Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Методика полевых и лабораторных исследований 10
Глава 2. Современные представления о криогенном преобразовании минерального вещества 19
Часть I. Формирование состава рыхлых отложений в условиях современного криолитогенеза.
Глава 3. Особенности состава почв и грунтов Горного Алтая и роль криогенеза в их формировании 48
Глава 4. Влияние криогенеза на состав почв и лессовидных отложений Западного Алтая 87
Часть II. Формирование криогенных признаков состава лессовидных суглинков перигляциальных областей Валдайского оледенения
Глава 5. Позднеплейстоценовые лессовидные суглинки центра Русской равнины 105
Глава 6. Лессовидные отложения перигляциальных районов Средней Германии 146
Заключение 163
Литература 166
- Современные представления о криогенном преобразовании минерального вещества
- Особенности состава почв и грунтов Горного Алтая и роль криогенеза в их формировании
- Влияние криогенеза на состав почв и лессовидных отложений Западного Алтая
- Лессовидные отложения перигляциальных районов Средней Германии
Современные представления о криогенном преобразовании минерального вещества
На территории нашей страны широко распространен один из зональных вариантов гипергенеза - криогенез, под воздействием которого формируется значительная часть почв и приповерхностных грунтов. В настоящее время существует большое число работ, раскрывающих сущность криогенеза и рассматривающих главные направления исследований (Тютюнов 1960, Конищев 1981, Ершов 1982). Одним из таких направлений является поиск закономерностей изменения минерального вещества в условиях многократно чередующихся процессов промерзания и протаивания, составляющих основу криогенного выветривания - активного процесса преобразования рыхлых грунтов в горизонте интенсивных сезонных и суточных колебаний фазового состава воды.
Первые сведения о возможности разрушения горных пород при промерзании появились еще в конце XIX века - в 1882 В.Е. Хидден сообщил о разрушении образцов минералов, извлеченных из шахты и оставленных морозной ночью на поверхности. В дальнейшем подобные примеры приводились во многих работах, а первые теоретические представления базировались на хорошо известном свойстве воды - увеличении объема при кристаллизации на 9%. При этом теоретические расчеты показывали, что при кристаллизации воды в замкнутом пространстве может развиваться давление в 2200 МПа. Во второй половине XX века этой проблеме было посвящено немало работ (Цытович 1947, Попов 1953, Сергеев, Минервин 1960, Суходровский 1962, Полтев 1966, Шило 1971, Конищев 1981, Минервин , 1982, Ершов 1982, Воронков 2000 и др.). В результате проведенных указанными авторами исследований стало известно, что процессы, сопровождающие периодическое промерзание -протаивание в течение достаточно длительного периода времени приводят к накоплению в гранулометрическом спектре частиц крупнопылеватой фракции (0,05 - 0,01мм), как за счет дробления более крупных фракций, так и агрегации более тонких. Существование этих процессов в настоящее время уже не дискутируется, однако в интерпретации механизма криогенного выветривания, а также в идентификации его продуктов остается ряд нерешенных вопросов Наряду с известными закономерностями процесса криогенного преобразования минерального вещества далеко неясным остается механизм разрушения. Наиболее активным в процессе криогенного выветривания всеми без исключения исследователями признается влияние фазового перехода вода-лед. Однако трактовка его довольно разнообразна. Большее число исследователей по прежнему считает основным процессом разрушения частиц скелета грунтов расклинивающее действие льда при кристаллизации воды, причем эффект действия этого механизма пропорционален содержанию замерзающей в породе воды и количеству циклов промерзания-протаивания. Вместе с этим масштаб и характер проявления этого механизма рассматривается исследователями по-разному. А.Г.Черняховский (1966) считает, что расклинивающее действие льда может приводить только к грубому раздроблению породы по плоскостям напластования и способствовать накоплению только крупнообломочному элювию. А.В.Минервин (1982), напротив, доказывает, что расклинивающее действие льда может происходить даже внутри дислокационных каналов, обусловливая разрушение частиц на элементарные блоки в 10 - 100 мкм. Н.Ф.Полтев (1966, 1968), признавая за действием льда дробление на крупные отдельности, тонкодисперсное разрушение рассматривает как результат расклинивающего действия двумерного давления адсорбционного слоя воды при протаивании. О влиянии на разрушение частиц горных пород адсорбированных водных пленок писали также и другие авторы (Тютюнов 1960)
