмінності їх пов'язані зі змінамитектонічної будови і літології корінних порід, історії розвитку в антропогені.Ці відмінності проявляються в характері сірими опідзоленими ґрунтами накрупнопилуватих лесових породах.
ВИСНОВКИ
1. Площасучасних льодовиків 16 млн. км2. Серед них розвиті материкові і гірськільодовики. Передгірні льодовики являють собою гірські льодовики, що злилися,вихідні в передгір'я. Рух льодовиків пов'язаний, із пластичним або в`язкопластичним плином льоду. При русільодовиків відбувається інтенсивна екзарація (руйнування) гірських порідпідлідного ложа. Одночасно з екзарацією відбувається перенос і акумуляція. Дольодовикових 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.
2. Зхарактеристики природних умов Українського Полісся видно його неоднорідність ірізноманітність. Одні частини Полісся відрізняються від інших геологічноюбудовою і рельєфом, помітна різниця в кліматичних умовах між вологою західноючастиною і більш континентальною східною, поступово зменшується з півночі напівдень величина стоку, одні типи грунтів і рослинності змінюються іншими.Перелічені компоненти природи знаходяться між собою в тісному взаємозв'язку, ітому зміна одного з них викликає зміни другого. В результаті їх тісноївзаємодії формуються певні природні комплекси (ландшафти), які характеризуютьсяспільними властивостями.
3. Формуванняі розвиток комплексів ускладнюються тим, що кожний компонент природи має своїзакономірності розвитку. Основні риси рель-сфу тісно пов'язані з геологічноюструктурою, клімат формується під впливом сонячного тепла, руху атмосфери тавластивостей підстилаючої поверхні. Гідрологічний режим визначається яккліматичними умовами, так і характером рельєфу. Ґрунтовий і рослинний покриви,які тісно між собою пов'язані, залежать від клімату, рельєфу і материнськихпорід. Таким чином, одні компоненти (клімат, грунти, рослинність) змінюються взональному напрямі, а другі (рельєф, материнські породи) не підлягаютьзональним закономірностям. Крім того, велику роль у формуванні природнихкомпонентів відіграли палеогеографічні умови. Все це значно ускладнює розподілприродних комплексів по території Полісся.
4. Поліссяявляє собою своєрідну фізико-географічну провінцію зони мішаних лісівСхідно-Європейської рівнини. Значна частина Полісся знаходиться в межахБілоруської РСР і має свої специфічні риси природи. Полісся можна поділити натри 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 південнупідпровінцію і південну частину східної підпровінції.
5. Уландшафтній структурі Лівобережного Полісся переважають комплексизмішано-лісового типу (76,7%).Характерноюособливістю території є проникнення сюди лісостепових ландшафтів (23,3%), які в межах Лівобережного Поліссяутворюють своєрідну несуцільну смугу. Основну роль у геологічній будовіВолинського Полісся відіграють крейдяні відклади, які на більшій частинітериторії області служать основою для антропогенових відкладів, а в ряді місцьі відслонюються. Тільки в північній і північно-східній частині крейдовівідклади перекриваються палеогеновими пісками і глинами. В межах досліджуваноїтериторії чітко виділяються дві фізико-географічні області, якіхарактеризуються переважанням одного чи двох видів ландшафтів. Видовівідмінності їх пов'язані зі змінами тектонічної будови і літології коріннихпорід, історії розвитку в антропогені. Ці відмінності проявляються в характерісірими опідзоленими ґрунтами на крупнопилуватих лесових породах.
СПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ
1. БондаревВ.П. Геология. Практикум. — М., 2002. – 280 с.
2. БорголовИ.Б. Курс геологии (с основами минералогии и петрографии). — М., 1989. – 215 с.
3. Васильев Ю.М. Отложения перигляциальной зоныВосточной Европы. М, 1980. – 204 с.
4. Гурский Б.Н.,Гурский Г. В. Геология. — Минск, 1985. -
5. Джон Б., ДербиширЭ., Яне Г., Фейрбридж Р., Эндрюс Дж. Зимы нашей планеты/ Пер. с англ. — М., 1982. – 302 с.
6. ИвановаМ.Ф. Общая геология с основами исторической геологии. — М., 1980. – 350 с.
7. Иванова М.Ф. Общая геология с основами историческойгеологии. — М.: Высшая школа, 1980. С. 439.
8. Ковальчук І.О. Лабораторний практикум із загальноїгеології. Львів, 1997.
9. Кожевников А.В. Антропогенез гор и предгорий (генетический анализ). — М., 1985. – 265 с.
10. КороновскийЮ.П., Якушова А.Р. Основи геологии. — М., 1995. – 260 с.
11. Костенко Н.П. Геоморфология. — М., 1985. – 380 с.
12. Куровець М.,Гунька Н. Основигеології. Львів, 1997. – 795 с.
13. Лаврушин Ю.А. Строение и формирование основныхморен материковых оледенений. — М.,1976. –174 с.
14. Лаврушин Ю.А.,Чугунный Ю.Г. Каневскиедислокации. — М., 1982. – 130 с.
15. Левков Э.А. Гляциотектоника. — Минск, 1980. – 250 с.
