Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Природные условия Северо-Двинской впадины 12
1.1. Дочетвертичный этап истории формирования природы 12
1.2. Четвертичный этап развития 23
1.3. Современные природные условия. 33
1.3.1. Рельеф .33
1.3.2. Климат 41
1.3.3. Внутренние и подземные воды 43
1.3.4. Почвенный и растительный покров 45
1.4. Систематизация и морфология ландшафтов 63
1.4.1. Северотаежные ландшафты 64
1.4.2. Среднетаежные ландшафты 74
Глава 2. Реконструкция палеогеографических условий на основе анализа спорово-пыльцевых диаграмм и основных палеоклиматических данных позднеледниковья и голоцена 79
Глава 3. Эволюция ландшафтов Северо-Двинской впадины 135
3.1. Изменение зональной принадлежности ландшафтов в позднеледниковье и голоцене 135
3.2. Изменение ландшафтов в историческое время 181
3.3. Закономерности формирования и эволюции ландшафтов в позднеледниковье и голоцене 191
Заключение 200
Библиографический список использованной литературы 204
Приложения 229
- Дочетвертичный этап истории формирования природы
- Среднетаежные ландшафты
- Изменение зональной принадлежности ландшафтов в позднеледниковье и голоцене
- Закономерности формирования и эволюции ландшафтов в позднеледниковье и голоцене
Дочетвертичный этап истории формирования природы
Многие природные особенности Северо-Двинской впадины (рельеф, геологическое строение, гидрологическая сеть, почвенный покров и др.) обусловлены влиянием четвертичного оледенения, которое закончилось здесь около 14,2±0,6 тысяч лет назад (Зубаков, 1986). В послеледниковое время произошло окончательное становление ландшафтов этой территории. Однако, дочетвертичные отложения играли большую роль в процессах позднеледниковой и голоценовой эволюции ландшафтов и продолжают оказывать влияние на их современную структуру. В виду этого автор дает характеристику основных этапов дочетвертичнои истории развития исследуемых ландшафтов.
В пределах впадины сформировались ландшафты северотаежного подтипа: 1) Усть-Двинский ландшафт приморских террасированных низин с еловыми и сосновыми лесами на глее-подзолистых почвах и болотами; 2) Нижнедвинский ландшафт с холмисто-моренным рельефом с ельниками на глее-сильноподзолистых почвах, местами сильно заболоченных; 3) Нижнеонего-Двинский ландшафт повышенных моренных равнин, местами с холмистым рельефом, на известковом и гипсовом плато с ельниками на глее-сильноподзолистых почвах и болотами; 4) Нижнепинежский ландшафт низменных озерно- и водно-ледниковыми равнин, преимущественно песчаных, местами с карстом, с сосняками на подзолах иллювиально-железисто-гумусовых и болотами. В пределах средней тайги сформировались ландшафты среднетаежіїого подтипа: 5) Емецкий ландшафт повышенных моренных равнин на известняковом основании с ельниками на сильноподзолистых почвах, местами сильно заболоченных; 6) Важско-Двинский ландшафт озерно-ледниковых глинистых низменностей с еловыми лесами на сильноподзолистых почвах и болотами; 7) Нижневажский и 8) Двинско-Вычегодский ландшафты
В морфоструктурном плане Северо-Двинская впадина представляет собой пластово-моноклинальную низменность, приуроченную к западному крылу Мезенской синеклизы. В осадочном чехле впадины преобладают породы пермского возраста. Пласты осадочных пород залегают с пологим падением на восток и юго-восток от Балтийского щита. При этом более древние осадки постепенно перекрываются более молодыми (рис.4).
В развитии территории Северо-Двинской впадины в дочетвертичное время выделяются крупные геологические циклы: рифейско-раннекембрийский (байкальский), раннекаменноугольный уфимский (раннегерцинский) и казанско-татарский (позднегерцинский).