Наиболее подробно механизм криогенного разрушения рассмотрен В.Н.Конищевым. (1981). Согласно его представлениям этот механизм включает в себя ряд процессов, главными из которых являются расклинивающее действие льда, возникающее в результате замерзания воды в относительно крупных трещинах и разрушение частиц скелета за счет колебания давления незамерзшей воды, расклинивающего микротрещины в частицах. Первый из упомянутых процессов рассматривается в традиционном понимании, для второго предложена авторская схема, а сам процесс назван криогидратационным выветриванием. Вторым важным моментом в представлениях В.Н.Конищева о криогенном разрушении является вывод об определяющей роли в разрушении минералов их удельной поверхностной энергии. Конкретная форма ее проявляется в защитной функции пленок незамерзшей воды: менее всего разрушаются те фракции частиц скелета, где наиболее велико значение удельной поверхностной энергии, а следовательно и наибольшая толщина пленок незамерзшей воды. При этом разные минералы приобретают различное распределение устойчивых и менее устойчивых фракций. Это позволило установить ряд криогенной устойчивости минералов, а затем сформулировать главный принцип криогенного выветривания, коренным образом отличающийся от выветривания в теплых гумидных условиях - в условиях неоднократного перехода через нуль градусов кварц становится менее устойчивым, чем полевые шпаты.
В итоге В.Н.Конищеву удалось сформулировать концепцию преобразования рыхлого материала в зоне прерывистого криолитогенеза. Эта концепция может быть проиллюстрирована схемой, предложенной им в работе 1981 г. (рис. 3). Суть ее состоит из следующих основных положений: а) ведущий процесс криогенеза состоит в дроблении первичных минералов, и, хотя при этом минералогический состав их практически не меняется, сам механизм разрушения имеет весьма сложную природу и относится к физико-химическому типу; б) устойчивость минералов в криолитосфере характеризуется своеобразием и отличается от рядов устойчивости в теплых климатических условиях; в) составляющие частицы скелета отложений минералы имеют свои, криогенные пределы разрушения, отличающиеся от пределов разрушения иными механизмами выветривания минералов; г) в результате разрушения минеральных составляющих отложений в сфере прерывистого криолитогенеза формируется особая криогенная организация минерального вещества, выражающаяся в. своеобразном распределении его составляющих по гранулометрическому спектру.
Таким образом, основываясь на специфике криогенной устойчивости основных породообразующих минералов и применяя дифференцированный анализ минералогического состава отдельных гранулометрических фракций можно поставить задачу разделения продуктов криогенной трансформации от других типов гипергенеза и процессов осадконакопления.
В качестве конкретного отличительного признака продуктов криогенеза В.Н.Конищевым (Конищев, Рогов 1994) был предложен показатель, характеризующий распределение максимального количества основных породообразующих минералов (кварца и полевого шпата) по гранулометрическому спектру, точнее во фракциях тонкого песка и крупной пыли, в которых они накапливаются в ходе криогенеза. Этот показатель был назван коэффициентом криогенной контрастности (ККК). Аналитическое его выражение дано в предыдущей главе, здесь же важно подчеркнуть, что ККК не представляет собой ни минералогический, ни гранулометрический коэффициент. Это принципиально новый показатель распределения минералов по гранулометрическому спектру. Главными характеристиками при таком подходе являются не абсолютные содержания минералов, а особенности кривых распределения кварц-полевошпатового отношения по гранулометрическому полю размерных фракций. Этот коэффициент отражает своеобразную криогенную организацию вещества и позволяет анализировать современную и палеогеографическую обстановку формирования отложений в сфере прерывистого криолитогенеза .
Особенности состава почв и грунтов Горного Алтая и роль криогенеза в их формировании
Горный Алтай - наиболее высокогорная область южной Сибири. (г.Белуха - 4506м.) Гребни высокогорных хребтов характеризуются резкими горно-ледниковыми (альпийскими) формами. Кроме высокогорных, для Алтая типичны также хребты, массивы и плато до 1500-2000 м высотой, со слабо расчлененными гребнями, разделенными межгорными котловинами с ровными днищами.