16. Леонтьев О.К.,Рычагов Г.И. Общаягеоморфология. — М., 1988. – 320 с.
17. МариничА.М., Пащенко В.М., Шищенко П.Г. Природа Украинской ССР: Ландшафты и физико-географическое районирование. — К., Наукова думка, 1985. – 224 с.
18. МариничО.М. Українське Полісся. Фізико-географічний нарис. — К., «Радянськашкола», 1962. – 200 с.
19. Мильничук В.С.,Арабаджи М.С. Общаягеология. — М.: Недра, 1989. – 205 с.
20. Проблемыконтинентального литогенеза. — М.,1980. – 225 с.
21. СвинкоЙ.М., Сивий М.Я. Геологія. — К., «Либідь», 2003. – 200 с.
22. СмішкоР.М. Геологія зосновамі геоморфології. Навч.посібн. – Львів: видавничий центр ЛНУ іменіІвана Франка, 2004. – 101 с.
23. Шанцер Е.В. Генетические типы четвертичныхотложений// Четвертичная система. Полутом 1. — М., 1982. С. 61-95.
24. Якушова А.Ф. Геология с элементамы геоморфологии. — М.: Изд-во Москов. ун-та, 1983.
25. Якушова А.Ф.,Хаин В.Е., Славин В.И. Общаягеология. — М.: Изд-во Москов. ун-та, 1988. – 230 с.
ДОДАТОК
/>
(легенда карти)
Мішано-лісовий тип ландшафтів
Ландшафти низовинних акумулятивнихрівнин:
Ландшафти моренно-зандрових ізандрових рівнин з потужним антропогеновим покривом: 1 — вододільні добре іпомірно дреновані моренно зандрові рівнини з дерново-підзолистими і супіщанимиґрунтами, переважно розорані; 2 — еродовані моренно-зандрові рішити здерново-підзолистими змитими ґрунтами, балками та ярами з виходами палеогеновихпорід; 3 — зандрові і добре і помірно дреновані рівнини з дерново-підзолистимипіщаними ґрунтами під боровими і суборовими лісами, частково розорані.
Ландшафти алювіальних рівнин напалеогеновій основі: 4 — терасові помірно дреновані піщано-суглинкові рівнини здерново-підзолистими супіщаними ґрунтами, переважно розорані, частково підсугрудками; 5 — терасові помірно дреновані рівнини з дерново-підзолистимипіщаними ґрунтами, розорані або під боровими і суборовими лісами; 6 — давнінедреновані долини з комплексами дерново-підзолистих і дернових глейовихґрунтів, низинних боліт і торфовищ; 7 — рівнинні і рівнинно-гривисті різноюмірою дреновані лісо-лучні заплави.
Ландшафти підвищених, акумулятивних іерозійно-акумулятивних рівнин:
Ландшафти моренно-зандрових ізандрових рівнин з відносно малопотужним антропогеновим покривом напалеогенових і крейдових породах: 8 — вододільні горбисті добре дреновані моренно-зандровірівнини з дерново-підзолистими супіщаними і суглинковими ґрунтами, зпалеогеновими і крейдовими денудаційними останцями; 9 — еродованіморенно-зандрові рівнини зі змитими дерново-підзолистими ґрунтами, балками таярами з виходами крейдових порід; 10 — зандрові добре і помірно дренованірівнини з дерново-підзолистими піщаними ґрунтами, переважно під суборовимилісами, частково розорані, з карстовими явищами. Ландшафти алювіальнихрівнин на крейдовій основі: 11 — терасові помірно дреновані піщані тапіщано-суглинисті рівнини з дерново-підзолистими ґрунтами, переважно підборовими і суборовими лісами, місцями з карстовими процесами; 12 — лісолучнізаболочені заплави.
Лісостеповий тип ландшафтів
Ландшафти низовинних акумулятивнихрівнин:
Ландшафти лесових рівнин з потужнимантропогеновим покривом: 13 — вододільні добре і помірно дреновані рівнини: а — зчорноземами опідзоленими і глибоковилугованими, темно-сірими опідзоленимиґрунтами на крупнопилуватих лесових породах, б — з сірими опідзоленими ґрунтамина піщанистих лесових породах, розорані; 14 — еродовані лесові рівнини зізмитими опідзоленими ґрунтами, балками та ярами з виходами палеогенових порід.
Ландшафти алювіальних рівнин злесовим покривом: 15 — терасові помірно дреновані рівнини: а — з темно-сіримиопідзоленими ґрунтами і частково з опідзоленими чорноземами на крупнопилуватихлесових породах; б — з сірими опідзоленими ґрунтами на піщанистих лесовихпородах, переважно розорані.
Ландшафти підвищених ерозійних рівнин:
Ландшафти розчленованих лесовихрівнин з відносно-малопотужним антропогеновим покривом на палеогенових ікрейдових породах: 16 — вододільні добре дреновані рівнини: а — з темно-сіримиопідзоленими ґрунтами на крупнопилуватих лесових породах, б — з сіримиопідзоленими ґрунтами на піщанистих лесових породах, розорані; 17 — дужееродовані підвищені лесові рівнини з розвинутою яружною сіткою, виходамикрейдових порід.