Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Флювиальная история Северной Евразии в позднем плейстоцене и голоцене: состояние изученности 18
1.1. Развитие балочно-долинной сети Европы 18
1.1.1. Западная Европа 20
1.1.2. Центральная Европа 23
1.1.3. Восточная Европа 27
1.2. Развитие речных долин Северной Азии 31
1.2.1. Западная Сибирь 32
1.2.2. Восточная Сибирь 37
1.2.3. Дальний Восток
1.3. История овражной и склоновой эрозии 49
1.4. Палеогидрологические катастрофы 54
1.5. Обобщающие концепции 56
Глава 2. Подходы и методы 62
2.1. Основные концепции и понятия 62
2.2. Сквозные методы
2.2.1. Анализ геоизображений 64
2.2.2. Полевые методы 67
2.2.3. Лабораторные методы анализа вещества 71
2.2.4. Методы абсолютной геохронологии и временные шкалы 72
2.3. Палеорусловой анализ 77
2.3.1. Запись истории русловых деформаций в рельефе речных пойм 78
2.3.2. Определение возраста поймы и ее элементов 80
2.3.3. Определение величины врезания и аккумуляции рек 83
2.3.4. Выделение этапов развития русла, палеору еловые карты 86
2.3.5. Запись истории затопления пойм в разрезах аллювия 86
2.3.6. Оценка величины речного стока в геологическом прошлом 88
2.3.7. Палеорусловой анализ при отсутствии геоморфологической информации 2.4. Палеоэрозионный анализ 90
2.5. Организация исследования и фактический материал
2.5.1. Общий проект исследования 93
2.5.2. Полученный фактический материал 95
Глава 3. Восточно-Европейская равнина: развитие верхних звеньев эрозионной сети 99
3.1. Реликтовая эрозионная сеть в центре и на юге ВЕР 99
3.1.1. Краевая зона московского оледенения 99
3.1.2. Среднерусская возвышенность 105
3.1.3. Ставропольская возвышенность 112
3.1.4. Пространственные закономерности древнего эрозионного расчленения... 114
3.2. Балки и овраги краевой области московского оледенения 118
3.2.1. Балки бассейна средней Протвы 118
3.2.2. Овраги бассейна средней Протвы 128
3.3. Балки древнеледниковых и внеледниковых районов ВЕР 148
3.3.1. Среднерусская возвышенность 148 3.3.2. Бассейн Дона 160
3.3.3. Ставропольская возвышенность 169
Глава 4. Восточно-Европейская равнина: развитие речных долин 179
4.1. Долины зоны влияния поздневалдайского ледникового щита 179
4.1.1. Ижма 179
4.1.2. Вычегда 182
4.1.3. Верхний Днепр 192
4.2. Долины краевой области московского оледенения 209
4.2.1. Москва 209
4.2.2. Протва 225
4.3. Долины древнеледниковых и внеледниковых областей 241
4.3.1. Средняя Ока 243
4.3.2. Сейм и Свапа 241
4.3.3. Хопер 261
Глава 5. Пространственно-временные закономерности флювиального рельефообразования в Северной Евразии 291
5.1. Периодизация флювиальной активности на основе статистической обработки датировок аллювия 291
5.2. Этапы флювиального рельефообразования на ВЕР 308
5.3. Пространственная дифференциация флювиального морфогенеза на ВЕР 315
5.4. Сток воды как фактор флювиальной морфодинамики 324
5.5. Роль тектонических движений и изменений базиса эрозии 334
5.6. Корреляция этапов флювиального рельефообразования в Северной Евразии
5.6.1. Развитие речных долин Европы 338
5.6.2. Голоценовая динамика эрозионных процессов в Европе 343
5.6.3. Трансконтинентальные события флювиальной истории Северной Евразии... 346
5.6.4. Корреляция событий в гумидном поясе с его южным обрамлением 350
5.6.5. Общие выводы 353
5.7. Историко-генетическая интерпретация флювиальных ландшафтов 354
5.7. 1 .Флювиальные ландшафты как комбинация разновозрастных элементов... 354
5.7.2. Механизм формирования дна малых и крупных долин 369
5.7.3. Строение долин и стратиграфия аллювия 377
5.7.4. Флювиальный рельеф как индикатор гидроклимата 385
Заключение 404
Список литературы 410
- Восточная Европа
- Методы абсолютной геохронологии и временные шкалы
- Пространственные закономерности древнего эрозионного расчленения...
- Долины древнеледниковых и внеледниковых областей
Восточная Европа
Территория Европа в данном обзоре подразделяется на западный, центральный и восточный секторы. К Западной Европе отнесены Британские острова и континентальные территории от атлантического побережья до бассейнов Рейна и Роны включительно, к Центральной Европе - сектор от бассейнов Эльбы и Везера на западе до бассейна Вислы на востоке, а также весь бассейн Дуная. Восточная Европа рассматривается в рамках Восточно-Европейской (Русской) равнины (ВЕР), в состав которой, вслед за А.И.Спиридоновым (1978), включена равнинная часть Северного Кавказа. Южная Европа, относящаяся к средиземноморским субтропикам, в данном обзоре не рассматривается, но некоторые данные по этому региону приводятся в разделе 5.2.2. в контексте межрегиональных сопоставлений. Северная Европа (Скандинавия) в отношении истории флювиального рельефообразования изучена слабо, что может быть связано с молодостью гидросети и ее подчиненностью структурно-геологическим и условиям. Ввиду особых условий флювиального рельефообразования этот регион выбивается из общеевропейского и даже евразийского контекста и поэтому в нашем исследовании не участвует.