Район имеет сложное и неоднородное геологическое строение. Здесь выделены зоны каледонской и герцинской складчатости, наложенные структуры салаирского тектогенеза и герцинские орогенные прогибы. Этим определяется многообразие структур и структурных форм и слагающих их пород. Коренные породы представлены метаморфическими, карбонатными, терригенными, вулканогенно-осадочными и интрузивными породами; разнообразные сланцы, песчаники, алевролиты, аргиллиты сменяются туфопесчаниками, туфоконгломератами, мергелями; встречаются гнейсы, амфиболиты, кварциты, мраморы, гравелиты и конгломераты.
Кайнозойские отложения (Разрез... 1978) сосредоточены, в основном, в межгорных впадинах. Разрез их наиболее полно представлен в Чуйской и Курайской впадинах, где максимальные мощности палеоген-неогеновых отложений превышают 460м. Для них характерно чередование в разрезе преимущественно глинистых, песчано-глинистых и алевритовых толщ. Палеоген-неогеновые толщи перекрыты, как правило лишь маломощными четвертичными отложениями. Наиболее распространенные типы четвертичных отложений - аллювиальные, пролювиальные, ледниковые и водноледниковые. Они представлены чаще всего грубообломочными разностями; в моренах и делювиально-пролювиальных образованиях преобладает глинистый заполнитель. Аллювиальные и озерно-ледниковые отложения могут содержать прослои и линзы глин или быть представленными глинистыми песками. Кроме того, можно встретить все типы склоновых отложений, обладающих, как правило, грубым составом, глинистым заполнителем, незначительными мощностями и неравномерностью распространения по площади. Разрезы четвертичных отложений максимальной мощности (40-80 м) — морены и делювиально-пролювиальные шлейфы - установлены в краевых частях впадин или в основании склонов.
В рельефе Алтайских гор выделяются районы низкогорья, среднегорья и высокогорья. На севере Алтая широко развит низкогорный рельеф с абсолютными отметками 400-900м, с относительными превышениями до 500 м и более. Для него характерны невысокие, заросшие лесом, возвышенности, с реликтами древней поверхности и следами кор выветривания. К югу низкогорье постепенно переходит в средневысотные горы с абсолютными высотами 1000-1800М и относительными превышениями рельефа 600-1000м. В центральных районах развит высокогорный рельеф с наиболее высокими хребтами. Характерный геоморфологический элемент Алтая - высокогорные котловины, или "степи"— Чуйская (рис.13), Курайская и др., расположенные среди наиболее высоких хребтов. Днища их находятся на различных уровнях от 800 до 2000м абсолютной высоты и выполнены мощной толщей новейших отложений. В геоморфологическом отношении особо выделяется плоскогорье Укок (рис.14). Оно возникло в результате активных процессов эрозии и денудации, которые господствовали на Алтае в мезозое и палеогене-неогене. Эти процессы сформировали плоскогорный рельеф поверхности выравнивания. Она сохранилась на большей части плоскогорья Укок и является одним из важнейших условий для выделения плоскогорья как типа рельефа (Редькин, 1998). Это рельеф дряхлого облика с куполообразными или плосковершинными возвышенностями, поднимающимися на 2500-3000м над широкими долинами с плоскими днищами. Такой рельеф преобладает в междуречье Кагуты-Алахи-Джазатора и на левобережье верхней части долины Джазатор.
Поверхность плоскогорья осложнена двумя крупными внутригорными впадинами - Бертекской и Тархатинской. Ак-Алахинское понижение (один из районов отбора образцов)- часть Бертекской впадины. Она протянулась на километров от выхода реки Ак-Алаха из троговой долины в хребте Южный Алтай до слияния с рекой Аккол. Главной особенностью района являются гляциальные озерно - и флювиогляциальные формы рельефа. Начальное расчленение поверхности выравнивания создало холмогорья - своеобразные холмистые образования с округлыми вершинами и достаточно пологими (мягкими) склонами с почвенно-растительным покровом. Отметки вершин составляют 2500 - 2600 м, отметки пьедесталов подножий соответственно 2000 - 2200 м.
