Историю геологического развития Саратовского района можно
проследить, начиная со среднего девона, породы которого перекрывают архейско - протерозойский кристаллический фундамент.
Проследить динамику погружений и воздыманий до некоторой степени
можно при анализе построенных палеогеографической и эпейрогенической кривых.
В начале палеозоя, вплоть до среднего девона, на территории
Саратовского района осадконакопление отсутствовало. Начиная с эйфельского века наблюдается постепенное наступление моря. Глубина его на протяжении девона меняется о 0 до 200 м. Если в начале средней эпохи глубина бассейна составляла примерно 40 м, то в конце верхнего девона она составляла 200 м.
Начавшийся морской режим сохраняется на протяжении ранней и
средней эпох каменноугольного периода. В ранней эпохе глубина эпибассейна устанавливается на отметки 200 м. Откладываются карбонатные илы. На границе турнейского и визейского веков происходит кратковременный перерыв в осадконакоплении. Также кратковременный перерыв или, возможно, лишь обмеление происходило в конце серпуховского века. В средней эпохе территория испытывала то погружения, то воздымания. Об этом свидетельствуют толщи пород, сложенных известняками и глинами. Практически в начале московского века местами проходил кратковременный перерыв в осадконакоплении.
В поздней эпохе карбона происходила регрессия палеозойского моря.
Установился континентальный режим, который продолжался вплоть до среднеюрского периода.
Новая трансгрессия моря начинается в байосском веке средней юры.
Она вызвана погружением земной коры. Глубина эпиконтинентального бассейна постоянно изменяется с 40 до 100 м. В поздней юре в оксфордском веке глубина бассейна была 100 м. На границе с волжским веком наблюдался перерыв в осадконакоплении.
В начале мела происходит перерыв в осадконакоплении. В разрезе
отсутствуют берриас и валанжин. Затем начинается трансгрессия. Глубина морского бассейна изменяется от 40 до 100 м. В верхнем меле на территории происходили постоянные поднятия и опускания.
В позднем меле территория испытывала нестабильный режим. Глубина
бассейна изменялась от 40 до 150 м. Здесь присутствуют остатки фауны (ростры белемнитов, губки), то есть море было теплым. Имели место быть два кратковременных перерыва в осадконакоплении.
Палеогеновый период представлен лишь палеоценом. В датском веке
наблюдался перерыв в осадконакоплении, после которого на территории установился морской режим с глубиной бассейна примерно 150 м. В танетском веке наблюдается регрессия моря. Откладывается песчанистый материал.
Затем территория выходит из под уровня моря. Устанавлявается
континентальный режим.
В течении всей геологической истории Саратовского района при
формационном анализе разреза осадочного чехла выделяются пять сменяющих друг друга формаций (Гужиков, 2002).
Первая – морская терригенная трансгрессивная формация – занимает
весь средний девон и франский век верхнего. Ее мощность составляет примерно 1300 м. Здесь в разрезе зафиксирована трансгрессивная последовательность.
С фаменского фремени начинается карбонатная формация, длящаяся до
верхнего карбона. Она преимущественно сложена известняками и доломитами. По мощности достигает 1290 м.
С верхнего карбона начинается перерыв в осадконакоплении, который
заканчивается в начале средней юры. После него в историческом развитии территории наблюдается морская тирригенная трансгрессивная формация. Она продолжается до коньякского времени верхнего мела. Представлена песками глауканито – кварцевыми, алевролитами с фосфаритами. Мощность формации 475 м.
От сантона и до сызранского горизонта палеоцена включительно разрез
сложен, в основном, максимально глубокими образованиями – кремнистыми и карбонатными. Здесь можно выделить кремнисто – карбонатную формацию, так как она соответствует максимально глубокому тектоническому погружению территории. Мощность ее составляет 130 м.
Последняя наблюдаемая в истории Саратовского Района формация –
морская терригенная регрессивная, так как на рубеже зелендского и танетского веков произошло поднятие территории и связанное с ним падение уровня моря. Представлена кварцевыми песчаниками и песками с конкрециями песчаника на кремнистом цементе саратовской свиты. Мощность ее 20 м.