Первый цикл развития начинается с момента возникновения крупных разломов и заполнения образовавшихся прогибов толщей терригенных пород рифея. Сначала процесс осадконакопления проходил в условиях довольно быстрого погружения с интенсивным привносом грубого обломочного материала, затем сменился режимом медленного прогибания в условиях нормального морского бассейна. Средняя глубина залегания верхней границы осадочных пород рифейско-раннекембрийского цикла увеличивается при движении с северо-запада на юго-восток. В северотаежных ландшафтах она составляет 638 м, а в береговых обрывах Двинской губы наблюдаются и естественные выходы кембрийских пород. В среднетаежных ландшафтах верхняя граница пластов опускается до 750 - 1500 м. Конец байкальского цикла осадконакопления характеризуется общим поднятием территории и установлением континентального режима, который продолжался в ордовике, силуре и девоне (Копылов и др., 1980; Копылова и др., 1985).
Второй цикл начался общим прогибанием территории в позднем девоне. В ходе этого цикла окончательно сформировались крупные синеклизы: Московская и Мезенская. Новое интенсивное погружение исследуемой территории происходило в среднекаменноугольную эпоху с образованием неглубокого моря с нормальным режимом солености. Каменноугольные глины, пески, алевриты залегают под четвертичными отложениями в юго-западной и южной частях Нижнедвинского ландшафта. Основания Нижнеонего-Двинского и Нижнепинежского ландшафтов образованы каменноугольными известняками. Верхняя граница пластов осадочных пород в среднетаежных ландшафтах залегает в среднем на глубине 300 - 460 м. В северотаежных ландшафтах каменноугольные породы залегают на глубине около 43 м (Копылов и др., 1980). В ранней перми началось медленное поднятие территории, приведшее к образованию бассейна лагунного типа с постепенным сокращением акватории. Климат раннепермского времени был жарким, территория представляла собой равнину с большим количеством солоноватых бассейнов, в которых отлагались рифовые известняки, мергели и доломиты с линзами гипса и соли, а позднее - пестроокрашенные обломочные, щебенчатые, мергелисто-песчаные отложения. Выходы пермских карстующихся гипсово-ангидритовых пород наблюдаются по берегам и склонам неглубоких (до 20-30 м) долин рек и оврагов на территории Нижнепинежского ландшафта (Копылова и др., 1985). Естественные выходы известняков распространены в среднем течении р. Северной Двины в районе пос. Звоз (Нижнеонего-Двинский ландшафт).
Третий цикл начался крупной трансгрессией, наступавшей с севера. Климатические условия были достаточно теплыми. В обширном бассейне шло накопление красноцветных осадков. В татарском веке юго-восточный склон Балтийского щита и Урал находились в режиме медленного воздымания, которое продолжалось до начала четвертичного периода. В то время происходило опреснение, обмеление бассейна и усиление эрозионных процессов, обусловивших привнос терригенных осадков с окружавших впадину территорий. Средняя глубина залегания верхней кровли казанско-татарских отложений в среднетаежных ландшафтах увеличивается при движении с северо-запада на юго-восток от 20-30 м (в местах неглубокого залегания - 3-Ю) до 350-400 м. Естественные выходы отложений в основном наблюдаются вдоль берегов р. Северной Двины в Важско-Двинском и Двинско-Вычего деком ландшафтах (Саммет и др., 1972). Под четвертичным покровом крайнего юга Двинско-Вычегодского ландшафта залегают триасовые пестроцветные глины, пески, мергели, образовавшиеся в мелководном бассейне.
После завершения казанско-татарского цикла осадкообразования последовал длительный период континентального режима. Послетриасовые тектонические движения привели к обновлению ряда глубинных разломов и усилению эрозионной расчлененности. К началу четвертичного периода данная территория представляла собой полого-волнистую равнину, слабо наклоненную на северо-запад, расчлененную террасированной долиной Пра-Двины с многочисленными мелкими притоками. Для выявления и познания многих закономерностей эволюции и современных особенностей морфологии иссследуемых ландшафтов и их природных компонентов важное значение имеет исследование глубины залегания и состава дочетвертичных отложений. Эти характеристики приведены в таблице 1 (по данным Копылова и др., 1985).
