Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Общие сведения о строении поверхности фрональной перигляциалльной зоны, дискуссионные вопросы «лессовой проблемы», палеогеография подпрудных приледниковых озер: современное состояние 11
Глава 2. Объекты и методы исследования 25
Глава 3. Пространственная дифференциация, условия седиментации, генезис пылеватых супесчано-суглинистых отложений, свойства развитых на них почв и структура почвенного покрова в пределах Овинищенской возвышенности, Шекснинско-Костромского междуречья и Молого-Шекснинской низины 30
Глава 4. Катенарная дифференциация озерно-ледниковых отложений и почв Клинско-Дмитровской гряды и Верхне-Волжской низины и палеогеографические предпосылки осадконакопления в позднеледниковье 99
Глава 5. Поздневаладйские озерно-ледниковые глины центра Ярославского Поволжья, их свойства и палеогеографическая интерпретация 147
Глава 6. Генезис карбонатных лессовидных суглинков Западно-Заволжской озерно-ледниковой равнины, условия седиментации, свойства развитых на них почв 168
Глава 7. Палеопочвенные записи эволюции ландшафтов перигляциальной зоны центра Русской равнины во время и после стадии МИСЗ на основе изучения почвенно-осадочных толщ 196
7.1-7.3. Опорные разрезы позднего неоплейстоцена Косково 1-06 и Пужбол. Результаты 199
7.4. Обсуждение результатов. 230
7.4.1. Стадия МИСЗ - самая древняя диагностированная стадия гидроморфного педогенеза 230
7.4.2. Максимальное похолодание последнего оледенения: озерное осадконакопление и криогенные процессы 231
7.4.3. Голоценовый педогенез: осаждение карбонатов и иллювиирование глины в одном профиле 233
7.5. Опорный разрез позднего неоплейстоцена Щетинское 240
Глава 8. Общая палеогеографическая обстановка приледниковой зоны зоны центра Русской равнины в позднеледниковье 272
Выводы 282
Литература 285
Приложение 1. Морфологическое изучение профилей некоторых изученных почв 314
Приложение 2. Физико-химические и физические свойства почв разрезов макросклона Клинско-Дмитровской гряды и Верхне-Волжской низины 336
Приложение 3. Результаты двухфакторного дисперсионного анализа содержания гранулометрических фракций в почвах разрезов макросклона Клинско-Дмитровской гряды 340
Приложение 4. Морфологическое описание опорных разрезов позднего неоплейстоцена Косково 1-06 и Пужбол 344
- Общие сведения о строении поверхности фрональной перигляциалльной зоны, дискуссионные вопросы «лессовой проблемы», палеогеография подпрудных приледниковых озер: современное состояние
- Катенарная дифференциация озерно-ледниковых отложений и почв Клинско-Дмитровской гряды и Верхне-Волжской низины и палеогеографические предпосылки осадконакопления в позднеледниковье
- Опорные разрезы позднего неоплейстоцена Косково 1-06 и Пужбол. Результаты
- Общая палеогеографическая обстановка приледниковой зоны зоны центра Русской равнины в позднеледниковье
Введение к работе
Актуальность работы. Современное состояние ландшафтов, особенности строения и свойств почвообразующих пород (ПОП) и организации почвенного покрова (ПП) обширной перигляциальной зоны центра Русской равнины закладывались в позднем неоплейстоцене. Выявление палеогеографической основы формирования почв как компонента ландшафта, закономерностей их развития во времени является фундаментальной проблемой географии почв и ландшафтоведения. Яро-славское Поволжье, занимающее территорию около 40 тыс. км , является ключевым регионом, где, несмотря в целом на хорошую изученность стратиграфии неоплейстоцена и ПП, остаются нерешенными и дискуссионными ряд актуальных проблем палеогеографии и физической географии. Во-первых, наличие перигляциаль-ных феноменов, прежде всего - обширной группы широко распространенных лёссовидных отложений, требующих выяснение генезиса, палеогеографической обстановки седиментации, условий залегания и возраста, которые выступают в качестве литогенной основы сформированных на них голоценовых почв. Во-вторых, до сих пор крайне дискуссионными и нерешенными являются вопросы палеогеографии приледниковых подпрудных озер (ППО): зона распространения, уровень поднятия воды (что особенно важно в условиях равнинной территории), пороги стока и связанные с ППО условия седиментогенеза широкого спектра контрастных по строению и свойствам однородных и двучленных ПОП субаквального генезиса. В-третьих, для северной части приледниковой зоны ранее не изучались и не диагностировались средневалдайские палеопочвы в составе полигенетических почвен-но-осадочных толщ. Расшифровка заключенной палеопедогенной информации в этих гетерохронных образованиях позволит надежно датировать и маркировать поздневалдайские субаквальные наносы, а также выявить природную обстановку и специфику педогенеза средневалдайского интервала.
Цель работы состоит в выявлении закономерностей формирования озерно-ледниковых отложений и почв в перигляциальной зоне центра Русской равнины в позднем неоплейстоцене и голоцене.
Для достижения этой цели решались следующие задачи:
Изучить палеогеографические условия седиментации, пространственную дифференциацию, генетические особенности доминирующих однородных и двучленных ПОП (прежде всего лессоидов) в пределах сопряженных террасовидных уровней (ярусов) и оценить интенсивность голоценового педогенеза сформированных на них почв.
Выявить зоны распространения, высоты поднятия уровня, этапов деградации, порогов и путей стока системы ППО как одного из факторов, определяющих разнообразие ландшафтов перигляциальной зоны северной части центра Русской равнины.
Выявить свойства поздневалдайских озерно-ледниковых глинистых ПОП центра Ярославского Поволжья, имеющих локальное распространение и занимающих высокие гипсометрические позиции.
Выявить ареалы, геоморфологическое положение, морфолого-генетичес-кую организацию, свойства средневалдайских и голоценовых палеопочв, отражающих биоклиматические условия прошлого и являющихся носителями информации о развитии и эволюции ландшафтов.
Основные защищаемые положения.
Выявленная пространственная дифференциация и высотный градиент изменения гранулометрического состава безвалунных пылеватых супесчано-суглинистых отложений на сопряженных террасовидных поверхностях с а.о. от -100 до 170(180) м, позволяет отнести эти породы к единому парагенетическому ряду отложений субаквального седиментогенеза поздневалдайского возраста.
