Геология России и ближнего зарубежья (Северной Евразии) - Милановский Е.Е.
ISBN 6—211—03387—6
Скачать (прямая ссылка):
Основной областью формирования ледниковых «шапок», расползавшихся к югу на равнины Европы, была территория Балтийского щита; меньшие «шапки» периодически возникали на Полярном Урале и Британских островах. Главными «свидетелями» оледенений являются отложенные покровным ледником при его продвижении и последующем «отступлении» (вследствие таяния) основные морены, выстилающие большую северную часть Восточно-Европейской равнины, а также конечные и стадиальные моренные гряды. Моренные накопления состоят из несортированной, почти иеслоистой суглинистой массы, заключающей неокатаиные, но часто полуоглаженные обломки, валуны и глыбы, а иногда крупные блоки и пластины («ледниковые отторжен-цы») различных пород, принесенных ледником из области его формирования или «соскобленных» с неровного ложа при его перемещении. Морены могут подстилаться, прослаиваться или перекрываться водно-ледниковыми или неледииковыми континентальными, а в некоторых районах — морскими осадками. При повторных оледенениях более древние морены нередко частично или целиком уничтожаются в результате денудации в межледниковую эпоху или экзарации во время следующего оледенения.
В Центральной Европе максимальное продвижение ледников имело место в раннем плейстоцене, а в Восточной, как еще недавно считалось,— в среднем плейстоцене (в днепровскую ледниковую эпоху). Однако ныне для относившихся ранее к среднему плейстоцену морен Донского ледникового языка твердо установлен, а для Днепровского языка предполагается раннеплейстоценовый возраст. В этом случае в Восточной Европе среднеплейстоценовое (московское) оледенение также уступало по масштабу раниеплейстоценовым (донскому и окскому), а позднеплейстоценойое валдайское (с максимумом около 20 тыс. лет назад) — московскому.
К южной кромке ледниковых щитов во время оледенений примыкали зоны накопления озерно-ледниковых и флювиогляциальных осадков, состоящих из материала, вымытого талыми водами из тела ледника и отложенных им морен. Наиболее широко распространены галеч-но-песчаные флювиогляциальные накопления, образованные стекавшими с ледников блуждающими потоками. Они слагают обширные так называемые зандровые равнины — среднеплейстоценовые в бассейнах Припяти, Днепра, Десны, Оки, Дона и поздиеплейстоцеиовые — в верховьях Волги, К югу эти равнины «вливаются» в древние долины крупнейших рек — Днепра, Дона, Волги, сток которых направлялся к югу, в полу- или полностью замкнутые Черноморско-Азовский и Каспийский
85
водоемы. В этих долинах развиты серии цокольных и аккумулятивных плейстоценовых террас высотой до многих десятков — сотен метров.
B южной части Русской равнины, не подвергавшейся оледенениям, широко распространены покровы плейстоценовых лёссов и лёссовидных суглинков, почти повсеместно «одевающих» водоразделы и склоны долин. Лёссовые толщи обычно состоят из нескольких (на Украине — до восьми) лёссовых горизонтов, разделенных ископаемыми почвами. Типичные лёссы имеют эоловое происхождение и накапливались в ледниковые эпохи в перигляциальной зоне за счет переноса пылева-того материала ветрами, дувшими к югу из области ледникового щита. На склонах и днищах долин лёссы подвергались перемыву и переотложению. B межледниковые эпохи формирование лёссов прекращалось и на них развивались почвенные горизонты.
B эпохи оледенений, когда огромные массы воды аккумулировались в ледниковые шапки, происходили значительные (до —100 м) гля-циоэвстатические понижения уровня океана и регрессии, а в межледниковые и послеледниковую эпоху — повышения его уровня, трансгрессии и ингрессии. В Карелии, на Кольском полуострове, в бассейнах Онеги, Северной Двины, Печоры присутствуют отложения нескольких средне- и позднеплейстоценовых («бореальных») и постледниковой трансгрессии Баренцева и Белого морей. На Кольском полуострове, в Карелии, а также в более западных районах Балтийского щита пост-ледниковые (раннеголоценовые) морские террасы подняты до многих десятков — сотен метров над уровнем океана, так как уже после их образования освободившийся от ледниковой нагрузки Балтийский щит испытывал гляциоизостатическое «всплывание»; его амплитуда за голоцен в центре щита достигает 250—300 м.
Водоем Балтийского моря начал образовываться на месте доледниковой денудационной равнины лишь в самом конце позднего плейстоцена у южного края тающего ледникового щита. Сперва (13—10 тыс. лет назад) он представлял обширное пресное озеро, но в самом начале голоцена- приобрел связь с Северным и Баренцевым морями, затем временно утратил ее, а в среднем голоцене окончательно превратился в солоноватоводное внутреннее море. Образование ванн Балтийского, Белого морей, Ладожского и Онежского озер было связано с дифференцированными опусканиями их ложа и, в частности, с возрождением рифейских авлакогенов (Кандалакшский, Ладожский, Центральнобал-тийский) в плейстоцене и голоцене.
Ha южных окраинах Русской плиты, в Прикаспийской и Причерноморской впадинах, распространены четвертичные бассейновые и отчасти морские осадки алеврито-глинистого и известняково-ракушечно-го состава, отлагавшиеся в Каспийском и Черноморском водоемах. Мощность эоплейстоценовых (апшеронских) и плейстоценовых отложений в Прикаспийской синеклизе, накапливавшихся в ходе неоднократных трансгрессий Каспия, достигает 0,5—1 км. Трансгрессии этого озера-моря отвечали вторым половинам ледниковых эпох, когда вследствие сильного таяния ледников усиливался сток в бассейн Каспия, и началу межледниковий. В разгар последних, когда над акваторией Каспия увеличивалось испарение, происходили регрессии.