В древнем рельефе долина Пра-Двины довольно четко выражена. Она отделяется от Двинско-Пинежского водораздела четким прямолинейным уступом высотой 15-20 м с крутизной 20. Уступ, вероятно, предопределен разломом фундамента (Розанов и др., 1971). Ширина долины Пра-Двины постепенно увеличивается в северо-западном направлении от 5 до 25 км, а на участке дельты р. Северной Двины - до 30-40 км. Глубина вреза изменяется от 30 до 75 м в абсолютных отметках. Склоновые участки, отделяющие впадину от водораздельного пространства, имеют довольно пологий уклон (2-3). Восточный склон пра-долины, поднимаясь полого от нулевой отметки, образует террасовидную ступень шириной более 50 км. Затем склон поднимается крутым уступом до 100-110 м. Западный склон более пологий, его высота не превышает 30-40 м. Вдоль него протягивается узкий желоб с отметками ниже -70 м (Нижнедвинский ландшафт). Вершина желоба расположена в районе пос. Мечка (Копылов и др., 1980).
Кроме того, в древнем рельефе выделяется впадина Двинского залива, ограниченная с юга Двинским уступом, протягивающимся от р. Сюзьма на юго-восток. В современном рельефе этот уступ совпадает с полосами развития краевых ледниковых образований и установить его положение можно лишь по изменению характера течения рек, впадающих в Двинской залив. На реках образуются "сухие пороги" (Копылова и др., 1985; Крейда и др., 1960).
Среднетаежные ландшафты
В подтипе среднетаежных ландшафтов выделено три вида ландшафтов: 1) низменных среднетаежных валдайских моренных равнин с ельниками на сильноподзолистых почвах, 2) среднетаежных озерно-ледниковых глинистых низменных равнин с ельниками на сильноподзолистых почвах и болотами, 3) среднетаежных озерно-ледниковых песчаных равнин с сосняками на подзолах иллювиально-железистых и болотами.
Вид ландшафтов низменных среднетаежных валдайских моренных равнин в пределах Северо-Двинской впадины представлен Емецким ландшафтом волнистых моренных равнин на известняковом основании. Формирование его морфолитогенной основы связано с вепсовской стадией дегляциации. Доминантными являются урочтца волнистых равнин на маломощной валдайской карбонатной морене, подстилаемой известняками, с обогащенными ельниками на слабоподзолистых почвах и подзолах со вторым осветленным горизонтом. В растительном покрове урочищ преобладают ельники зеленомошные IV класса бонитета с примесью березы и осины, реже сосны. Подлесок образован рябиной, шиповником, ивой. Травяно-кустарничковый ярус (проективное покрытие 0,5-0,8) представлен черникой, брусникой, седмичником, ожикой, марьянником, луговиком извилистым, вейником тростниковидным (Calamagrostis arimdinaeea) (Побединский, 1979). На вырубках на месте коренных еловых лесов развиваются вторичные, чаще березовые леса, при сохранении подроста ели (Побединский, 1.973).
Меньшее антропогенное воздействие испытывают ассоциации ельников долгомошных и сфагновых на переувлажненных торфянисто- и торфяно подзолистых почвах, в разной степени оглеенных. Они занимают заболоченные понижения и образуют малопродуктивные древостой V-Va классов бонитета с редкой примесью березы и осины. Подлесок отсутствует или очень редкий. Травяно-кустарыичковый ярус очень разрежен, состоит из черники, осоки, хвоща, щучки (Пармузин, 1985).
Урочища моренных холмов и гряд с господством еловых лесов на подзолистых почвах так же, как и в северотаежных ландшафтах, приурочены к полосам краевых образований. В Емецком ландшафте полоса мелкогрядового рельефа, простирающаяся по левому борту Северо-Двинской впадины, связана с вепсовской, а в Важско-Двинском (в нижнем течении рек Нондруса и Ваеньги) - с максимальной стадиями дегляциации валдайского ледника.