Исследования европейских ученых с конца 1970-х гг значительно детализировали представления об истории долин в период последней дегляциации и в голоцене. Наибольший объем исследований проведен в Великобритании, Нидерландах, Франции, Польше. Выполнен ряд международных проектов по изучению истории речных долин, в ряду которых по объему полученных результатов выделяется проект №158 Международной программы геологической корреляции "Палеогидрологические изменения в умеренной зоне за последние 15000 лет" (руководители Л.Старкель, К.Грегори). При этом следует отметить, что подавляющая часть полученных данных относится к периоду времени от позднего голоцена до последнего ледникового максимума (LGM) включительно; более древняя история речных долин изучена слабее.
Практически всеми европейскими исследователями история речных долин рассматривается на фоне климатических изменений. В климатической истории Европы последних 20 тысяч лет выделяется три периода (рис. 1.1):
1) Пленигляциал (Р1) - пик ледниковой эпохи со стабильно холодным климатом, который ближе к окончанию начинает прерываться относительными потеплениями. Пленигляциал подразделяется на ранний, средний и поздний, сопоставляемые с морскими изотопно-кислородными стадиями (МИС) 4, 3 и 2 соответственно (Huijzer, Vandenberghe, 1998). В период тыс. С лет назад
Обобщенная температурная кривая для Северо-Западной Европы и севера ЕТР (по И.И.Борзенковой, 1990, с дополнениями). Климатические эпохи: LA -ласко, RA -раунис, DR1 -ранний дриас, ВО - бёллинг, DR2 - средний дриас, AL - аллерёд, DR3 - поздний дриас; периоды голоцена (согласно шкале Блитта-Сернандера): РВ -пребореал, ВО - боре ал, AT - атлантик, SB - субборе ал, SA - субатлантик. максимального похолодания около 20 тыс. л.н. (в дальнейшем - LGM, Last Glacial Maximum) северо-запад континентальной Европы (Скандинавия, Прибалтика до 52 широты, северо-запад Восточно-Европейской равнины) и Британские острова (кроме южных равнин) были покрыты ледниковыми щитами. По палеоботаническим данным, во внеледниковой зоне в условиях холодного зимой, достаточно теплого летом и засушливого климата (годовые суммы осадков на 250-500 мм, т.е. в два и более раза меньше современных) были распространены своеобразные перигляциальные степи ("тундро-степи"), шло накопление лёссов (Frenzel et al., 1992). Это время характеризовалось низкими величинами речного стока (Кислов, Торопов, 2006). С другой стороны, в условиях разреженного растительного покрова на междуречьях шел активный снос обломочного материала.
2) Позднеледниковье (14,6-11,7 тыс. кал.л.н., или 12,5-10,2 тыс. радиоуглеродных л.н.), включающее высокоамплитудные температурные колебания тысячелетнего ранга - потепления (интерстадиалы беллинг В0, аллеред А1) и похолодания (стадиалы средний MD и поздний дриас YD). Резкие колебания климата в конце пленигляциал а и позднеледниковье прослежены на всей территории Европы, что дает основания для проведения межрегиональных корреляций истории развития разных компонентов природной среды.
3) Голоцен - современная теплая эпоха межледникового ранга, для которой характерна общая тенденция нарастания температур к середине периода (6 тыс.кал.л.н.) и последующее их снижение; на фоне этой тенденции происходили температурные колебания относительно небольшой амплитуды. Большинство европейских исследователей использует схему Блитта-Сернандера, согласно которой голоцен подразделяется на следующие периоды: пребореальный РВ, бореальный ВО, атлантический AT, суббореальный SB и субатлантический SA. Тем не менее следует отметить, что в последние два десятилетия в связи с широким внедрением в практику исследований методов количественного датирования наметилась тенденция отказа от этой и других качественных схем в пользу шкалы абсолютного (астрономического, календарного) времени.
В последнее тысячелетие климат Европы испытал значительные изменения циклического характера. Потепление, называемое средневековым климатическим оптимумом (СКО), или средневековым потеплением, имевшее место в период 900-1200 гг н.э., сменилось сначала средневековым ухудшением климата 1300-1600 гг, а затем - так называемым малым ледниковым периодом (МЛП) 1600-1900 гг. Часто под МЛП, который подразделялся на две основные фазы, подразумевают весь период с XIV по XIX вв.
Синтез геолого-геоморфологических данных по истории флювиальной морфодинамики в бассейне верхней Шельды (в пределах Франции), охватывающий две последние изотопные стадии (МИС 2 - МИС 1), выполнен L. Deschodt (2014). По этим данным, подошва аллювия верхнего пленигляиала Р13 всюду в бассейне имеет четко выраженный эрозионный характер, а сам Р13 подразделяется на две фазы - раннюю и позднюю. Для ранней фазы, длившейся до 22 т.л.н.14С (26 тыс.л.н.кал.), была характерна высокая флювиальная активность, глубинная эрозия, продвигавшаяся вплоть до самых верхних элементов эрозионной сети (густое эрозионное расчленение). Начиная с 26 т.л.н.кал. (поздняя фаза) имело место значительное сокращение флювиальной и возрастание эоловой активности, отмирание низкопорядковых эрозионных форм, заполнение долин флювиально-эоловыми осадками. Для потепления В0-А1 была характерна высокая изменчивость уровней рек и озер, что связывается с сезонной изменчивостью выпадения атмосферных осадков. Холодной осцилляции в конце А1 (около 11.0 т.л.н.14С = 12,8 т.л.н.кал.) соответствовали сухие условия. Затем последовал "эрозионный кризис" - быстрое развитие склоновых оврагов (до 10,7 т.л.н.14С = 12,7 т.л.н.кал.). Для периода между 10,7-10,4 т.л.н.14С (12,7-12,4 т.л.н.кал.) была характерна нормальная флювиальная активность, а вслед за этим и до начала голоцена (11,7 т.л.н.кал.) наступила фаза сильной засушливости. Данные по голоцену отрывочны, но все же позволяют разделить его на два части. В первую половину голоцена главным процессом было накопление торфов и травертинов, что может указывать на низкую флювиальную активность. Для второй половины голоцена характерно чередование периодов усиления и ослабления флювиальной активности, объясняющееся климатическими причинами. Фаза повсеместного, но не синхронного врезания имела место в позднем AT - раннем SB. Другие периоды флювиальной активизации - около 3,0 т.л.н. кал., II в. н.э. Заметное влияние антропогенной активности, выразившееся в ускоренном накоплении илисто-глинистых отложений в днищах долин, отмечается в средневековье.