Климат Алтая в целом суровый, континентальный (перепады температуры воздуха достигают 95С), сменяется на юго-западе более мягким, приближающимся к циклоническому. В юго-западной части горного Алтая средние температуры воздуха отрицательные (Кош-Агач от -4 до -7,5 С). Величина радиационного баланса составляет в Горно-Алтайске - 15,6 кДж/м2, в Кош-Агаче - 16 кДж/м2, иногда до 17 кДж/м2 в год. Величина суммарной радиации уменьшается в направлении с юга на север на 20-25%. С высотой радиационный баланс увеличивается до 2500м независимо от экспозиции и крутизны склонов, а выше уменьшается.
Разнообразие природных условий региона определяет широкий диапазон изменения средних годовых температур воздуха от 3,6 до -9,2С. Для низко- и среднегорных частей Алтая отмечается зимняя температурная инверсия - повышение среднеянварской температуры воздуха в интервале высот 200-500 м и понижение ее выше 500м. Среднее значение гипсоаэротермического градиента для горного Алтая составляет 0,6С на 100м.
Осадки распределены в пределах рассматриваемой территории неравномерно. Годовая их сумма изменяется от 67-100 мм в Чуйской впадине до 1000 мм (пос. Артыбаш ) и 3000 мм в горах Биш-Иирду. Распределение снега подчиняется тем же закономерностям, что и осадки в целом — мощность снежного покрова уменьшается с северо-запада на юго-восток. На склонах передовых западных и северных хребтов Алтая она составляет 30-60, а в высокогорье до 100-200(м. В узких долинах Центрального и юго-западного Алтая выпадает 3-5см снега, в высокогорье - до 100см и более. Выше границы леса распределение снежного покрова зависит от ветрового режима. Степени покрытия наветренных юго-западных и южных склонов даже в конце зимы не превышает 25-30 % , а на подветренных склонах образуются надувы большой мощности.
Особенности климата плоскогорья Укок в значительной мере объясняются его географическим положением на стыке трех типов климата: монгольского (центрально-азиатского), западно-сибирского (континентально -циклонического) и среднеазиатского. Их взаимное проникновение и различное сочетание с характером подстилающей поверхности и обуславливают распределение тепла и влаги в пределах района. В зимнее время близость Азиатского антициклона определяет антициклональныи режим погоды. Осадки выпадают в твердом виде, устойчивый снежный покров устанавливается в ноябре. Зимой выпадает 15-20% годовых осадков. В теплое время года выпадает 80-85% осадков (35—50% летом) от их годовой величины, преимущественно в виде дождя, хотя не редки и зимние снегопады. Весной погода особенно неустойчивая, возможен возврат холодов, связанный с вторжением континентального арктического воздуха.
В пределах пограничного слоя атмосферы над плоскогорьем и его горным обрамлением формируется более пестрая картина в распределении воздушных потоков, важную роль в которой играет образование циркуляционных ячеек "котловины - горы".
Как и многим межгорным впадинам, плоскогорью Укок присуще высокое значение годовой амплитуды температур воздуха, малое количество осадков и температурные инверсии в зимний период. Так, в Бертекской внутригорной впадине среднегодовое количество осадков колеблется в пределах 160 -300мм год, а среднегодовые температуры изменяются от -7,6 до -9,5 С.
По характеру растительного покрова исследуемая территория входит в состав Алтае-Саянской геоботанической области. Большая ее часть расположена в зоне тайги, представленной на западе темнохвойными (кедр, пихта) лесами, на севере березой в комплексе с лугами, сменяющимися выше по рельефу светлохвойной тайгой из лиственницы, а еще выше — разреженной лиственичной тайгой, заменяющейся в юго-западном Алтае альпинотипными и субальпийскими лугами, а восточнее — горными тундрами. Верхняя граница леса находится в разных частях Алтая на высотах 2000-2400 м. В районе плоскогорья Укок и его горного окружения получают развитие сообщества, относящиеся, в основном, к двум типам высокогорных ландшафтов северного полушария — разнообразными по составу горным тундрам (ерниковые, кобрезиевые, мохово-лишайниковые тундровые сообщества) и высокогорным мелкодерновинно-злаковыми степям, в которых наряду с типичными степными видами участвуют криофитные и криоксерофитные высокогорные виды. В силу ряда географических факторов, таких, как малоснежность, низкие зимние температуры, наличие многолетнемерзлых пород, сильные иссушающие ветры, субальпийские луга получили незначительное распространение. Небольшую площадь занимают горные леса, так как на большей части территории лесной пояс выклинивается и наблюдается непосредственный контакт альпийско-тундровой и степной растительности с образованием различных вариантов тундрово-степных сообществ. Верхнюю часть лесного пояса занимают лиственнично-кедровые и лиственничные субальпийские подгольцовые редколесья.