Гряды четко выражены, сложены валунными суглинками мощностью до 30-50 м. Длина гряд от 200-800 м до 2-5 км, ширина от 30-50 до 100-200 м, высота достигает 50-70 м, крутизна склонов от 2-5 до 10-20 (Розанов и др., 1971). В растительном покрове этих урочищ господствуют ельники зеленомошные на подзолистых почвах разной степени оглеенности. Древостой обычно III-IV классов бонитета с примесью березы и осины, сомкнутость крон 0,7-0,8. Средняя высота ели 18-20 м, средний диаметр ствола 18-25 см, запас древесины 150-300 м3/га. Редкий подлесок образован рябиной, шиповником, ивой. В травяно-кустарничковом ярусе (проективное покрытие 0,5-0,8), кроме черники, представлены брусника, седмичник, ожика, марьянник, луговик извилистый, вейник, майник, ястребинки (Ніегасішп). Моховый ярус сомкнут (покрытие 0,8-0,9), состоит преимущественно из зеленых мхов (Гусев, 1978; Побединский, 1979). После рубок на месте коренных ельников обычно формируются двухъярусные лиственно-еловые древостой, причем вершины гряд, как правило, заняты осинниками (формула леса в возрасте 11-20 лет -бОсЗБ+ед.Ол, Емецкий ландшафт), а нижние части склонов гряд и межгрядовые ложбины - березняками (8Б1С+ед.Е) (Редько и др., 1994).
Пониженные участки рельефа в этих урочищах заняты ассоциациями ельников долгомошных и сфагновых на торфянисто-подзолисто-глеевых почвах. Подстилаюший суглинок сильно оглеен, почвы значительную часть вегетационного периода переувлажнены. В этих условиях формируются древостой V-Va классов бонитета, низкополнотные, обычно без подлеска, с сильно разреженным травяно-кустарничковым покровом из черники, осок, хвоща. Высота ели до 14 м, средний диаметр ствола 16-20 см, средний запас древесины 150-200 м7га (Побединский, 1979).
Вид ландшафтов среднетаежных озерно-ледниковых глинистых низменных равнин представлен Важско-Двинским ландшафтом. Формирование морфолитогенной основы ландшафта связано с деятельностью приледниковых озер максимальной и крестецкой стадий дегляциации. Абсолютные высоты озерно-ледниковых террас, отделенных друг от друга четкими абразионными уступами, меняются от 110 до 25 м. Террасы сложены песками, супесями, суглинками и глинами, имеют плоские поверхности, слабо наклоненные к оси долины, часто сильно заболочены (Копылов и др., 1980).
Доминантами являются урочища низменных озерно-ледниковых глинистых и суглинистых равнин с ельниками среднетаежными на слабоподзолистых почвах. Они занимают около 80% площади Важско-Двинского и около 15% Двинско-Вычегодского ландшафтов. Среди ельников преобладают зеленомошные (черничные, чернично-брусничные) на подзолистых почвах и подзолах поверхностно-глееватых на ленточных глинах. Черничные и кисличные ельники образуют древостой IV- III классов бонитета, с сомкнутостью древесного яруса 0,7-0,8, с формулой леса 6Е1С2Б10с, 5Е1С2Б20С, со средним запасом древесины 200-250 м /га. Подлесок отсутствует. Проективное покрытие травяно-кустарничкового яруса 0,6-0,9 (Побединский, 1979). Слабодренированные пониженные участки урочищ заняты ассоциациями ельников долгомошных и сфагновых на торфянисто- и торфяно-подзолисто-глеевых почвах.
Вид ландшафтов среднетаежных озерно-ледниковых песчаных равнин представлен Нижневажским и Двинско-Вычегодским ландшафтами. В пределах этих ландшафтов доминантными являются урочища низменных озерно-ледникоеых песчаных равнин с сосняками на подзолах иллюеиально-железистых. Они занимают около 50% площади Нижневажского, около 60% Двинско-Вычегодского и около 15% Емецкого ландшафтов. Равнины имеют обычно плоскую поверхность, перепады высот составляют 1-3 м. На хорошо дренированных участках пологих склонов и террас развиты высокопродуктивные сосняки (брусничные, кисличные, черничные) на песчаных и супесчаных подзолах (Проект ..., 1990; Проект ..., 1990 - 1991).