В конце ледниковой эпохи (конец Р13) реки на всей территории Западной Европы имели разветвленные русла. Потепление позднеледниковья вызвало сходный отклик на всей территории региона - врезание и переход от разветвления к меандрированию. Такой ход развития демонстрируют реки Англии (Collins, 1996), Вехт (Huisink, 2000), Эмс и нижний Рейн (Klosterman, 1995 - цит. по Huisink, 2000), Шельда (Kiden, 1991). На ряде рек хорошо выражены позднеледниковые большие меандры, обычно переуглубленные относительно современных русел. В долине Соны на юго-востоке Франции заполнения этих палеорусел датированы в интервале 12,0-12,7 тыс. 14С л.н. (Argant et al., 2011).
Для времени LGM, согласно данным большинства исследователей, характерно значительное снижение флювиальной активности, а местами - ее подавление эоловыми процессами. Так, по данным (Vandenberghe, Bohncke, 1985), русло р.Марк в Нидерландах до начала позднеледниковья засыпалось эоловым песком в условиях холодного сухого климата и разреженной растительности. После 13 тыс.14С л.н. климат стал теплее (интерстадиалы беллинг и аллеред), эоловая активность упала, склоны стабилизировались, поступление наносов в реку уменьшилось, а расходы воды возросли. В результате произошло врезание реки на 8 м, сопровождавшееся трансформацией разветвленного русла в меандрирующее. Образовавшиеся врезанные меандры вскоре стали заполняться наносами, но вплоть до окончания бореального периода голоцена флювиальная система находилась в нарушенном состоянии с локальным блокированием долины песком, подпруживанием рек, торфообразованием на дне долины.
Неоднократная трансформация руслового режима выявлена на р.Маасе (рис. 1.2). По данным (Kasse et al., 1995; Huisink, 1997, 1999), в позднем пленигляциале (27-13 тыс.л.н.) Маас имел разветвленное русло. В период позднеледниковых потеплений беллинг и аллеред происходит постепенная трансформация русла: до времени 12,4 тыс. 14С л.н. оно остается разветвленным, в середине беллинга происходит небольшое врезание и постепенная концентрация потока в едином русле через промежуточную фазу разветвленно-извилистого русла (12,7-11,8 тыс. 14С л.н.). В аллереде русло окончательно превращается в меандрирующее с крутыми излучинами. В начале похолодания позднего дриаса русло обратно трансформируется в разветвленное, причем это сопровождается глубоким врезанием. Причина этого врезания - сезонный рост расходов воды (рост мощности половодий из-за увеличения продолжительности и суровости зимы), вследствие которого изменилось соотношение расход воды / расход наносов. В конце позднего дриаса (10,5 тыс. 14С л.н.) разрежение растительности и увеличение поступления наносов приводят к смене врезания аккумуляцией, но сформированный ранее врез был заполнен лишь частично.
Методы абсолютной геохронологии и временные шкалы
Граница МИС 6/МИС 5 (Терминация 2) в принятой в настоящее время хронологии LR04 датируется временем 130 тыс.л.н. (Lisiecki, 2005; Lisiecki, Raymo, 2005), в то время как нижняя граница позднего плейстоцена в Международной стратиграфической шкале GTS-2009 принята на уровне 126 тыс.л.н. (Gibbard, Cohen, 2008). В частности, такое проведение этой границы было обосновано результатами реконструкции растительности юго-западной Европы по данным глубоководного бурения у берегов Португалии, согласно которым появление лесной растительности после безлесного времени холодной и засушливой ледниковой эпохи конца среднего плейстоцена на несколько тысячелетий запаздывало относительно рубежа МИС 6/ МИС 5 по 8180-данным (Shackleton et al., 2003). Однако, в недавно пробуренной скважине NEEM (North Greenland Eemian Ice Drilling) в период 126 тыс.л.н. зафиксирован уже температурный максимум земского межледниковья (NEEM community members, 2013). Поэтому более оправданным представляется проведение нижней границы эема и всего позднего плейстоцена на уровне 130 тыс.л.н. Кроме того, именно такая граница традиционно принимается в палеоклиматических реконструкциях Северной Евразии (Палеоклиматы и палеоландшафты ..., 2009; Климаты и ландшафты ..., 2010; и др.). Окончание последнего межледниковья принимается на уровне о-кончания подстадии МИС 5е - 115 тыс.л.н. (Cohen, Gibbard, 2011), хотя следует учесть, что по данным (Shackleton et al., 2003), межледниковый (лесной) характер растительности сохранялся в европейском Средиземноморье еще на несколько тысячелетий позднее.