Верхневолжские ППО перигляциальной зоны центра Русской равнины представляли собой единую обширную систему сообщающихся водоемов с высоким (до а.о. < 180 м) уровнем стояния воды, пути стока и деградация которых способствовал формированию поздневалдайских однородных и двучленных пород субаквального генезиса, а степень текстурной дифференциации голоценовых почв отражает постепенное (от верхних ярусов к нижним) экспонирование поверхностей для процессов гипергенеза и почвообразования.
Поздневалдайские озерно-ледниковые глины, вскрывающиеся на поверхностях с а.о. до 150-160 м, выделены в отдельную группу четвертичных отложений северной части приледниковой зоны Русской равнины, ограниченной линиями продвижения Валдайского (Осташковского) и Московского ледников.
В поверхностных почвенно-осадочных образованиях в зоне Верхневолжской системы ППО и содержащих палеопочвы стадии МИСЗ (морская изотопная стадия) и перекрытых поздневалдайскими субаквальными осадками, на которых развиты голоценовые почвы, записана эволюция ландшафтов во время и после стадии МИСЗ. Несмотря на наложенный и «агрессивный» характер голоценового почвообразования, признаки средневалдайского педогенеза остаются устойчивыми.
Развитие голоценового педогенеза дерново-подзолистых почв определенных геоморфологических позиций происходила в две стадии. Она включает: 1) темно-гумусовое гидроморфное почвообразование на карбонатном фоне (ранне-средний голоцен) и 2) выщелачивание карбонатов, иллювиирование глины (средне-поздний голоцен) вследствие усиления степени естественного дренажа.
Научная новизна. В диссертационной работе:
Впервые доказано существование единого обширного приледникового озера с порогом стока на а.о. <180 м на основании анализа (1) морфоскульптур поверхностей сопряженных гипсометрических уровней, (2) особенностей пространственно-временной дифференциации однородных и двучленных ПОП и (3) результатов радиометрического датирования озерно-ледниковых отложений и палеопочв.
Впервые выявлено четкое возрастное разграничение и геоморфологическая дифференциация субаквальных пылеватых супесчано-суглинистых отложений, обусловленная преимущественным влиянием региональной системы ППО.
Впервые изучен вещественный состав, свойства, генетические особенности и проведена палеогеографическая интерпретация малоизученных позднева-ладйских озерно-ледниковых глин, маркирующих донные поверхности ППО и являющихся стратиграфическими реперами озерного седиментогенеза в регионе.
Расширен литолого-генетический/фациальный состав ПОП террасированного макросклона северной экспозиции Клинско-Дмитровской гряды, включающий поздневалдайские озерно-ледниковые отложения, имеющие двучленное строение: алевритово-пелитовые типы, перекрытые супесчано-песчаными наносами. Двучленное строение озерно-ледниковых отложений отражает резкую смену режима седиментации от динамически спокойных в условиях крупных глубоководных ППО до динамически активных в условиях спуска ППО и их обмеления.
5. Впервые выявлена самая древняя фаза гидроморфного педогенеза стадии МИСЗ (~47 тыс.л.н.), обусловленная грунтовым увлажнением на фоне обводненных ландшафтов. Выявлены генетические особенности и классификационное положение уникальных по геоморфолого-литологическим свойствам палеопочв, развитых на ранневалдайских и/или микулинских озерных отложениях и на московской морене. Впервые выявлены самые северные в Европе ареалы распространения средневалдайских (включая брянский мегаинтерстадиал) палеопочв.
Практическая значимость. Обобщенные и структурированные в диссертации данные по крупномасштабному почвенному картографированию, включая статистическую обработку базовых свойств широкого спектра почв в пределах землепользовании хозяйств Ярославского Поволжья, проведенные в 1970-1990 гг., являются основой для проведения регионального почвенного мониторинга и инвентаризации, почвенно-экологической оценки земельных и почвенных ресурсов региона. На примере агрокатены Московской области (одного из объектов исследования) автором проведена апробация по практическому использованию и сравнительной характеристике современных российских методик оценки почвенного плодородия пахотных почв.
Результаты работы использованы при чтении курсов на биолого-почвенном ф-те СПбГУ «Почвенные и земельные ресурсы России», «Почвенно-ландшафтное планирование территории», «Структура почвенного покрова», «Основы земельного кадастра и бонитировки почв», «Основы землепользования и землеустройства», «Почвы Мира» и на факультете Почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова «Палео-почвоведение».
Значительная часть исследований осуществлена при поддержке фонда РФФИ: проекты 02-04-49153а, 05-04-48465а, 08-04-00190-а и 11-04-00392а.
Апробация работы, публикации. Результаты работы доложены на всероссийских и международных конференциях, совещаниях, конгрессах и съездах по почвоведению (Минск, 1994; Санкт-Петербург, 1996, 1999, 2006; 2007; Москва, 2008; Суздаль, 2000; Пущино, 2001, 2009, 2010; Мехико, 2001, 2005, Уатулько, 2009, Мексика; Новосибирск, 2004; Белгород, 2006, 2009; Ростов-на-Дону, 2008, Хьюстон, США, 2008;) палеогеографии и изучению квартера (Москва, 1987, 2003; Смоленск, 2002; Сыктывкар, 2005; Рованиеми, Финляндия, 2006; Астрахань, 2008; Новосибирск, 2009; Ростов-на-Дону, 2010, Апатиты, 2011), на заседаниях каф. Почвоведения и экологии почв СПбГУ (2008), СПб. Общества почвоведов им. В.В. Докучаева (2008, 2011), на научном семинаре в ИГ РАН, Москва под рук. В.О. Тар-гульяна (2010).
По теме диссертации опубликовано 40 работ. В том числе: 15 статей в журналах из списка, рекомендованного ВАК, 25 статей в журналах и сборниках.