Влияние криогенеза на состав почв и лессовидных отложений Западного Алтая
Район, где проходили полевые исследования, занимает территорию юго-западной части Алтайского края на Приобском плато и предгорьях Тигирецкого хребта, в границах Тигирецкого заповедника и его окрестностей. Формирование современных отложений и почв в этом районе определяется особенностями литологии материнских пород, климатическими условиями и ландшафтной обстановкой. Климат района резко континентальный, с суровой, холодной, с сильными ветрами зимой и сухим жарким летом. Основные особенности климатических условий определяются, главным образом, режимом солнечной радиации, характером атмосферной циркуляции, положением территории внутри континента, а также свойствами подстилающей поверхности.
В зимний период (с ноября по март) описываемый регион находится в зоне влияния западной и юго-западной окраины антициклональной барической области, формирующейся под воздействием Азиатского антициклона. Начало зимы характеризуется очень неустойчивой циклональнои погодой с частыми снегопадами и метелями. В середине зимы господствует антициклональный режим, способствующий формированию малооблачной, морозной погоды и сравнительно малоснежной зимы. В конце зимы усиливается широтная циклональная циркуляция и развивается фронтальная деятельность, вызывающая неустойчивую погоду с сильными ветрами, снегопадами и метелями.
В начале весны складываются благоприятные условия для переноса воздушных масс с юга и местного радиационного прогрева, начинается быстрый рост среднесуточных температур воздуха. Летом наблюдается перенос тепла с юга и юго-востока, что способствует поддержанию высоких температур воздуха. В первой декаде июня возможно вторжение арктического воздуха, вызывающего похолодание и заморозки. В конце августа заметно понижается температура воздуха, возрастает интенсивность меридиональных перемещений воздушных масс, все чаще арктический воздух проникает на описываемую территорию. Осенью характерен циклонический тип циркуляции, причем чередуются противоположные воздушные потоки - северный и южный, а погода меняется от ненастной, дождливой до сравнительно теплой и сухой.
Температурный режим воздуха в годовом ходе обусловлен низкими средними температурами января и высокими температурами июля Среднегодовая температура положительна в Змеиногорске (2.0) и отрицательна в Усть-Кане (-1.5), что говорит об их уменьшении с запада на восток. Абсолютный минимум наблюдается в Усть-Кане в январе (-52), в Змеиногорске в декабре (-49). Переход температур через 0 градусов отмечается в апреле, а последние заморозки наблюдаются в Змеиногорске во второй половине мая, в Усть-Кане - во второй половине июня .
Самый теплый месяц на описываемой территории - июль. Абсолютный максимум составляет в Змеиногорске 38, а в Усть-Кане - 33. Погода в летнем сезоне наиболее устойчива. Переход к осени заметен по появлению первых заморозков в середине августа в Усть-Кане и середине сентября в Змеиногорске. В октябре происходит переход температур через 0С. Таким образом, период, когда наблюдаются колебания температур через нуль градусов составляет около пяти месяцев.