Граница МИС 2/МИС 1 в хронологии LR04 датирована временем 14 тыс.л.н. (Lisiecki, Raymo, 2005). В то же время в GTS-2009 начало голоцена принимается на уровне 11,7 тыс.л.н., установленном по 8180 кривой в ледовом керне скважины North-GRIP в северной Гренландии (Walker et al., 2009). В более ранних хронологиях морских событий граница МИС 2/МИС 1 была ближе к ныне принимаемой границе голоцена: в хронологии SPECMAP - 12 тыс.л.н. (Imbrie et al., 1984), в ее уточнении (Bassinot et al., 1994) - 11 тыс.л.н. Однако это лишь следствие использования для датирования верхних частей колонок морских отложений некалиброванных радиоуглеродных дат, для которых в 1980-х гг еще не существовало обязательного стандарта приведения к календарной шкале. Аналогичную природу имеет существенное омоложение в этих хронологиях границы МИС 3/МИС 2-24 тыс.л. В настоящее время эта граница принимается на уровне 29 тыс.л.н. (Lisiecki, 2005; Cohen, Gibbard, 2011). Границы МИС 5/МИС 4 и МИС 4/МИС 3 в настоящее время приняты аналогичными уточненной хронологии SPECMAP - 57 и 71 тыс.л.н. соответственно (Bassinot et al., 1994; Lisiecki, 2005; Cohen, Gibbard, 2011). В нашей работе рубежи позднеплейстоценовых климатохронов приняты равными границам соответствующих морских изотопных стадий/подстадий, за исключением границы позднего плейстоцена/голоцена. Для Восточно-Европейской равнины это следующие временные рубежи: микулинское межледниковье - МИС 5е (130-115 тыс.л.н.), ранний валдай - МИС 4-5d (115-57 тыс.л.н.), средний валдай - МИС 3 (57-29 тыс.л.н.), поздний валдай - МИС 2 и начало МИС 1 (29-11,7 тыс.л.н.). В рамках позднего валдая выделяются: последний ледниковый максимум LGM (LGM) - 23-19 тыс.л.н. (интервальная оценка по результатам проекта EPILOG (Mix et al., 2001)), позднеледниковье - от начала потепления бёллинг до начала голоцена (14,7-11,7 тыс.л.н.), в конце позднеледниковья - похолодание позднего дриаса (12,7-11,7 тыс.л.н.). В тексте также используется принятое в европейских исследованиях деление последней ледниковой эпохи на раннеледниковье, пленигляциал (ранний, средний и поздний) и позднеледниковье (табл.2.2).
Для голоцена использовалась модифицированная шкала Блитта-Сернандера (Mangerud et al., 1974; Хотинский, 1989) со следующими рубежами (л.н. в календарной шкале): YD/PB -11700 (согласно ISC-2009), РВ/ВО - 10500, ВО/АТ - 8900, AT/SB - 5700, SB/SA - 2600 л.н. Для целей межрегиональной корреляции более удобной иногда оказывается обобщенная шкала М.И.Нейштадта (1983), в которой подразделения позднеледниковья и голоцена шкалы Б-С объединяются в древний (AL-YD), ранний (РВ-ВО), средний (AT-SB) и поздний (SA) голоцен. В частности, она лучше соответствует североамериканской шкале Э.Антевса - делению голоцена на три эпохи, различающихся по термическим режимам: Анатермал, Альтитермал и Медитер-мал (Antevs, 1955).
Шкалы времени. В тексте данные количественного датирования приведены к календарной (квазиастрономической) шкале времени. Радиоуглеродными (14С) датировки, приведенные к календарной шкале через процедуру калибровки, обозначаются "кал.л.н.". В такой календарной (калиброванной) шкале "нуль" помещен в 1950 г н.э., т.к. при калибровке 14С дат годы от-считываются именно от 1950 г н.э. Для тысячелетнего масштаба времени это несущественно, однако в масштабе последних столетий это становится заметным. Радиоуглеродные некалибро-ванные даты представлены как "14С дата" или "14С л.н.", калиброванные (приведенные к квазиастрономической шкале времени) - как "кал.л.н." или "тыс.л.н. (кал.)". В случаях, когда речь идет о событиях последних столетий и тысячелетий, особенно при сопоставлении природных и исторических событий, иногда используется календарная шкала "н.э./до н.э". Оптико-люминесцентные (ОСЛ) датировки сразу представлены в квазиастрономической шкале и не нуждаются в калибровке. Они даются в виде "л.н." или "тыс.л.н.". Для совместимости с калиб-рованными14С датировками ноль-момент времени и в ОСЛ датах принимается за 1950 г н.э.
В разделе 5.1.4, посвященном статистической обработке базы данных абсолютных датировок, где комбинируются датировки разного типа, используется новая шкала календарного возраста "b2k" (before AD 2000), в которой ноль-момент времени - 2000 г н.э. Эта шкала, изначально предложенная для хронологии гренландских ледовых кернов (Rasmussen et al., 2006), сейчас все шире используется в самых разных видах датирования (Walker et al., 2009). Она представляется удобной как для сопоставления с календарной шкалой AD/ВС (до н.э. - н.э.), так и для корреляции с глобальными или полушарными событиями, выявленными в изотопных и иных ледовых летописях. Таким образом, интервал времени от 200 до 100 л.н. - это интервал с 1800 по 1900-й гг, в то время как радиоуглеродная дата 200-100 кал.л.н. или люминесцентная дата 200-100 л.н. относятся к интервалу с 1750 по 1850-й гг.