Структура работы. Диссертация изложена на стр. текста, состоит из
Общие сведения о строении поверхности фрональной перигляциалльной зоны, дискуссионные вопросы «лессовой проблемы», палеогеография подпрудных приледниковых озер: современное состояние
Современный холмисто-моренный рельеф северной окраины перигля-циальной зоны Русской равнины сформирован в основном аккумулятивной деятельностью последнего на этой территории среднеплейстоценового (московского) оледенения и в основных чертах унаследовал особенности строения доледникового рельефа. Формы макрорельефа представлены возвышенностями (а.о. 160 м), низинами (а.о. 130 м), обширными равнинами с а.о. 130-160 м, долинами рек, пересекающими все элементы макрорельефа, и котловинами с различными а.о. Большинство возвышенностей и низин обусловлены тектонически и приурочены к повышениям и впадинам дочетвер-тичной поверхности.
Особенностью видимого рельефа Ярославского Поволжья является мягкость очертаний, в целом слабая расчлененность, небольшие относительные высоты. Типичными формами рельефа являются довольно большие и четко выделенные тектонически обусловленные низины: Молого-Шекснинская (на севере и северо-востоке), Ярославско-Костромская (центральная и западная часть), Ростовская и Волжско-Нерльская (на юге). Возвышенности, разделяющие эти низины, менее четко выражены в рельефе. Среди них выделяются Борисоглебская (в центре Ярославского Поволжья), Даниловская и Вологодская на севере и северо-западе территории. Наибольшей морфологической выраженностью рельефа характеризуется Клинско-Дмитровская гряда, опоясывающая с юга Волжско-Нерльскую низину.
Спецификой Ярославского Поволжья в геологическом отношении является его расположение в относительно глубокой и тектонически активной части Московской синеклизы, характеризующейся преобладающим прогибанием земной коры. В связи с этим Ярославское Поволжье отличается от со седних территорий большей непрерывностью седиментации, большей полнотой и мощностью отложений, в т.ч. и четвертичных, в основном ледниковых (Новский, 1975). Наиболее погруженная часть синеклизы приходится на область распространения обширных низин. В целом, Ярославское Поволжье относится к равнинам аккумулятивного типа, образующимся за счет накопления разнообразных отложений в условиях преобладающего опускания земной коры (Новский, 1975). Автор указывает, что основанием четвертичной толщи отложений в пределах описанной территории служат преимущественно нижнетриасовые пестроцветные глины, алевриты, мергели (севернее широты г. Рыбинска), в пределах южной части наибольшее распространение имеют верхнеюрские и нижнемеловые глины и пески. В глубоких депрессиях ископаемого рельефа четвертичные отложения подстилаются пермскими ар-гиллитовыми коричневыми глинами, пестрыми алевритами и доломитом. Мощность четвертичной толщи в Ярославском Поволжье весьма значительна - в среднем 60 м, максимальная мощность достигает 250-270 м (Новский, 1975).
В соответствии с почвенно-экологическим районированием территории России (Почвенный покров..., 2001), обследованная территория относится к северной окраине Среднерусской равнинной провинции южнотаежной зоны. В соответствии с почвенно-географическим районированием территории бывшего СССР, Ярославское Поволжье находится в центральной части Среднерусской провинции дерново-подзолистых среднегумусированных почв, входящей в подзону дерново-подзолистых почв южной тайги (География почв..., 1972; Добровольский, Урусевская, 2004).
Почвообразующие породы ближайшей перигляциальной зоны представлены четвертичными отложениями различного генезиса и состава. Имея различную мощность в пределах почвенного профиля, они образуют либо однородную по гранулометрическому составу толщу, либо при малой мощности (до 1,0 м) верхнего наноса двучленную толщу. В пределах Ярославского Поволжья наибольшее распространение имеет группа почвообразующих пород, объединенная в широкую группу «покровных, или лессовидных суглинков». Выявлено что данные отложения занимают более 60 % от общей площади почвообразующих пород в пределах рассматриваемой территории (Матинян и др., 1996; Почвенный покров..., 1986; Русаков и др., 1995). В соответствии с картой, отражающей в т.ч. лессовый покров позднего плейстоцена (Динамика ландшафтных..., 2002), фронтальная внеледниковая зона центра Русской равнины относится к области с прерывистым распространением «маломощных лессовидных пород равнин (покровных отложений)». Эти породы являются доминирующими в литологическом строении осадочных толщ.
К настоящему времени в литературе накоплен богатый фактический материал по составу и свойствам бескарбонатных лессовидных (покровных) суглинков центра Русской равнины, однако до сих пор этот природный феномен привлекает к себе пристальное внимание исследователей.
Генезис пылеватых безвалунных (покровных) отложений перигляци-альной зоны последнего поздненеоплейстоценового оледенения Русской равнины, перекрывающих с поверхности различные элементы рельефа и разнообразные породы прерывистым плащом мощностью до 5-6 м, до настоящего времени остаётся проблематичным, что существенно осложняет познание процессов педогенеза сформированных на них почв.
Существует много гипотез их происхождения (эоловая, озерно-ледниковая, делювиально-солифлюкционная, гидрогенная, элювиально-криогенная, таяния ледово-минеральных толщ, выветривания и др.), среди которых преобладают эоловая (Величко, 1973; Герасимов И.П., Давитая Ф.Ф., 1973; Москвитин, 1939 и др.), аквальная, или водно(озерно)-ледниковая, или седиментационная (Глинка, 1905; Спиридонов, 1948, 1949) и инситного выветривания морен, или элювиально-криогенная (элювиальная гипотеза, вследствие процессов гипергенеза, или криогипергенеза (криолито-генеза) (Москвитин, 1948; Мазуров, 1959; Криволуцкий, 1967, Конищев, 1965; Попов, 1953; 1962; 1967; 1975; Попов и др., 1985; Винтер, 2005; Кони щев и др., 2005). Однако эти гипотезы не отражают в полной мере особенности почвообразующей породы в каждом конкретном регионе. Это заставило некоторых исследователей, в частности И.А. Соколова (1986) предложить сложную «синтетическую» концепцию генезиса покровных суглинков.
В.А. Новский (1975) говорит, что ряд внешне сходных признаков этих отложений дает «основание к объединению в одну группу в общем далеко неоднородных по условиям своего залегания суглинков» и выделяет несколько генетических типов покровных суглинков: 1) генетически связанных с мореной, 2) эолово-делювиальных и 3) озерного происхождения.