Непосредственная близость горной системы Алтая оказывает большое влияние на процесс распределения осадков. Поступающие с запада и северо-запада влагоносные воздушные массы под воздействием эффекта восхождения, приводящего к обострению фронтальных процессов, дают значительные осадки еще на подходе к горам. Основная часть и осадков (в Змеиногорске 576 мм, в Усть-Кане - 343 мм в год ) выпадает в теплое время года с апреля по октябрь. В зимний сезон их выпадает 15-20% от общего количества, причем основная часть приходится на первую половину зимы (ноябрь-декабрь). Устойчивый снежный покров устанавливается 8-Ю ноября, его разрушение приходится на 27 марта - 14 апреля. Число дней со снежным покровом уменьшается с запада на восток (от Змеиногорска к Усть-Кану) и составляет соответственно 169 и 160 дней в году. Наибольшая высота снежного покрова наблюдается в конце февраля - начале марта, и в Змеиногорске она достигает 45-50 см, а в Усть-Кане - 10 см. Высоко в горах продолжительность устойчивого снежного покрова составляет около 180 дней в году, а его высота колеблется от 40 до 60 см.
Исследуемая территория находится на границе двух природных зон -степной, которая с запада на восток через подзону лесостепи переходит в лесную, представленную особым типом черневой тайги. Район черневой тайги расположен в бассейне верхних левых притоков Чарыша (р. Иня), прорезающих северные склоны Тигирекского хребта, вытянутого в широтном направлении. Она представлена производными пихтово-осиновыми, осиново-березовыми с участием пихты высокотравными лесами. С высоты 1300-1400 м в составе осиново-пихтовых лесов заметно увеличивается количество кедра. Верхнюю границу леса образует кедрово-пихтовое редколесье с участием субальпийских высокотравных лугов.
Лесостепной район расположен в бассейне среднего течения р. Чарыш. Характерная черта его - широкое распространение злаково-разнотравных лесных лугов в нижней части лесного пояса. Лес представляют, в основном, лиственные и березово-лиственные формации. Для последнего характерен кустарниковый подлесок и хорошо развитый травяной покров.
Степной район занимает западную часть исследуемой территории и представлена черноземными степями и остепненными злаково-разнотравными лугами. На низких водоразделах наблюдаются участки засушливых степей с ковыльной растительностью.
Главным фактором, определяющим общие закономерности распространения основных типов почвенных разностей является рельеф. Территория Приобского плато, занимающую наибольшую часть исследуемого района, представлена настоящими черноземами мощностью 0,8 -1м. Низкогорья (вплоть до 900 м) характеризуется преобладанием весьма плодородных серых, темносерых лесных оподзоленых суглинков, черноземовидных, темноцветных почв, без признаков процесса оподзоливания. Среднегорный пояс (от 900 до 1400 м) занят дерново-подзолистыми серо-лесными почвами с различной степенью оподзоливания мощностью около 50 см. Высокогорья (1400 - 1900 м) характеризуются преобладанием маломощных глинистых почв различной степени оподзоливания.
Большое значение в формировании почв и приповерхностных грунтов оказывает их контрастный температурный режим, который характеризуется высокими средними показателями температуры на поверхности почвы в июле (от 19 в Усть-Кане до 23 в Змеиногорске) и низкими в январе (от -21 в Усть-Кане до -17 в Змеиногорске).
Геокриологические условия рассматриваемого района отличаются широким развитием сезонного промерзания. Максимальные глубины сезонного промерзания наблюдаются в степных районах на Приобском плато - до 2 - 2, 5 м., к югу, в лесной зоне, где мощность снежного покрова увеличивается, глубины уменьшаются до 0,5 - 1 метра. В предгорных районах встречается островная мерзлота с мощностями до 50 м и температурами грунтов от 0 до 1С. Вечная мерзлота возможна лишь на вершинах более 1400 м.
На исследуемой территории заложено 5 шурфов (разрезов)по профилю, так, чтобы шурфы были расположены в различных ландшафтных условиях. Разрез 1 заложен на участке ковыльной степи в верхней части бассейна р.Алей, близ села Плоское. Разрез 2 заложен на участке смешанного леса в верховьях р. Алей близ дер. Нов.Алейка. Разрез 4 заложен на участке черневой тайги Тигирецкого хребта на левом берегу р. Белой. Разрезы 5 и 6 заложены на территории Приобского плато 80 -100 км к северу от г. Барнаула, близ села Шелаболиха на границе лесостепной и степной зон. Разрез 5 располагается на участке березового колка. Разрез 6 заложен на участке нераспаханной черноземной степи со злаковым разнотравьем и типичными черноземными почвами.