В рамках настоящего исследования диагностика флювиальных событий опиралась на принципы и методы, разработанные в рамках учения об эрозионных и русловых процессах (Маккавеев. 1955; Чернов, 1983; Чалов, 1996), уточненные и дополненные в ходе исследований (Панин, 2001; Чалов и др., 2004). Совокупность приемов реконструкции развития речного русла на конкретном участке речной долины составляют суть палеоруелового анализа (Чалов, 1996; Чалов и др., 2004). В ходе этого анализа фиксировались тип горизонтальных и вертикальных деформаций в разные периоды времени. Изменение характера деформаций служит основанием для выделения этапов развития речной долины. Изменения морфометрии и морфодинамическо го типа речного русла устанавливались по морфологии разных возрастных генераций поймы. При этом использовалась классификация морфодинамических типов русла (Чалов, 19966, 1997, 2003), адаптированная для целей палеоруелового анализа.
Палеорусловедение решает задачу реконструкции истории русловых переформирований за период до появления документальных исторических источников. Информация, позволяющая проводить такие реконструкции, заключена в следах, оставляемых руслом при блуждании по дну речной долины. В процессе русловых деформаций формируется пойма, обладающая характерной морфологией и геологическим строением. Поэтому методы исследования, применяемые при палеорусловом анализе, в основном геологические и геоморфологические.
Наиболее информативный индикатор горизонтальных русловых деформаций в прошлом - рельеф поймы. Следуя актуалистическому подходу, установленные закономерности формирования морфологии поймы в ходе горизонтальных русловых деформаций (Чалов, 1970, 1973, 1979; Чернов, 1983; Чалов и др., 1998) могут использоваться для решения обратной задачи - по морфологии поймы определять морфодинамические характеристики создавшего ее русла. Последовательность грив внутри шпоры каждой излучины позволяет проследить последовательность ее искривления, выделить стадии развития и оценить соотношение продольного и поперечного перемещения. При спрямлении излучины на пойме остается дугообразное (серповидное или петлеобразное) старичное понижение (палеоруело), оконтуривающее участок поймы с гривистым рельефом - внутреннюю часть (шпору) бывшей излучины. Поймы меандрирующих рек, как лоскутное одеяло, состоят из таких участков-сегментов, ограниченных изогнутыми старицами-палеоизлучинами (рис.2.4 - а). На древних участках поймы либо при высоких темпах аккумуляции наносов пойме первичный русловой рельеф нивелируется, и поверхность поймы становится относительно ровной и однообразной (выровненной, по А.В. Чернову (1983): рис. 2.4 - в); реже такие поймы можно идентифицировать как озерно-старичные. Промежуточное положение занимают поймы (участки пойм), у которых в результате длительной аккумуляции наносов гривистый рельеф снивелирован, но еще сохранились изогнутые в плане старич-ные понижения, местами занятые озерами (рис. 2.4 - б). Сложнее определить последовательность формирования разных участков ложбинно-островных пойм, т.к. разветвленные русла развиваются не только путем постепенных латеральных перемещений, которые можно отследить по морфологии аккумулятивных берегов, но путем перехода потока из одних рукавов, не сопровождающегося горизонтальными деформациями. По этой причине разветвленные русла обладают пониженной информативностью при палеогидрологических исследованиях.
Пространственные закономерности древнего эрозионного расчленения...
Аллювиальная толща датируется по древесному углю (рис.Зд, разрез 31) временем 4735±200 л.н. (МГУ-1474), т.е. рубежом атлантического и суббореального периодов голоцена. Особенности залегания аллювиального горизонта свидетельствуют о том, что он накапливался в условиях широкого горизонтального блуждания относительно многоводного потока. Следы активного подмыва бортов в виде меандровых цирков, опирающихся на днище долины, встречаются начиная с 2,8 км от устья, но особенно многочисленны по правому борту на участке 1,6-2,4 км. В результате произошло существенное расширение днища долины, а на бортах были уничтожены более древние геоморфологические уровни и осадки. Однако, по крайней мере, в среднем и верхнем течении (за исключением участка на пересечении «окна» в днепровской морене), в долине отсутствуют переуглубления, и среднеголоценовый аллювий является наиболее древним из выполняющих долину осадков.
Осадки делювиально-пролювиальных шлейфов, перекрывающие днище, имеют преимущественно легкосуглинистый состав, часто отчетливую разномасштабную слоистость (слойки супеси, алеврита). В верхнем течении шлейфы имеют преимущественно склоновое происхождение. В среднем течении они представляют слившиеся конуса выноса овражков, расчленяющих борта долины и образовавшихся (за исключением отдельных наиболее крупных форм) одновременно с ними. В значительной части изученных разрезов склоново-пролювиальные образования обогащены пирогенными угольками. По древесным углям в основании склоново-пролювиальных шлейфов получены следующие радиоуглеродные датировки: 635 + 75 (Ki-5243; рис. 3.20а), 1100 ± 60 (МГУ-1475; рис. 3.20д), 740 ± 180 (ИГАН-1643; рис. 3.20и), 820 ± 60 (МГУ-1457; рис. 3.20к). Поскольку эти даты включают в себя биологический возраст растительных тканей, они могут в разной степени (до 100-200 лет) завышать оценку времени самого пожара. Тем не менее, разброс в 500 лет говорит, скорее всего, о нескольких пироге иных событиях. Таким образом, в интервале времени 600-1100 л.н. вследствие лесных пожаров происходила активизация склоновых процессов и линейной эрозии на бортах долины. Продукты этих процессов в виде шлейфов перекрывали тыловые части днища долины и одновременно вовлекались в транзит водным потоком и переоткладывались ниже по течению.