М.П. Лысенко (1962), П.Н. Чижиков (1968), Л.А. Гугалинская и В.М. Алифанов (1995), A.M. Прокашев и др. (2005) указывают на полигене-тичное образование лессовидных суглинков (флювиогляциальное, делювиальное, аллювиальное, эоловое), генезис которых может быть различных в разных местах. Н.Е. Дик и др. (1949) также отмечает, что многообразие гипотез генезиса покровных суглинков объясняет, по-видимому, происхождение различных типов суглинков. По мнению М.П. Лысенко (1962), покровные суглинки являются недоразвитыми зональными аналогами лессовых пород. А.И. Спиридонов (1960) указывал на возможность образования покровных суглинков различными способами в зависимости от конкретных условий места и времени. В.Д. Тонконогов (2010) допускает неодинаковость генезиса лессовидных (покровных) отложений в различных частях их ареала, а также участие водных потоков в их формировании.
Неоднозначна также трактовка самого термина «покровные» суглинки. Некоторые авторы (Почвенный покров..., 1986) в зоне распространения плаща этих отложений различают собственно «покровные» (бескарбонатные) суглинки, покровные лессовидные (карбонатные лессовидные), а также опес-чаненные покровные суглинки. Н.Н. Соколов (1954) различает покровные и лессовидные суглинки как самостоятельные группы отложений; различия между ними состоит в карбонатности пород, присущей только лессовидным суглинкам. В.Д. Тонконогов и В.Д. Турсина (1982), рассматривая особенно сти текстурно-дифференцированных почв на этих породах, рассматривают их как пылеватые (покровные и лессовидные) суглинки.
Отсутствует также единый термин для обозначения этих проблематичных отложений (покровные суглинки и супеси, пылеватые покровные и лессовидные суглинки и глины, лёссовидные бескарбонатные и карбонатные суглинки, лессоиды и т.п.). В монографии «Лессовый покров Земли...» (2001) лессовидные бескарбонатные и карбонатные суглинки объединены в общую группу «лессовых пород». Некоторые исследователи (Гугалинская, Алифа-нов, 1995) придерживаются термина лессовидные (пылеватые) суглинки, но в то же время, рассматривая вопросы генезиса этих пород, отдельно выделяют «так называемые покровные лессовидные суглинки». И.А. Соколов (1986) предложил для рассматриваемых пород обобщенный термин - плащеобраз-ные покровные отложения. Н.Г. Судаковой (2001), которая указывала на неоднозначность толкования понятий «лессовидные породы», предложила при рассмотрении этих проблематичных отложений понятие «покровный комплекс лессовидных отложений». Этот комплекс широко представлен в том числе и в Ярославском Поволжье, под которым понимаются безвалунные пылеватые отложения, залегающие с поверхности (но не покровно) древних озерных, речных террас и определенных элементов водораздельных пространств и обладающие свойственные лессовым породам карбонатностью и пористостью. В этот комплекс включаются и ниже лежащие слоистые лессовидные породы, образующие с приповерхностным неслоистым пластом неразрывное целое.
Катенарная дифференциация озерно-ледниковых отложений и почв Клинско-Дмитровской гряды и Верхне-Волжской низины и палеогеографические предпосылки осадконакопления в позднеледниковье
Закономерности пространственной организации почвенного покрова, а также свойства и геоморфологическая дифференциация почвообразующих пород в пределах Клинско-Дмитровской гряды к настоящему времени считаются в целом установленными (География почв..., 1972; Добровольский, Урусевская, 2004; Почвенно-географическое..., 1962; Почвенный покров..., 2001; Почвы Московской..., 1974; 2002; Южная тайга..., 1974 и др.). Вместе с тем, изучению геоморфолого-литологического строения террасированной поверхности макросклона северной экспозиции в центральной части гряды, отличающейся контрастностью, разновозрастностью отложений проблематичного генезиса (в том числе и двучленов), а также профильной организации сформированных на них почв, не уделялось достаточного внимания.
Мы полагаем, что морфолого-генетический анализ и свойства голоце-новых почв, развитых на этих породах, занимающих сопряженные высотные уровни рельефа, может пролить свет на историю формирования ландшафтов территории в позднем неоплейстоцене (период существования 11110, в котором Клинско-Дмитровская гряда являлась их южным порогом стока). Наряду с этим, в задачи исследования входит также выявление тренда антропогенного изменения почвенно-ландшафтных условий территории.
Общие сведения о характере рельефа и литологическом строении района исследования. Клинско-Дмитровская гряда, входящая в состав Смоленско-Московской возвышенности и орографически представляющая с ней единое целое, образует водораздел между бассейнами верхней Волги и Оки. В целом гряда характеризуется сочетанием конечно-моренного холмисто-грядового и плоско-волнистого рельефа, в котором расплывчатые повышения чередуются с плоскими заболоченными понижениями. Наряду с этими формами рельефа, как отмечал Н.Е. Дик и др. (1949), местами гряда настолько глубоко расчленена долинной и балочной сетью, что аккумулятивные ледниковые формы совершенно исчезают, и образуется резко выраженный эрозионный рельеф.
Общей характерной особенностью гряды является ее ясно выраженная в рельефе асимметрия: если на юге гряда постепенно переходит в левобережную равнину р. Москвы, то ее северный склон террасированным крутым уступом падает к Верхне-Волжской низине. В свое время еще С.Н. Никитин (1899) отметил, что «большего контраста в рельефе едва ли приходится наблюдать где-либо в средней России, нежели между бровкой Клинско-Дмитровской возвышенности и Волго-Шошинской низиной». Средняя высота уступа, судя по анализу современных топографических карт, составляет 50-70 м. О существовании очень резкой границы, образованной Клинско-Дмитровским уступом между Верхне-Волжской низиной и грядой, указывал Н.Н. Соколов (1954). По его мнению, эта граница была намечена еще в доледниковом рельефе; во время максимального оледенения они были подчеркнуты водно-ледниковыми процессами.
Уступ в целом сильно расчленен долинно-балочной сетью, рельеф его сложный, решетчатый. Н.Н. Соколов (1954) указывал на то, что поверхностные отложения и стратиграфия четвертичных отложений, слагающие уступ, заметно меняются в значительной мере в связи с сильным расчленением его поверхности. Сильное расчленение Клинско-Дмитровского уступа при значительном падении поверхности обусловили в целом хороший естественный дренаж поверхностей ступеней.