В Емецком, Нижневажском и северной части Двинско-Вычегодского ландшафта, где четвертичные породы подстилаются каменноугольными и пермскими карбонатными породами, в состав сосняков примешивается лиственница. В сосняке черничном лиственница в возрасте 140-170 лет имеет высоту 17-20 м, средний диаметр ствола 20-25 см; в сосняке брусничном в возрасте 150 лет достигает высоты 20 м, среднего диаметра ствола 26 см. Образуются древостой IV-III классов бонитета: в сосняке черничном -9С1Лц+ед.Б, 8С2Лц+ед.Б, 5ЛцЗС2Б; в сосняке вересковом - 5С4Е1Лц, 7С2Лц1Б+ед.Е. Полнота высокая. Подлесок средней густоты состоит из рябины, можжевельника, жимолости. В травяно-кустарничковом ярусе проективное покрытие 0,6-0,8, преобладает черника с примесью майника, луговика извилистого, вейника, северной линией (План рубок ..., 1995; Проект ...,1990-1991).
После рубок образуются одноярусные лиственно-сосновые, в ряде случаев лиственнично-сосновые, и смешанные молодняки с участием лиственницы (Емецкий ландшафт). Например, в лиственничнике зеленомошном в возрасте 36 лет образуется древостой I класса бонитета, с полнотой 0,7 и запасом древесины 180 м"7га. Деревья достигают высоты 16 м при среднем диаметре ствола 16-19 см. Леса развиваются на маломощных подзолах и дерново-слабоподзолистых почвах, подстилаемых на глубине 0,5-1,0 м каменноугольными известняками (Кашин и др., 1994; Мелехов, 1960).
По мере продвижения к южным границам впадины продуктивность сосняков на подзолах иллювиально-железистых на кварцевых песках возрастает. В сосняке кисличном (4С2Е2Б20с) образуется древостой III класса бонитета с полнотой 0,75-0,8 и средним запасом древесины 210-240 м/га. В сосняке черничном (4С1ЕЗБ20с) формируется древостой III класса бонитета с полнотой 0,75 и средним запасом древесины 190-200 (в 180-летних древостоях - до 280-340) м3/га (Проект ..., 1990 - 1991).
Пониженные и слабодренированные участки урочищ занимают ассоциации сосняков долгомошных и сфагновых на подзолах иллювиально-железисто-гумусовых. Образуются древостой (7С2Е1Б) IV-V, иногда Va классов бонитета, с редким подлеском из ивы, рябины, можжевельника. В травяно-кустарничковом ярусе проективное покрытие 0,2-0,6, встречаются черника, голубика, багульник, осоки, хвощи, пушица (Побединский, 1979).
В среднетаежных ландшафтах заболоченность меньше, чем в северотаежных, и составляет в среднем 10-15% площади. Наибольшее распространение болот свойственно для Двинско-Вычегодского ландшафта.
Изменение зональной принадлежности ландшафтов в позднеледниковье и голоцене
Позднеледниковый и голоценовый этапы в эволюции ландшафтов Северо-Двинской впадины характеризуется частыми климатическими колебаниями на фоне общего потепления, которое многими исследователями расценивается как потепление межледникового ранга. Во время этого этапа гиперзональная природная структура была замещена зональной. Ландшафты приобрели современную морфологическую структуру.
Климатические пульсации и изменения почвенно-растительного покрова в пределах впадины проходили синхронно, хотя имели разную амплитуду. Детальная периодизация позднеледниковья и голоцена (Хотинский, 1985; 1991) позволяет установить региональную дифференциацию эволюционных изменений в разные отрезки времени.
Позднеледниковое время в целом характеризуется крайне суровыми условиями, которые определялись не только тем, что солнечная активность была ниже современной (по оценкам В. А. Дергачева и В.Ф.Чистякова (1992), примерно на 17% в летнее время и на 12% - в зимнее), но и близким положением ледника. Целостность ледникового покрова, край которого находился у Двинской и Онежской конечно-моренных гряд, сохранялась вплоть до среднего дриаса. В результате подпруживания ледником талых вод долины рек Северной Двины, Ваги, Вычегды, Онеги были заняты приледниковыми озерами (Арсланов и др., 1980; Рыбалко, 1998).
Природные условия того времени были гиперзональными, и ландшафты на всей территории Северо-Двинской впадины имели сходные черты. Они характеризовались сочетанием тундровых, степных и лесных сообществ, причем большой процент в растительном покрове составляли ксерофиты и элементы перигляциальной флоры. В эпохи потеплений увеличивалась роль лесных элементов, однако, они не являлись господствующей формацией и распространялись преимушественно по речным долинам и берегам крупных озер (Никифорова, 1980; Никифорова, 1982; Плешивцева, 1971 и др.).