Анализ влияния хозяйственного освоения бассейна на развитие долины (Панин и др., 1999) показал, что в период распашки бассейна 100-200 (300?) л.н. эрозионные процессы на пашне были весьма слабы и сводились, по-видимому, к небольшому перераспределению вещества в пределах междуречных склонов. Не исключено попадание агрогенных наносов и в днище долины, однако морфолитогенетический эффект этих процессов не выявлен (вероятно, он незначителен). Происхождение пожаров 600-1100 л.н. установить не удается: человек в это время присутствовал в окрестностях водосбора, но близлежащие деревни основаны еще не были и пыльцы культурных злаков в пирогенно-склоновых отложениях обнаружено не было. По этой причине нет оснований говорить об антропогенном происхождении пожаров и вызванной ими эрозии.
Таким образом, основные элементы рельефа дна долины были сформированы до этапа сельскохозяйственного освоения бассейна. В конце атлантического периода голоцена в результате подмыва оснований склонов при меандрировании ручья (более мощного, чем в настоящее время), сформировалось современное широкое дно долины. Это сопровождалось уничтожением более древних элементов долинного рельефа и слагающих их осадков. В период 600-1100 л.н. в результате серии (?) пожаров на бортах долины активизировалась линейная эрозия и склоновые процессы, и тыловые части днища были перекрыты склоново-пролювиальными шлейфами.
Чолоховская балка Бассейн Чолоховской балки площадью 8,7 км2, результаты изучения которого описаны в работе (Беляев и др., 2003; Belyaev et al., 2004), расположен на севере Калужской области в 7 км к западу от города Боровска. Территория относится к краевой зоне максимальной стадии московского оледенения (конец среднего плейстоцена) и типична для гумидного центра ВЕР. Постоянный водоток появляется в 3 км от устья, а общая протяженность балки около 7 км. Балки с постоянным русловым потоком в работе (Израилев и др, 1963) предложено называть «балочными долинами». С учетом того, что на большем протяжении изучаемой формы сток имеет сезонный характер, представляется возможным следовать сложившейся топонимике и именовать ее Чолоховской балкой.
Балка имеет невыработанный, в целом выпуклый продольный профиль (рис.3.16). На всем протяжении балки прослеживается широкая субгоризонтальная поверхность днища, изобилующая сухими руслами-старицами меандрирующей формы и эрозионными рытвинами. В процессе полевых изысканий было получено несколько поперечных геологических профилей, характеризующих разные отрезки течения балки, и представительная серия 14С дат (рис.3.17). На этой основе реконструирована история развития балки.
Эрозионная форма днепровско-московского времени фиксируется подошвой московской морены и домосковским аллювием в приустьевой части балки (Болысов, 1986; Строение ..., 1996). Маломощная московская морена не смогла сровнять эту форму, и на стадии деградации оледенения по ней заложилась ложбина стока талых вод. О «стартовой позиции» для последующего балочного вреза можно ориентировочно судить по профилю бровки современной балки (рис.3.16).
В микулинское время в Усть-Чолоховской котловине существовал озерный водоем, в который впадали р.Межиловка и Чолоховский ручей. Подошва озерных глин несогласно сечет горизонт московской морены, опускаясь на 8-10м ниже него. Очевидно, формированию озера предшествовал эрозионный (флювиогляциальный?) врез, и к моменту запруживания в низовьях уже существовала глубокая долинная форма.
Продольный профиль долины Чолоховского ручья и планы строения ее характерных участков (Беляев и др., 2003).
Условные обозначения: 1 — линия профиля по днищу, 2 — предположительное положение продольного профиля днища перед началом врезания в позд-неледниковъе, 3 — бровка долины, 4 — аллювиалъно-пролювиалъные отложения голоценового возраста, 5 — озерные отложения микулинского возраста, б — покровные суглинки средне-позднеплейстоценового возраста, 7 — валунные суглинки московского возраста, 8 — валунные суглинки днепровского возраста, 9 —участки днища с постоянным водотоком, 10 — места заложения поперечных геологических профилей, 11 —русло Чолоховского ручья, 12 —14 —разновысотные уровни голоценовой поймы, 15 — предполагаемая позднеледниково-раннеголоценовая эрозионная терраса, перекрытая чехлом склоновых отложений, 16 — граница русла постоянного водотока, 17 — тальвег днища долины, 18 — направление уклона тальвега, 19 — бровки стариц, 20 — бровки активных водобойных котлов.
В валдайское время на бортах балки в низовьях накопилось до 3-4 м покровно-склоновых суглинков (рис. 3.17Г — разрезы 20, 24). Очевидно, имела место аккумуляция и на дне долины. В среднем и верхнем течении остались морфологические следы интенсивного склонового сноса — выположенные участки бортов в прибровочной части (рис.3.17А,Б). Верховья балки превращаются в пологую ложбину, а в среднем течении врезание приостанавливается или замедляется. Углубление балки возобновляется, по-видимому, в конце позднего вал-дая. В среднем течении это фиксируется эрозионными террасами, тыловые швы которых ориентировочно указывают на уровень днища балки в начальные стадии этапа врезания (рис.3.16, 3.17Б,В).