В основании Клинско-Дмитровской гряды залегают породы среднего и верхнего карбона, сверху она перекрыта рельефообразующей мореной сред-ненеоплейстоценового возраста (московской), и в пределах водоразделов (а.о. 200-250 м), а также склоновых позиций перекрыта плащом бескарбонатных лессовидных (покровных) суглинков. Необходимо отметить, что большинство почвоведов уделяло внимание изучению генезиса и географии дерново-подзолистых почв, развитых именно на этих пылеватых почвообразующих породах, слагающих водораздельные поверхности гряды (География почв..., 1972; Таргульян и др., 1974; Таргульян, Кулик, 2000; и др.).
В пределах поверхностей более низких (а.о. 200 м) уровней по периферии конечной морены встречаются надморенные флювиогляциальные отложения, зандровые отложения, представленные разнозернистыми песками с редкой галькой, а местами с прослойками и линзами гравийно-галечного материала. У подножия Кпинско-Дмитровского уступа преобладают сортированные тонкие озерно-аллювиальные отложения (Соколов, 1954).
Верхне-Волжская низина, примыкающая с юга к Клинско-Дмитровской гряде, отличается плоско-западинным, местами мелкохолмистым и мелкогрядовым рельефом; варьирование а.о. поверхности составляет -120-150 м. Рельеф низины представляет собой слабо повышенные и пониженные, зачастую заболоченные участки, плоские долины, мелкие впадины. Долина р. Волги в пределах низины слабо врезана, лишена коренных берегов. Плоский характер низины обеспечивает малое падение водотоков местной гидрографической сети и отсутствие плоскостной эрозии. На поверхности низины доминируют двучленные почвообразующие породы - маломощные супесчано-песчаные сортированные древнеозерные супеси, подстилаемые моренными суглинками и глинами.
Река Яхрома (приток р. Сестры), берет свое начало на водоразделе Клинско-Дмитровской гряды и протекает в северной части Московской области в направлении с юго-востока на северо-запад. В верховьях река имеет узкую долину, к северо-западу от г. Дмитрова, где расположена территория ОПХ Центральной торфо-болотной опытной станции (сейчас ДФ ВНИИМЗ) - район нашего исследования - долина реки заметно расширяется, достигая 7-8 км. Современная пойма-долина реки здесь вложена в обширную древнюю котловину, которая по долине р. Сестры постепенно переходит в Верх-не-Волжскую низину. Важно отметить, что пойма р. Яхромы, как и других рек в пределах низины (Дубна, верховья Клязьмы), характеризуются широким распространением торфяно-болотных почв даже в случае формирования их на минеральных отложениях. В результате поймы этих рек представляют собой обширные заболоченные пространства, на которых сформировались мощные торфяные отложения различного ботанического состава. При блуждании русла реки по таким заболоченным территориям в комплексе пойм формируются торфяные почвы, переслоенные аллювиальными отложениями различного гранулометрического состава. Отметим, что такие широкие древние часто заторфованные долины с направлением, близким к широтному, получили название "прадолин", характерных для центральных районов Европейской части России (Добрынин, 1948). В центральной части долины р. Яхромы торфообразование началось раньше, чем сформировалось современное русло реки.
Район исследования находится в 8 км на запад от г. Дмитрова Московской области в пределах пахотных массивов макросклона северной экспозиции Клинско-Дмитровскй гряды и сопряженных частей древнеозерного расширения долины р. Яхрома «Яхромской поймы», входящей в Верхне-Волжскую низину (рис. 24). Изученная территория, охватывающая дренированные позиции рельефа в пределах гряды, издавна подвержена интенсивному антропогенному воздействию: история пашенного земледелия насчитывает здесь многие сотни лет.
В соответствии с районированием Смоленско-Московской возвышенности, район исследования приурочен к западной части подрайона Истрин-ско-Дубнинской (Клинско-Дмитровской) возвышенности (Дик, 19496). Согласно почвенному районированию центрального экономического района СССР (География почв..., 1972), большая часть изученной агрокатены (в более широком смысле - агротрансекты), охватывающей северный скат Клинско-Дмитровской гряды, входит в состав Можайско-Загорского района Смо-ленско-Московского округа с абсолютным доминированием чехла покровных суглинков в строении верхней толщи четвертичных осадков. В соответствии с районированием Московской области, район исследования входит в состав Солнечногорского ландшафтно-селъскохозяйственного района (Почвы Московской области..., 2002).
Опорные разрезы позднего неоплейстоцена Косково 1-06 и Пужбол. Результаты
Рельеф района исследования, в пределах которого изучен данный опорный разрез, характеризуется четкой ярусностью строения (рис. 47), где выделяются поверхности пяти сопряженных геоморфологических уровней (ярусов). Подробная характеристика выделенных уровней рельефа, литологическое строение поверхности приведены нами ранее (глава 3), в которой мы рассматривали пространственную дифференциацию супесчано-суглинистых безвалунных пылеватых отложений и свойства сформированных на них дневных почв.
Разрез расположен в пределах выположенной дренированной террасо-видной поверхности IV яруса рельефа (а.о. 160-175 м) макросклона северной экспозиции Овинищенской возвышенности, обращенной к Молого Шекснинской низине (рис. 47). А.о. поверхности, к которой приурочен разрез, составляет 171 м. В целом поверхность, к которой приурочен опорный разрез, характеризуется хорошей степенью естественного дренажа: глубина вреза речных долин (притоков р. Мологи) достигает 35 м.
Полевые исследования проводились в действующем карьере по добыче песчано-гравийного материала (рис. 48).
Ниже приводится стратиграфия опорного разреза Косково 1-06, включающего палеопочвенные горизонты, перекрывающие и подстилающие слои и голоценовую почву (рис. 49).
Опорный разрез Пужбол. Разрез находится в 160 км на юго-восток от рассмотренного выше разреза Косково 1-06 (рис. 46), приурочен к среднеплеистоценовои террасовиднои поверхности в западной краевой части Борисоглебской возвышенности, ограниченной от котловины оз. Неро (Ростовской низины) четким региональным уступом 25-30 м (рис. 50).