Бёллинг (12700-12300 лет назад). Во время этого межстадиала территория современного Усть-Двинского ландшафта, возможно, еще была занята ледником. У края ледника сформировался бассейн талых вод, охвативший почти всю территорию Нижнедвинского ландшафта и проникавший заливами по долинам рек в другие ландшафты, как северотаежные, так и среднетаежные. Водораздельные поверхности ландшафтов были заняты растительностью, имевшей гиперзональный характер, сочетавшей тундровые, степные и лесные группировки. Для беллинга характерно некоторое увеличение доли бореальной флоры, особенно на территории современных среднетаежных ландшафтов. Так, в районе Иксинской депрессии среди древесных пород доминировала Betula pubescens, в травяно-кустарничковом ярусе несколько сократилась роль Betula nana, тогда как возросло количество папоротников и злаково-лугового разнотравья (подмаренник северный (Galium boreale), горец змеиный (Poligonum bistorta), камнеломка болотная (Saxifraga hircuulus)). Изменение ландшафтной обстановки в бёллинге связано не столько с повышением температуры, сколько с увеличением атмосферного увлажнения.
Средний дрмас (12300-11800 лет назад) охарактеризовался похолоданием и усилением континентальное климата. На территории современных северотаежных ландшафтов средние температуры июля были ниже современных на 5, января - на 14, среднегодовые - на 9,8 и составляли соответственно +10, -26,5 и -9С. Суммы активных температур колебались в пределах от 200 до 500С, годовые суммы осадков были на 60 мм меньше современных.
В условиях среднего дриаса площади, занятые лесными формациями, резко сократились. В современной северотаежной части впадины развивались перигляциальные ландшафты, в которых сочетались преимущественно тундровые и степные сообщества с господством Artemisia и Chenopodiaceae. Большую роль играли открытые пространства, занятые галофитами и «пионерной» растительностью (Ephedra, Eurotia, Hippophae rhamnooides). Вдоль побережья озер были распространены растительные ассоциации типа ерниковых тундр, что доказывается высоким содержанием пыльцы Betuula nana (40-70%) с примесью Betula humilis (4%) в спорово-пыльцевых спектрах (Плешивцева, 1971). На территории современных среднетаежных ландшафтов сохранялась гиперзональная растительность, однако, здесь большую роль играли березовые редколесья (Betula sect. Fruticosae и В.nana) с примесью сосны. Среди трав господствовали полыни (40-80%) и маревые (5%) (Копылова и др., 1985).
Большая ксерофитность среднедриасового растительного покрова, по сравнению с раннедриасовым, объясняется усилением континентальное климата и развитием мерзлотных процессов вследствие задержки отступавшего ледника. Только на побережье приледниковых озер и в долинах рек условия были более мягкими, в силу чего здесь развивалась кустарниковая и древесная растительность. Ландшафты современной среднетаежной части впадины в то время, по-видимому, отнесились к лесотундровому типу (Юренков, 1995).
В аллерёде (11800-10800 лет назад) происходило дальнейшее разрушение ледникового покрова. Территория Северо-Двинской впадины полностью освободилась ото льда. Приледниковый бассейн талых вод распался на изолированные водоемы (Рыбалко, 1998), площадь и глубина которых уменьшалась по мере удаления их от впадины Двинского залива, о чем свидетельствует разный механический состав отложений. Так, в скв.16 отложения аллереда представлены глинами, а в скв.8001 - супесями (Плешивцева, 1971). Водоемы занимали наиболее пониженные участки Усть-Двинского и Нижнє двинского ландшафтов. Кроме того, талые ледниковые воды затопляли речные долины более южных ландшафтов.
Реконструированные палеогеографические условия указывают на формирование более теплого и влажного климата, по сравнению со средним дриасом. На территории современных северотаежных ландшафтов средние температуры июля были на 1,5-3 ниже современных (от +12 до +14С), января -на 10 (-22,5-23С), среднегодовые - на 5,5-6; суммы активных температур колебались в пределах 1000С; годовые суммы осадков были на 50 мм меньше современных в ландшафтах песчаных равнин и на 160 мм меньше - в ландшафтах холмистых моренных равнин.