Начавшееся в позднеледниковье врезание продолжается по всей длине балки до середины голоцена. Голоценовые события в истории балки обобщены на рис.3.18. Общая величина врезания составила в верхнем течении 1-1,5 м, в среднем — 3-4 м, в нижнем — до 1 м. Вероятно, значительная доля этих величин приходится на позднеледниковье — время мощного речного стока в центре Русской равнины (Сидорчук и др., 2000). Крутые склоны и четкие тыловые швы днища в верховьях свидетельствуют о значительном подмыве бортов и расширении дна балки на этапе врезания. В среднем течении, как следует из морфологии поперечных профилей, дно балки в позднеледниковье было на 10-20 м шире современного. В низовьях, где борта сложены легкоразмываемыми озерными отложениями, дно балки постепенно расширялось в течение всего голоцена.
Аллювий базального горизонта наибольшей мощности и крупности достигает в низовьях балки (рис.3.17Г). Поскольку на протяжении километрового отрезка балка врезана здесь в тонкозернистые озерные осадки (рис.3.23А), галечно-валунный материал мог поступать лишь из среднего течения, где размывается морена. Для столь далекой транспортировки крупнообломочного материала водный поток должен был иметь значительную мощность. О высокой паводковой активности Чолоховского ручья говорит и достаточно крупный состав позднеатлан-тического пойменного аллювия. Кроме того, показательно распределение величин врезания по длине балки (максимум в среднем течении). Аналогичным образом развивается продольный профиль реки при увеличении стока воды (Маккавеев, 1956).
В низовьях врезание закончилось не позднее 5,8 тыс.л.н. В интервале 5,8-5,1 тыс.14С л.н. активность паводков несколько ослабевает, что отражается в увеличении глинистости аллювия пойменной фации (разрезы 18 и 17 по сравнению с 19а — рис.3.17Г). Русло смещалось по горизонтали, обнаруживая даже признаки аккумуляции (кровля руслового аллювия повышается на 0,3-0,5 м — рис.3.17Г). Возможно, это отражает продолжение интенсивного поступления гру-бообломочного материала из среднего течения, где врезание могло завершиться несколько позже (но не позднее 5,2 тыс.л.н.). Между 5,1 и 4,7 тыс.14С л.н. частота и высота паводков Чолоховского ручья снижается существенно. В нижнем течении днище балки перестает затапливаться, и на его поверхности формируется зональный почвенный профиль.
Долины древнеледниковых и внеледниковых областей
Исследования на Ижме были связаны с изучением археологического памятника Вылью Том 2 (Волокитин и др., 2014). Стоянка находится на 10-м правобережной террасе р. Ижма у южной окраины пос. Том Ижемского района Республики Коми. Культурные остатки залегают в аллювии пойменной фации. Поверхность террасы представляет собой серию широких грив, располагающихся под острым углом к руслу. На одной из таких грив и расположен памятник. Памятник многослойный. Ближе всего ко времени формировния террасы - нижние (третий и четвертый) культурные слои, залегающие вблизи подошвы аллювия пойменной фации. По третьему культурному слою получена 14С датировка 7800±90 (ГИН 179 14593), по четвертому- 8540±70 (ГИН-14594) (Волокитин и др., 2013; Волокитин, Андреи-чева, 2014), т.е. терраса образовалась в раннем голоцене и во время формировния культурных слоев функционировала как пойма.
Крупногривистый рельеф террасы показывает, что река в раннем голоцене была более мощная, скорости течения выше, чем сейчас. Поэтому она активно размывала берега. Именно в это время образовались пологие излучины Ижмы, которые мы видим в форме ее русла сейчас. Их развитие прекратилось примерно во время формирования нижних культурных слоев, и с тех пор они мало изменились. Река была мощнее и текла быстрее, вероятно, за счет более высокого стока воды. Возможно, что и уклоны ее были больше вследствие остаточных гляциоизостатичеких перекосов, хотя ледник и располагался довольно далеко. Нижние культурные слои образовались в условиях низкой поймы, которая регулярно затапливалась. Это значит, что стоянка была сезонная (летняя), а как минимум перед началом половолдья люди откочевывали на более высокие уровни - рядом в глубине террасового массива появляются поверхности высотой 13 м. Высота культурных слоев над урезом- около 8м (терраса-10,1 м, КС 4 - глубина 2,30 м, КС 3 - глубина 2,15 м). В среднем голоцене поверхность продолжала затапливаться, но уже в режиме высокой поймы с низкими скоростями осадконако-пления. В это время накапливались верхние 1,3 м разреза, содержащие находки неолита. Поскольку общая мощность пойменной фации относительно невелика, наиболее вероятная причина изменения режима седиментации - продолжение врезания реки, увеличение относительной высоты поверхности и поэтому - уменьшение частоты и глубины затопления. К началу позднего голоцена поверхность уже совсем не затапливалась, и осадконакопление на ней совсем прекратилось. Это следует из находок эпохи РЖВ (2-2,5 т.л.н.) практически на поверхности.
Для оценки величины голоценового врезания можно сопоставить уровни террасы в месте стоянки с соседним (непосредственно ниже по течению) сегментом поймы, высота которого 7 м. Тогода общая величина врезания - 3 м. Однако эта оценка нуждается в контроле, т.к. поверхность поймы может быть недостаточно высокой из-за того, что она относительно молодая, и ее рост вверх за счет накопления пойменной фации еще не прекратился. Поэтому сопоставим характерные стратиграфические уровни в разрезе террасы и их аналоги у современной реки.