Борисоглебская возвышенность представляет собой сложное геоморфологическое образование ледниково-аккумулятивного происхождения, сформированное на стыке двух ледниковых областей: верхневолжской и костромской московского возраста (Асеев, 1970). Возвышенность протягивается широкой (до 25 км) полосой от Верхне-Волжской низины до озера Неро, огибает его с востока и простирается к юго-востоку, переходя в отроги Га-личско-Чухломской гряды за пределами Ярославской области. Поверхности центральных водораздельных пространств Борисоглебской возвышенности имеют преобладающие а.о. 180-200 м, а их краевые части, к которым и приурочен опорный разрез Пужбол, опускаются до а.о. 130-140 м. Общее про-странство, занятое возвышенностью, составляет около 500 км (Новский, 1975).
В пределах Борисоглебской возвышенности выделяется четыре типа рельефа (Разрезы отложений..., 1977): а) крупнохолмистый моренный рельеф центрального массива, приподнятый выше а.о. 200 м; б) слабопересеченная полого-холмистая моренная равнина с а.о. 180-200 м; в) волнисто-западинная моренная равнина с а.о. 150-160 м по западной периферии котловины озера Неро; г) грядово-холмистый конечно-моренный рельеф с а.о. 150-180 м.
Вышеперечисленные типы рельефа представлены в восточной окраине Борисоглебской возвышенности, окаймляющей Ростовскую низину. Эта часть возвышенности подразделяется нами на три геоморфологических района (Русаков, 1993): восточная часть центрального района, южная и юго-восточная части, различающиеся характером рельефа, преобладающими гипсометрическими отметками и литологическим строением территории.
Восточная часть центрального района Борисоглебской возвышенности ограничивает с запада Ростовскую низину (рис. 50). Здесь преобладает крупнохолмистый рельеф с а.о. 180-200 м (IV и V ярусы рельефа). Ниже расположена поверхность III яруса рельефа (а.о. 146-160 м), сменяющаяся хорошо выраженным уступом ко II ярусу рельефа (а.о. 126-146 м), к краевой части которого приурочен страторазрез Пужбол. Моренные холмы повсеместно перекрыты мощным (до 3-4 м) чехлом бескарбонатных пылеватых (лессовидных) суглинков.
Поверхность II яруса рельефа в значительной степени переработана эрозионными процессами, среди которых доминирует линейная эрозия. Широко представлены глубоко (до 20 м) врезанные долины рек и ручьев Кость, Мазиха, Черемошник, Пужбольский. Формы рельефа краевой части Борисоглебской возвышенности сглажены, отдельные плоские широкие межхолмные понижения дренированы разветвленной сетью оврагов и балок. Поверхность здесь представлена в основном чередованием мелких и средних холмов округлой формы с относительными высотами до 10-15 м. Вершины холмов, как правило, плоско-выпуклые, склоны зачастую прямые или выпуклые. Понижения между холмами представлены плоскими ложбинами, приуроченными либо к уступу озерной котловины, либо к бровкам узких долин речек и ручьев. Поверность II яруса рельефа в целом отличается очень высокой степенью естественного дренажа, густота овражно-балочной сети составляет здесь 1,73 км/км , что является наибольшей величиной среди сопряженных геоморфологических уровней в пределах восточной окраины Борисоглебской возвышенности (Русаков, 1993).
Исследованный разрез включает три расчистки Пужбол 1-06 (рис. 51), 2-06 (рис. 52) и 3-08), расположенные на террасовидной поверхности с а.о 130-140 м катенарно: разрез Пужбол 1-06 находится в 130 м от разреза Пужбол 3-08 и занимает более низкий гипсометрический уровень (а.о. 130 м против а.о. 141 м соответственно). Разрез Пужбол 2-06 находился в непосредственной близости от разреза Пужбол 1-06 ( 20 м), что позволяет рассматривать эти два разреза как часть единого страторазреза (рис. 53). Работы проводились в действующем карьере по добыче бескарбонатных и карбонатных пылеватых суглинков для производства кирпичей.
Изученная полигенетическая толща разреза состоит из восьми литологических слоев (рис. 49).
Слой I (0-1,3 м) состоит из поздневалдайских крупнопылеватых безвалунных суглинков, включающих на глубине 0,8-0,9 м отчетливо выделяющийся прослой, обогащенный песчаным материалом.
Слой II (1,3-2,6 м) представлен крупнопесчано-иловатыми суглинками, с редкими включениями галечниковатого материала. Слой характеризуется отчетливо выраженной слоистостью (полосчатостью); мощность слоев составляет 3,0-4,0 см.
Слой III (2,6-3,5 м) представлен песчано-иловатыми суглинками, заметно обогащенными включениями гальки. В нижней части этого слоя на глубине 3,0-3,5 м (рис. 49) была обнаружена крупная (50 х 20 см) линза почти черного (темно-серого) эутрофного торфа, обогащенного мелкоземом и растительными остатками. Практически на этой же глубине, по правой стороне расчистки было описано включение (в виде линзы) темно-серого, почти черного с сизым оттенком суглинистого прогумусированного материала.
Слой IV (3,5-3,9 м) представлен иловато-песчаными отложениями с гораздо большим процентным содержанием галечниковатого материала.
Слой V, или первый древнеозерный слой (3,9-4,7 м) представлен пыле-вато-песчаными отложениями, обогащенными дресвой, валунчиками (диаметром до 3 см) и галькой. Слой выклинивается к правой стенке расчистки и отличается заметной смятостью (имеет «волнистое» сложение) (рис. 49).
Слой VI (3,8-5,0 м) (второй древнеозерный слой) представлен песчано-иловатыми суглинками с включением гальки и валунчиков (диаметром 3-4 м). Этот слой в расчистке выглядит в виде куполообразного повышения, проникая вверх до глубины 3,8 м (рис. 49).
Слой VII (5,0-6,1 м) состоит из иловато-песчаных валунных суглинков, представленных московской мореной.
В основании разреза лежит слой VII (с глубины 6,1 м до глубины -25 м), представляющий собой флювиогляциальные гравелистые пески, обогащенные валунным материалом.
Все охарактеризованные выше гетерогенные слои, составляющие стра-торазрез Косково 1-06 (за исключением самой верхней части слоя І, в котором сформирован пахотный горизонт), принизаны сетью субвертикальных морозобойных трещин (рис. 49). Наиболее крупные из них достигают глубины 4,8 м; стенки трещин выполнены глинистыми кутанами. Необходимо отметить, что криогенные деформации не затрагивают моренные и флювиогля-циальные слои.