На территории современных среднетаежных ландшафтов в аллерёде установились теплые, но недостаточно влажные условия. По данным Б.В.Ермолина (1993), около 11000 лет назад произошел резкий спад уровня воды оз. Лача (Лача-Свидьский ландшафт озерно-ледниковых глинистых низменностей с еловыми лесами на глее-сильноподзолистых почвах и болотами). Б.В.Ермолин оценивает аллерёд как тепло-сухую фазу развития климата.
В аллерёде произошли большие изменения в составе растительного покрова: возросла роль лесных компонентов, а травяно-кустарничковых -понизилась. Основной лесообразующей породой по-прежнему являлась береза, в группе которой теперь доминировала Betula sect. Albae (14,7%), хотя доля В.nana (11,8-13%) все еще оставалась высокой. В примеси березовых редколесий встречалась сосна и впервые - ель, появление которой связано с уменьшением континентальности климатических условий и последующей за этим деградацией многолетней мерзлоты (Хотинский и др., 1991).
Растительный покров на территории современных северотаежных ландшафтов представлял собой сочетание березово-еловых и сосново-еловых редколесий с представителям перигляциальной растительности (рис.23). Интересно, что ландшафтах приморских аллювиальных равнин и ландшафтах озерно- и водно-ледниковых песчаных равнин роль лесной растительности (присутствие в спектрах пыльцы Betula - 23,5%, Pinus - 28 %, Picea - 40%) и травянистой «пионерной» (присутствие пыльцы Ephedra (55-72%), в группе Artemisia (15%) и Atriplex (10%) обьганы терескен обыкновенный (Eurotia ceratoides), солерос (Salicornia herbacea), солянка (Salsola) была более высокой
Закономерности формирования и эволюции ландшафтов в позднеледниковье и голоцене
В результате реконструкции и анализа палеогеографических условий исследуемых ландшафтов с момента их зарождения до настоящего времени автором были выявлены главные особенности и закономерности их эволюции:
наблюдалось три потепления: раннебореальное, атлантическое, среднесуббореальное, - из которых самый высокий термический максимум соответствовал позднеатлантическому периоду;
во время раннебореального потепления (9200-8300 лет назад) термический уровень был соразмерен с современным;
в эпохи атлантического и среднесуббореального потеплений отклонения средних температур от современных были наибольшими, причем максимальные амплитуды были характерны для северотаежных ландшафтов (рис.41);
в эпохи потеплений наиболее существенно повышались средние июльские температуры; в эпохи похолоданий больше понижались среднеянварские температуры. Эта выявленная особенность колебаний температур согласуется с выводами В.А. Климанова (1990);
эпохи похолоданий, как правило, сопровождались «выравниванием» зональных термических условий в разных видах ландшафтов одного подтипа, что было связано с ослаблением влияния Исландского минимума и усилением меридиональной циркуляции атмосферы;
различия между ландшафтами разных подтипов и видов усиливались в эпохи потеплений, совпадавшими с усилением зональной циркуляции воздушных масс (Кренке и др., 1987);
распространение еловых лесов в ландшафтах Северо-Двинской впадины было связано либо с повышением количества осадков, либо с понижением средних июльских температур, что обусловливало уменьшение интенсивности испарения и увеличение влагосодержания почв; ель появилась и переходила в число господств}тощих древесных пород раньше в растительном покрове ландшафтов моренных и озерно-ледниковых суглинистых и глинистых равнин, позднее - в ландшафтах озерно- и водно-ледюгковых равнин с близким залеганием к поверхности карстующихся пород;
в эпохи потеплений леса обогащались широколиственными породами, ель из древостоев вытеснялась сосной вследствие увеличения интенсивности испарения и снижения влагосодержания почв; эпохи похолоданий сопровождались уменьшением и полным исчезновением из
древостоев широколиственных пород, сокращением доли хвойных и увеличением роли древесных и кустарниковых форм берез.
На основе анализа палеоклиматических условий и других характеристик исследуемых ландшафтов в позднеледниковье и голоцене автору удалось выявить основные закономерности их эволюции: ритмичность, квазипериодичность, направленность, синхронность, гетерохронность и др.