Глава 6. Геоморфология
Современный рельеф Саратовской области весьма разнообразен по своему происхождению, возрасту и морфологии. Он был сформирован как часть обширной Русской равнины в ходе развития Русской плиты. Факторами этого формирования является взаимодействие эндогенных и экзогенных физико-геологических процессов на новейшем этапе развития земной коры. В целом рельеф Саратовского Поволжья сформирован неогеновыми отложениями четвертичного возраста, однако отдельные его формы в ходе геологической истории возникали в разное время. По размерам формы рельефа подразделяются на крупные и мелкие. Крупные формы рельефа (равнины, речные долины крупных рек) развивались более длительное время, чем мелкие. При этом они могут иметь в разных частях неодинаковый возраст. Мелкие формы (овраги, рытвины), осложняющие более крупные формы обычно возникают довольно быстро. Так, долина р. Волга к югу от Волгограда имеет позднехвалынский возраст, у Саратова – раннечетвер- тичный, а у Жигулевских ворот неогеновый. По происхождению рельеф подразделяется на денудационный и аккумулятивный. Первый обычно выражен отрицательными формами (овраги, воронки), второй – положительными (барханы, конусы выноса). Возраст денудационных форм определяется временем их образования, а аккумулятивных - определяется временем аккумуляции и совпадает с возрастом отложений, образующих данную форму. Также выделяют элементы рельефа. Это генетически однородные поверхности – своего рода грани рельефа. К ним относятся поверхности водоразделов, их склоны, поверхности террас. Сочетаясь между собой в самых разнообразных комбинациях, они образуют все многообразие форм рельефа земной поверхности. Рельеф Саратовской области формировался на месте исходной олигоценовой аккумулятивной равнины, образовавшейся после ухода палеогеновго моря. Эта равнина в результате физико-геологических процессов подверглась многократной переработке (денудации и аккумуляции) и на ее месте в настоящее время возникли следующие генетические типы рельефа: денудационная равнина олигоценового возраста и денудационная равнина раннеплейстоценового возраста, котроый включают в себя три геоморфологических и соответственно ландшафтных района: Лысогорское плато, Приволжская котловина и Елшано-Гусельскую равнина. Абсолютные отметки выделенных районов колеблятся от 220 до 280м в пределах Лысогорского плато, до 15-240м в пределах Приволжской котловины и Елашно-Гусельской равнины. Такое распределение абсолютных высот обьясняется наличием в городе разных этажей и уровней рельефа. Лысосгорское плато занимает наиболее возвышенный – верхний этаж рельефа, Елшано-Гусельская равнина приурочена к среднему этажу, а Приволжская котловина распологается в основном на нижнем этаже. В целом Лысогорское плато представляет собой уникальный геоморфологический район, расположенный в непосредственной близости от долины р. Волга и весьма высоко над ней приподнятый. Также по Лысо-горскому плато проходит граница между двумя крупными речными системами русской равнины – бассейнами рек Волга и Дон, и имен нов этом месте Волга находится на самом близком расстоянии (5 км) от западной границы своего водосбора. При этом в пределах Лысогорского плато выделены следующие сочетания геоморфологических элементов: 1. Плоские водораздельные пространства центральной части «плато» 2. Водосбор верховий р. Латрык и ее притоков 3.Выпуклые водораздельные пространства окраинной части «плато» В пределах Приволжской котловины и Елшано-Гусельской равнины выделяются: 1. Денудационный уступ 2. Водораздельные поверхности и эрозионно-денудационные склоны долины р. Волга и ее притоков 3. Плоские поверхности аккумулятивных террас, пойм и про-лювиальных шлейфов. [Саратовский научно-образовательный геоэкологический полигон] Маршруты учебной практики приурочены, прежде всего, к денудационному уступу Приволжской котловины и Елшано-Гусельской равнины, где обнажаются породы верхнего мела и палеоцена. Денудационный уступ представляет собой расчлененную форму рельефа с многочисленными промоинами, оврагами и балками – «ущельями» (Смирновское, Октябрьское, Завокзальное). Расположен уступ на абсолютных отметках от 140 до 240м и имеет перепад высот от 60 до 100м. Крутизна склонов на всем протяжении колеблется от 10 до 35о. Склоны прямые, но некоторые осложнены оползнями, исследуемыми в следующих точках наблюдения: т.н. № 4 (Стенка обрыва крупного оползня, сложенного опоками, видимая мощность которого 20м. В основании обрыва наблюдается несколько оползневых тел, а также насчитывается до 3 генераций (последовательностей) небольшого размера); т.н. №8 (На левом склоне Октябрьского ущелья образована стенка отрыва оползня с обнажающейся толщей опок); т.н. № 10 (Наблюдается несколько генерации оползня. Оползни по размеру очень крупные – имеют линзовидную форму. Длина 200м, ширина 100м); т.н. №22 (Плоскость смещения представляет собой вогнутую плоскость, поэтому фронтальная часть вздернута. Ниже расположена площадка – это бывшие оползни. Тыловой шов морфологически четко выражен в виде небольшой канавы шириной 20-50см, глубиной 20-30см. Тыловой шов сверху вниз прорезан промоиной, ширина по верхней бровке 2-3м, глубина 1-2м. Промоина имеет V-образный и каньенообразный поперечные профили. У подножья наблюдается конус выноса пород, ширина 5м, длина 10-15м); т.н. №30 (Стенка обрыва оползня. Наблюдается несколько генераций). Также нужно отметить холм (так называемая «шишка Сельцера»), расположенный в основании южного склона Завокзальной балки. Он имеет высоту 10-15м. Происхождение уступа является полигенетическим, так как в его образовании принимают участие многие процессы проявления денудации – эрозия, оползневые процессы, плоскостной смыв. Возраст уступа, вероятнее всего, акчагыльский. На это наводит факт отсутствия акча-гыльских морских и прибрежно-морских отложений под уступом, так и непосредственной близости от него.