На основании проведенного морфолого-генетического анализа было показано, что страторазрез Косково 1-06 содержит два педострати-графических отдела, которые сформированы на протяжении последних 45000 лет.
Первый (верхний) комплекс (0-2,6 м) состоит из профиля Ap-EB-Btl-Btg2-BCtg-Cgl-Cg2, представленного голоценовой агродерново-подзо-листой глубоко оглеенной почвой, сформированной на пылеватых безвалунных суглинках, сменяющихся в нижней части профиля слоистыми суглинистыми отложениями (слои 1-Й).
Второй педостратиграфический отдел (2,6-3,9 м) представлен позднеп-лейстоценовым (МИСЗ) педокомплексом, сформированным на слаборасчле-ненной тяжелосуглинистой толще бассейновых отложений (слои III—IV) (рис. 49). Этот отдел состоит из серий сопряженных погребенных горизонтов па-леопочв, представленных глеевыми Glb-G2b-G3b горизонтами, эутрофно-торфяной (Hb-G3b) и темногумусово-глеевой (Agb-G3b) почвами. В едином профиле страторазреза выявлен довольно резкий переход от голоценовой почвы к позднеплейстоценовой.
Как видно из табл. 34, основные морфологические признаки, выявленные для дерново-подзолистой почвы, сформированной в верхней части отложений (0-2,6 м), являются характерными для текстурно-дифференцированных почв. Это касается в первую очередь организации сложного кутанного комплекса по граням педов и стенкам трещин. Другой важной чертой морфологического строения дневной почвы в ее средней и нижней части (горизонты BCtg-Cgl-Cg2 на глубине 1,3-2,6 м) является наличие отчетливой слоистости, полосчатости (псевдослоистости) (табл. 34).
Наблюдается очень резкий контакт между неоглеенными глинистыми кутанами, выстилающими стенки трещин, и полосчатостью внутрипедного пространства, где диагностируются отчетливые признаки оглеения (рис. 54а).
Общая палеогеографическая обстановка приледниковой зоны зоны центра Русской равнины в позднеледниковье
Изложенный в предыдущих главах фактический материал показывает, что донные поверхности приледниковых подпрудных озер надежно фиксируются радиоуглеродными датировками средневалдайских палеопочв и пе-доседиментов в пределах террасовидных поверхностей (а.о. 130-171 м) Ови-нищенской, Борисоглебской и Вологодской возвышенностей с которые перекрыты озерными осадками (суглинками и глинами стадии МИС2) (табл. 41). В то же время, установлен поздневалдайский возраст ( 15 тыс. л.н.) озерно-ледниковых глин в пределах столообразных поверхностей центра Ярославского Поволжья на а.о. 150 м и карбонатных суглинков ( 14,3 тыс.л.н.) (по радиоуглеродному датированию заключенных в них раковин моллюсков) в пределах Западно-Заволжской озерно-ледниковой равнины с а.о. 140 м. Результаты датировки осадочных толщ и особенности пространственной дифференциации аквальных пород доказывают существование обширного при-ледникового бассейна Верхневолжской системы НПО на отметке 180 м (рис. 66).
Существование обширной системы приледниковых подпрудных озер в холодных и засушливых условиях позднего Валдая хронологически соотносится с раннехвалынской трансгрессией Каспия (Свиточ, Янина, 1997; Свиточ и др..., 1998). Радиоуглеродные датировки осадков древнекаспийских бассейнов, полученные по 14С анализам, указывают на весьма молодой возраст осадков - в пределах 20 тыс. лет (Свиточ и др., 1998). По некоторым данным (Че-палыга, 2005; Лаврентьев, Чепалыга, 2010), самое крупное поднятие уровня воды Каспийского бассейна в истории плейстоцена, соотносимое с раннехвалынской трансгрессией, было 16-14 тыс. л.н. Это дает возможность предположить, что по достижении подпрудными озерами а.о. 180 м эта гряда, по всей вероятности, подверглась размыву в результате катастрофического сброса воды в Каспий еще до завершения максимальной стадии оледенения, и уровень озёр упал до 160 м, что и фиксируется нами на основании ОСЛ-датирования озерно-ледниковых глин в пределах столообразной останцовой поверхности Борисоглебской возвышенности (табл. 41). Юго-восточная граница подпруд-ных озер (она же являлась и порогом стока) проходила по центральным и южным отрогам Галичско-Чухломской гряды (рис. 66).
Отметим, что установленный нами высокий уровень стояния подпруд-ных озер и существование крупных приледниковых бассейнов совпадает с большой обводненностью (высоким речным стоком) рек в позднеледниковье. Это обстоятельство является частью глобальной проблемы реконструкции водного баланса Русской равнины в позднем Валдае (Сидорчук и др., 1999; 2000; Панин, Сидорчук, 2005; Панин и др., 1992; Панин и др., 2005; Янина, 2010; Sidorchuk et al., 2001).
На основе анализа крупномасштабных почвенных карт, составленных на всю территорию Ярославского Поволжья, полагаем, что геологическим следом столь мощного стока в позднеледниковье в пределах изученной территории, могут быть контрастные двучленные наносы - водно-ледниковые супесчано-песчаные отложения, подстилаемые моренными суглинками, на которых сформированы голоценовые почвы. При этом облегченная верхняя часть двучлена является продуктом перемыва московской морены в поздне-валдайское время.
Проведённый анализ пространственного распространения этих пород по территории Ярославского Поволжья показал, что эти отложения в целом занимают более 1 тыс. км2, имеют прерывистое распространение и занимают высотные уровни с а.о. 110-180 м (рис. 67). Преобладающими высотными отметками, где встречаются двучлены, являются уровни с а.о. 140-170 м. Обычно, а на высоких уровнях почти всегда, супеси контактируют с выходами абрадированных морен.
Л.А. Гугалинской и В.М. Алифановым (1995) описаны двучленные отложения - супеси (продукт перемыва московской морены), подстилаемые моренными отложениями, на плосковершинной поверхности возвышенности Авнига с а.о. 177 м. Это подтверждает, что уровень вод Сухонского ППО, как часть региональной системы озер, мог подниматься до столь высокой абсолютной отметки. Прерывистый характер плаща супесчаных отложений указывает на сложный и динамичный процесс потоковой седиментации материала.