В позднеледниковье и начале голоцена произошла смена гиперзональной структуры ландшафтов на полизональную. Ритмичность проявилась в смене типологической принадлежности ландшафтов, причем на территории современных северотаежных ландшафтов изменения имели более резкий характер. Несмотря на различия в амплитудах колебаний температур в разных видах и подтипах ландшафтов, эволюционные изменения климата хорошо согласуются с 1850-летним циклом Петерсона-Шнитникова или 2000-летним циклом по Дансгору (Дроздов, 1983). Однако продолжительность существования определенного подтипа ландшафтов и климатических ритмов часто не совпадают. Например, в современной северотаежной части впадины типологическая принадлежность ландшафтов во время раннебореального потепления и позднебореального похолодания оставалась северотаежной, а во время раннеатлантического потепления и среднеатлантического похолодания -среднетаежной (табл. 2). Это происходит вследствие того, что изменение морфологической структуры ландшафтов несколько «запаздывает» после изменения климатических условий.
Квазипериодичность в эволюции ландшафтов проявилась в разной продолжительности ритмов и амплитуды пульсаций. Продолжительность одного подтипа ландшафтов на территории Северо-Двинской впадины изменялась от 1000 до 2400 лет.
Направленность эволюции исследуемых ландшафтов проявилась в направленном изменении тешіообеспеченности, флористического состава и усложнения ландшафтной дифференциации. Так, в раннем голоцене в ландшафтах Северо-Двинской впадины сложилась тенденция повышения средних температур, во время климатического оптимума атлантического-среднесуббореального времени был достигнут максимум, в позднем голоцене происходило понижение средних температур. Направленность эволюции ландшафтов прослеживается в усилении со временем динамичности, скорости и контрастности природных процессов.
Усложнение ландшафтной обстановки в раннем голоцене (бореальный период) с гиперзональной на полизональную было связано не только с направленным изменением теплообеспеченности, но и с деградацией мерзлоты и увеличением влагонасыщения почв.
Эволюция ландшафтов Северо-Двинской впадины в целом подчиняется закономерностям законов синхронности, гетерохронности и метахронности. Эволюция исследуемых ландшафтов в позднеледниковье и голоцене проходила синхронно изменениям на севере и северо-западе Русской равнины.
Закон гетерохронности проявляется в формировании современной структуры ландшафтов. Современный облик ландшафты северотаежного подтипа приобрели в позднесубатлантическое время, а ландшафты среднетаежного подтипа - в среднесубатлантическое. Таким образом, возраст зональных подтипов ландшафтов уменьшается по направлению к более высоким широтам.
Закон метахронности проявляется, когда однонаправленное изменение какого-то компонента в разных зонально-провинциальных условиях приводит к качественно различным результатам. Например, похолодание среднеатлантического периода не привело к смене типологической принадлежности ландшафтов современной северотаежной части впадины, а в среднетаежной - произошла смена южнотаежных ландшафтов на среднетаежиые. В среднесубатлаытическом периоде, напротив, в современной среднетаежной части впадины типологическая принадлежность ландшафтов сохранялась, а в северотаежной - изменилась на среднетаежную.
Унаследованностъ в эволюции ландшафтов прослеживается в соответствиии погребенной и современной гидросети, закономерности в распределении генетических типов отложений, глубины залегания грунтовых вод и др. Так, направление речных долин Северной Двины, Пинеги, Ваги, наличие коленообразных изгибов определяется глубинными тектоническими разломами и размещением конечно-моренных гряд. Глубина залегания грунтовых вод в ландшафтах определяется дренажными свойствами генетических типов четвертичных отложений и глубиной залегания дочетвертичных карстующихся пород. В глинистых ландшафтах грунтовые воды расположены близко к поверхности, этим обусловлено формирование переувлажненных и заболоченных природных комплексов. В ландшафтах с близким залеганием к поверхности карстующихся пород, имеющих большую трещиноватость, грунтовые воды часто залегают на глубине более 25 м, в растительном покрове формируются ассоциации с недостаточным увлажнением (например, сосняки лишайниковые) или обогащенные ельники на более богатых карбонатных почвах.