Лессовидные отложения перигляциальных районов Средней Германии
В ходе выполнения российско-германского проекта «Альпы - Кавказ -Алтай» автору удалось посетить некоторые районы распространения лессовых и лессовидных отложений в Средней Германии. И хотя эти посещения были весьма кратки и собранный полевой материал был достаточно фрагментарным, его анализ дал весьма интересные результаты. Определения криолитологических показателей в данном районе были проведены впервые и результаты оказались весьма интересными, особенно при сравнении с данными, полученными нами в других районах. Поэтому автор посчитала необходимым включить их в данную работу.
Перигляциальная область Средней Германии занимает большую часть Среднеевропейской равнины - низкой, всхолмленной, поверхности со средними высотами 50 -100м. Она занимает широкий пояс платформенного тектонического прогиба, ограниченного на севере Балтийским щитом и каледонидами Фенноскандии, а на юге - герцинидами Центральной Европы. Развитие поверхности равнины в четвертичное время было связано, главным образом, с деятельностью поверхностных вод и аккумулятивной работой покровных ледников. Мощность четвертичных ледниковых, озерных и речных отложений достигает 100-200м. Лишь местами из-под четвертичного чехла выступают мезозойские, палеогеновые и неогеновые породы, преимущественно известняки и песчаники.
Во время максимального (рисского) оледенения скандинавские ледники перекрывали всю среднеевропейскую равнину. Последнее Вюрмское оледенение охватило лишь часть области, лежащую восточнее водораздела рек Эльбы и Везера. За пределами границ последнего оледенения ледниковые формы сохранились слабо.
Среднеевропейская равнина, в эпоху последнего оледенения являлась областью активного развития процессов, свойственных мерзлотным областям с резко-континентальным климатом. Такие условия не существовали постоянно, они менялись во времени и по территории; были периоды, когда они исчезали совсем. Эта особенность проявилась в развитии трех поясов перигляциальных зон: пояса низменностей, расположенных к северу от лессовых районов; собственно лессового пояса и горного пояса с маломощными лессовидными отложениями. Лессовый пояс составлял главную часть перигляциальной области и именно в нем наиболее характерными рельефо- и породообразующими процессами в позднем плейстоцене, были криогенные процессы, а также процессы ветровой дефляции и аккумуляции. Лессовые равнины Средней Германии вытянуты неширокой полосой (20-70 км) вблизи северных подножий гор Герцинской Европы. Наиболее типичен для этих равнин район к северу от гор Гарц, который на западе переходит в небольшие разрозненные массивы лессов во Франции, Бельгии и Нидерландов, а на востоке расширяется до полосы в 100 км и сливается с обширными районами распространения лесса на Среднедунайской равнине, в Польше и на Европейской территории СНГ.
Стратиграфия лессовых толщ Средней Германии хорошо изучена (Хаазе и др. 1969, Лессовый покров, 2001.) Однако, поскольку ключевым для решения вопросов периодизации и корреляции лессовой формации страторегионом всей Северной Евразии является Восточно- Европейская равнина, а также поскольку в предыдущей главе рассматривались разрезы на ее территории, то целесообразно сопоставить имеющиеся стратиграфические схемы Средней Германии и центра Русской равнины. В табл. 4 приведены стратиграфические схемы, основывающиеся на работах российской и немецкой школы исследования проблемы лессов. Из нее видно, что стратиграфические этапы формирования лессового комплекса позднего плейстоцена достаточно сходны, хотя многие авторы отмечают, что строение позднеплейстоценовых толщ в Германии, как и во всей Западной Европе, более сложное, чем в центральных частях Русской равнины из-за большего числа уровней интерстадиального почвообразования, включений водно-аккумулятивных и солифлюкционных отложений (Иванова и др. 1975).
Отмечая особенности состава лессовых отложений рассматриваемого района, следует отметить, что в гранулометрическом спектре наблюдается сочетание повышенного количества глинистых и песчаных частиц при пониженной роли крупноалевритовой фракции, что не характерно для лессовых отложений Русской равнины. Минералогический состав лессов Средней Германии характеризуется довольно большим разнообразием, что обусловлено неодинаковой ролью во времени разных питающих провинций при формировании конкретных участков лессового покрова. Однако, главные черты минералогического состава, а именно, преобладание среди песчаных и алевритовых частиц минералов легкой фракции (до 98-99%) и превышение количества кварца над полевыми шпатами, практически сходны с таковыми для Русской равнины, что и позволило применить криолитологическии и микроморфологический методы для лессов Германии.