Двучленные отложения данного типа весьма характерны для Верхневолжской, Молого-Шекснинской, Костромской и Ростовской низин, где выстилают уровни ПО и 120 м. В центральной части равнины основной морены на а.о. 120-160 м данные отложения прослеживаются параллельно долинам рек Юхости, Могзы и др. На этих же высотах они распространены по размытым бортам низин, а по террасированным уступам Клинско-Дмитровской гряды, Борисоглебской и Даниловской возвышенностей поднимаются до а.о. 180 м. Часто данный вариант двучленов контактирует с двучленными породами иного типа, у которых нижняя часть толщи представлена пылеватыми (лессовидными) суглинками (реже - глинами), что свидетельствует о валдайском (Палеогеографическая..., 1994) возрасте супесчаной составляющей ДПП, и встречается на высотах, превышающих а.о. 160 м.
Двучленные почвообразующие породы различного состава были выявлены по бортам долин Нерлей, Клязьминской и Волжской и на их водоразделе, минимальные высотные отметки которого - 167 м. Это подтверждает наличие стока по сквозной долине названных рек (Квасов, 1975) и заставляет предположить более высокий ( 170 м) максимальный уровень подпрудных озер Верхневолжской системы.
Высота бровки древнеозёрной террасы Плещеева озера, являвшегося заливом Тверского подпрудного озера (Квасов, 1975), составляет 162 м. Террасовый уступ прекрасно выражен по северо-восточному и юго-западному берегам озера. Площадки этой террасы перекрыты двучленами, представленными водно-ледниковыми супесями и песками на (1) моренных суглинках и (2) пылеватых (лессовидных) суглинках. Полевые наблюдения и анализ топографических карт показали, что точно такие же террасовые уступы и соответствующие им фрагменты площадок распространены по западным склонам Борисоглебской возвышенности, омывавшихся Тверским озером и по склонам, окаймляющим Ростовскую низину, по северо-восточной окраине Моло-го-Шекснинской низины и по окраине Овинищенской возвышенности (рис. 66).
Таким образом, приведенный фактический материал свидетельствуют, что уровень подпрудных озер в максимальную стадию валдайского оледенения мог достигать а.о. 180 м, при этом Верхневолжские и Сухонское озера составляли единый водный бассейн. Его возникновение могло произойти лишь в том случае, если Клинско-Дмитровская и Галичско-Чухломская гряды представляли собой единую возвышенность с а.о. не ниже 180 м.
Анализ топографических карт выявляет серию возвышений высотой более 180 м, протянувшихся между названными грядами и имеющих облик останцов. Там же широко распространены останцовые столообразные равнины высотой 160-170 м и 140-150 м, соответствующие этапам снижения уровня подпрудных озер. Эти равнины чередуются с долино образными понижениями с а.о. менее 135 м, протянувшихся между Ярославско 277
Костромской, Ростовской и Нерльско-Клязьминской низинами. При высотных отметках, соответствующих современным на пространстве между восточной оконечностью Клинско-Дмитровской гряды и долиной Волги (до прорыва у Плеса ее не существовало) уровень приледниковых подпрудных озер не мог бы подняться выше а.о. 135 м. Это свидетельствует об интенсивности процессов размыва в зоне стока поздневалдайских подпрудных озер.
Сказанное дает возможность предположить, что по достижении под-прудными озерами а.о. 180 м эта гряда, по всей вероятности подверглась размыву еще до завершения максимальной стадии оледенения, и уровень озёр упал до 160 м. Поверхности и уступы этой высоты прослеживаются повсеместно (рис. 66). Водные потоки устремились в Каспий. Уровень последнего поднялся на 78 м и достиг а.о. 48 м. Возраст раннехвалынской трансгрессии соответствует максимуму валдая (Квасов, 1975; Свиточ, Янина, 1997; Свиточ и др..., 1998).
Незатопленными пространствами в период максимальной стадии оледенения остались участки возвышенностей выше а.о. 175-180 м, превратившиеся в острова, а восточные склоны Валдайской возвышенности, северные и северо-западные склоны Клинско-Дмитровской и Галичско-Чухломской гряд выше названных отметок, стали берегом холодных подпрудных озёр. Над водной поверхностью лишь на 2-3 десятка метров возвышалась суша, на которой практически прекратились процессы линейной эрозии. Грунты окар-боначивались и сковывались мерзлотой, прибрежные зоны испытывали засоление легко растворимыми солями (Бартош, 1966; Палеогеография..., 1982; Проблемы стратиграфии..., 2000). В условиях криоаридного выветривания происходило накопление крупнопылеватой фракции в поверхностных частях моренных толщ, особенно интенсивно на склонах южной экспозиции, подверженных сезонному промерзанию и оттаиванию (Лессовые породы..., 1986а). На поверхностях, не затопленных озёрными водами, пылеватый карбонатный материал перераспределялся эоловым и солифлюкционным путем, участвуя также и в составе озёрных осадков (минералогический состав пылеватых отложений идентичен составу местных моренных суглинков (Вадков-ская, 1962).
Эрозионная сеть прошлых эпох, прежде всего микулинского межледни-ковья, оказалась полностью погребенной (Спиридонов, 1949; Путеводитель..., 1969; Четвертичные отложения..., 1984; Еременко, 2009; Каревская, Еременко, 2009). Необходимо отметить, что в довалдайское время в центре Русской равнины глубина первичного эрозионного расчленения существенно превышала современную (Бутаков и др., 1991; Сычева, 2003; Беляев и др., 2008).
В условиях тундростепи или даже арктической пустыни при подавленных биологических процессах и разреженной растительности могли формироваться лишь маломощные малогумусные поверхностно-карбонатные мерзлотные почвы с недифференцированным профилем (Глазовская, 1972).
По мере размыва порогов стока снижался уровень ППО и расширялись площади суши, охваченные процессами криоаридного гипергенеза и почвообразования. На освобождавшихся от воды плоских поверхностях возникали полигональные тундры с крупноблочным микрорельефом, склоны подвергались интенсивной солифлюкции.