В месте раскопа расчистка уступа террасы целиком вскрыла русловые галечники: кровлю - на глубине 4,90 м (5,2 м над рекой), подошву - на глубине 7,5 м (2,5 м над рекой). Ниже залегают оглиненные алевриты - вероятно, коренные (образуют водоупор). Современные аналоги этих уровней- поверхность галечной отмели (высота до 3,5-3,7 м над рекой) и дно русла (глубина в межень 1-2 м и более), в котором местами вскрываются коренные по 180 роды (юрские глины). Если считать по кровле, то она понизилась примерно на 1,5 м, по подошве - значительно больше: не менее 3,5-4,5 м. Такие различия в снижении поверхности отмелей и дна русла при врезании могут быть связаны с изменением морфологи русла: при формировании террасы оно было более распластанным - более широким и мелким, а позднее сконцентрировалось. Значит, можно считать, что оценка врезания около 3 м - вполне достоверная.
Прекратилось ли уже врезание - точно сказать пока нельзя, но морфологических признаков его продолжения в современном дне долины (ступенчатых поверхностей) - нет. Вероятно, оно прекратилось не позднее начала РЖВ (в неолите половодья еще доставали до уровня поверхности, в РЖВ - уже нет). Дополнительную информацию дает разрез ниже поселка Том, датированный по образцам торфа, отобранным автором в июле 2013 г. Это терраса высотой 8 м. Верхние 0,6 м - торф, ниже - тяжелый суглинок с оторфованными прослоями и включениями древесины. Это пойменная фация тыловой части поймы. Ниже 2,5 м появляется существенная опесчаненность, маркирующая близкое залегание песков фации прирусловых отмелей. Подошва торфа на глубине 0,5-0,6 м была датирована 1320±60 (ЛУ-7292), торф с древесиной на глубине 2,0 м- 2030±60 (ЛУ-7291), торф на глубине 2,6 м- 2440±70 (ЛУ-7290).
О современных высотах паводков (половодий) можно судить по уровнемерным данным гидропоста Картаёль. За период наблюдений 1933-1975 гг. высота половодья над летней меженью в среднем 6-6,5 м, максимум - 8-8,5 м (возможно, при ледовых заторах). То есть поверхность высотой 7 м (участок поймы рядом со стоянкой) в среднее половодье не затапливается, но раз в несколько лет затапливается обязательно, т.е. на ней пойменный режим сохраняется. Поверхность высотой 8 м находится в переходном состоянии - "поймо-терраса".
Из разреза 8-м террасы видно, что еще после 2000-2500 л.н. (две нижние даты) осад-конакопление в условиях тыловой зоны поймы еще продолжалось, и оторфованные суглинки еще накапливались до уровня около 7.5 м вплоть до 1200-1300 л.н. (верхняя дата). После этого стал накапливаться торф, т.е. половодья перестали подниматься на эту высоту. Возможно два варианта интерпретации этого разреза, выбрать между которыми пока не представляется возможным. Первое: врезание реки продолжалось вплоть до 1200-1300 л.н., и только с этого времени поверхность стала настолько высокой, что перестала затапливаться рекой. Однако из современных инструментальных наблюдений на гидропосту известно, что максимальные подъемы воды могут достигать 8-8,5 м, хотя это и случается редко. Поэтому можно связывать формирование этого разреза с вековыми гидрологическими изменениями: в интервале 2500-2000 л.н. и вплоть до 1200-1300 л.н. половодья были высокими и затапливали террасу, а потом снизились. В подтверждение этой трактовки - совпадение данной хронологии с извет 181 ными палеоклиматическими событиями. Начало позднего голоцена (между 2-2,6 тыс.л.н.) в центре и на севере Русской равнины известно экстремальными гидрологическими явлениями, а 8-12 вв. н.э. - т.н. Малый (или Средневековый) климатический оптимум- потепление, когда вследствие более теплых и коротких зим половодья на реках снизились и высокие поймы на длительное время вышли из режима затопления, т.е. превратились в террасы и на них образовывались долговременные стационарные поселения (Панин, Нефедов, 2010; Карманов и др., 2013; Panin et al., 2014).
Малые палеорусла Вычегды изучались в районе с. Лебяжск. Полевое изучение разрезов и датирование выполнено Н.Е. Зарецкой, автор проводил картографирование и интерпретацию данных (Зарецкая и др., 2007).
На участке исследования пойма Вычегды имеет ширину 2,0-3,5 км. Она ограничена устойчивыми к размыву коренными бортами, сложенными мореной печорского возраста. По морфологии выделяется три возрастные генерации поймы (рис.4.1), отнесенные к разным периодам голоцена по аналогии с поймой нижней Вычегды (Сидорчук и др., 1999; Sidorchuk et al., 2001) и на основании результатов данного исследования:
Выровненная пойма с плохо сохранившимся первичным рельефом. Ее тыловые участки полностью заболочены и выровнены. Возможно, их следовало бы выделить в еще одну, самую древнюю генерацию. На других участках обнаруживаются сложно построенные системы ложбин и возвышений, которые могут представлять собой древние рукава и разделяющие их острова, т.е. следы деятельности разветвленного русла. В двух местах обнаружены вытянутые высокие песчаные гряды с лопастевидными краями, поднимающиеся до 117-118 м.абс. (на 2-3 м выше наиболее высоких участков поймы). Они интерпретированы как эоловые дюны, формировавшиеся на краю поймы за счет навевания песка с прилегающих прирусловых отмелей. На нижней Вычегде подобные образования окаймляют палеорусла с возрастом 8,4-9,3 тыс.л.н. (Panin et al., 1999).
Сегментно-гривистая пойма, образованная в результате миграции по дну долины крутых излучин петлеобразной формы. Веера грив позволяют проследить постепенное искривление излучин и их продольное и поперечное перемещение. Форма излучин в момент их оставления рекой зафиксирована рядом староречий. В некоторых из них располагаются крупные старичные озера - Лебяжское, Седвад, Койнаты.