В проблеме генезиса лессов Средней Германии, как и других регионов много нерешенных вопросов. При этом следует сказать, что в нашей стране признано, что лессовые отложения могут иметь различный генезис. В Германии, как и других странах Европы, большинство исследователей придерживаются мнения Лессовой комиссии ИНКВА, которая определяет лессы как преимущественно эоловые образования. При этом подразумеваются отложения, которые часто называют «типичными» или «первичными» и которые имеют желтый или желто-бурый цвет, неслоисты, в их гранулометрическом составе преобладает крупная пыль и они карбонатны. Лессы, отличающиеся по характеристикам от «типичных» эоловых, имеют дополнительное обозначение и при этом признается их иной генезис (склоновый, солифлюкционный и др.). Особый интерес для наших исследований представляют так называемые лессовые дериваты (Lobderivat), которые по свойствам близки к лессовидным покровным суглинкам Русской равнины.
Как и в лессах Русской равнины, в лессах и лессовидных образованиях Средней Германии наблюдаются многочисленные горизонты ископаемых почв разного типа и мощности. Наиболее хорошо выраженными и широко распространенными почвами являются Эмская и Гляйнская. сопоставяющиеся с Микулинской и Брянской на Русской равнине.
Как и на Русской равнине лессы и лессовидные отложения Средней Германии характеризуются широким развитием криогенных образований. Они представляют собой псевдоморфозы по жильным льдам, грунтовые жилы, криотурбационные структуры и солифлюкционные сдвиги и др. Наиболее древние криогенные деформации, относящиеся к началу последнего оледенения, в лессовых районах связаны с профилем последней межледниковой почвы перед началом вислинского времени (валдая), т.е. с эмским (мезинским) почвенным комплексом. Они представляют собой криотурбационные и солифлюкционные смятия; в северной части лессового пояса солифлюкция проявилась в виде особого типа, приводящего к сечению части почвенного профиля со следами скольжения почвогрунтовых масс по поверхности оттаявших пород. Южнее солифлюкционные деформации не так четко выражены, следы криотурбации сохраняются. Есть данные, что они возникли, когда почвенный комплекс сформировался уже полностью.
Более поздние криогенные процессы происходили по мере перехода к главной холодной фазе вислинского (валдайского) времени, когда на всей территории Средней и Восточной Европы возобновились активные мерзлотные процессы. В это время гляйнская (брянская) почва подвергалась сильной переработке криогенными процессами, прежде всего криотурбациям и солифлюкционным смятиям, формированием пятен-медальонов, что говорит о том, что климат был еще не очень сухой. Самые же яркие проявления криогенных и эоловых процессов относятся ко времени от 24-25 до 10-12 тыс. лет назад. В лессовых районах этому соответствуют поздневислинскии лесс Германии, (ярославский горизонт лесса III на территории Русской равнины).
В целом, можно сказать, что Средняя Европа, как и Восточная, в главную холодную фазу вислинской эпохи представляла собой сложно построенную область многолетней мерзлоты с сухим континентальным климатом и разреженным растительным покровом, что благоприятствовало криогенным и эоловым процессам. Однако такой климатической суровости (и это отмечают все исследователи), которой отличались условия на Русской равнине (морозобойные трещины до 5-6м), в Германии не наблюдалось. Это говорит о том, что западный сектор перигляциальной области последнего оледенения был значительно мягче. Южная граница вечной мерзлоты проходила, скорее всего, по широте 46, а далее на юг - существовала зона глубокого сезонного промерзания.
Районы, где расположены разрезы, которые посетил автор, находятся на территории Германии (рис 45). Они расположены практически на одном меридиане (около 12 в.д.), но один на территории Саксонии, в поясе лессов предгорий Гарца, другой в Баварии, предгорной полосе маломощных покровных лессовидных суглинков.
