WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

На правах рукописи

Русаков Алексей Валентинович

ФОРМИРОВАНИЕ ОЗЕРНО-ЛЕДНИКОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ И ПОЧВ В ПЕРИГЛЯЦИАЛЬНОЙ ЗОНЕ ЦЕНТРА РУССКОЙ РАВНИНЫ В ПОЗДНЕМ НЕОПЛЕЙСТОЦЕНЕ И ГОЛОЦЕНЕ специальность

25.00.23 физическая география и биогеография, география почв и геохимия ландшафтов

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук

Санкт-Петербург -2012-

Работа выполнена на кафедре почвоведения и экологии почв биолого-почвенного факультета Санкт-Петербургского государственного университета

Научный консультант:

Доктор сельскохозяйственных наук Матинян Наталья Никитична

Официальные оппоненты:

Доктор географических наук Субетто Дмитрий Александрович Доктор биологических наук Красильников Павел Владимирович Доктор географических наук Александровский Александр Леонтьевич

Ведущая организация: Институт физико-химических и биологических проблем почвоведения РАН (г. Пущино)

Защита состоится «17» апреля 2012 г. в 1500 на заседании совета Д.212.232.64 по защите докторских и кандидатских диссертаций в ГОУ ВПО «Санкт-Петербургский государственный университет» по адресу:

199178, Санкт-Петербург, 10-я линия В.О., д. 33, центр дистанционного обучения «Феникс».

e-mail: spb.geograph@gmail.com факс: (812) 328-41-

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке им. А.М. Горького ГОУ ВПО «СанктПетербургский государственный университет» по адресу:

199034, Санкт- Петербург, Университетская набережная 7/Автореферат разослан «____» февраля 2012 г.

Ученый секретарь диссертационного совета С.Н. Лесовая д.г.н.



Актуальность работы. Современное состояние ландшафтов, особенности строения и свойств почвообразующих пород (ПОП) и организации почвенного покрова (ПП) обширной перигляциальной зоны центра Русской равнины закладывались в позднем неоплейстоцене. Выявление палеогеографической основы формирования почв как компонента ландшафта, закономерностей их развития во времени является фундаментальной проблемой географии почв и ландшафтоведения. Ярославское Поволжье, занимающее территорию около 40 тыс. км2, является ключевым регионом, где, несмотря в целом на хорошую изученность стратиграфии неоплейстоцена и ПП, остаются нерешенными и дискуссионными ряд актуальных проблем палеогеографии и физической географии. Во-первых, наличие перигляциальных феноменов, прежде всего – обширной группы широко распространенных лссовидных отложений, требующих выяснение генезиса, палеогеографической обстановки седиментации, условий залегания и возраста, которые выступают в качестве литогенной основы сформированных на них голоценовых почв. Во-вторых, до сих пор крайне дискуссионными и нерешенными являются вопросы палеогеографии приледниковых подпрудных озер (ППО): зона распространения, уровень поднятия воды (что особенно важно в условиях равнинной территории), пороги стока и связанные с ППО условия седиментогенеза широкого спектра контрастных по строению и свойствам однородных и двучленных ПОП субаквального генезиса.

В-третьих, для северной части приледниковой зоны ранее не изучались и не диагностировались средневалдайские палеопочвы в составе полигенетических почвенно-осадочных толщ. Расшифровка заключенной палеопедогенной информации в этих гетерохронных образованиях позволит надежно датировать и маркировать поздневалдайские субаквальные наносы, а также выявить природную обстановку и специфику педогенеза средневалдайского интервала.

Цель работы состоит в выявлении закономерностей формирования озерноледниковых отложений и почв в перигляциальной зоне центра Русской равнины в позднем неоплейстоцене и голоцене.

Для достижения этой цели решались следующие задачи:

1. Изучить палеогеографические условия седиментации, пространственную дифференциацию, генетические особенности доминирующих однородных и двучленных ПОП (прежде всего лессоидов) в пределах сопряженных террасовидных уровней (ярусов) и оценить интенсивность голоценового педогенеза сформированных на них почв.

2. Выявить зоны распространения, высоты поднятия уровня, этапов деградации, порогов и путей стока системы ППО как одного из факторов, определяющих разнообразие ландшафтов перигляциальной зоны северной части центра Русской равнины.

3. Выявить свойства поздневалдайских озерно-ледниковых глинистых ПОП центра Ярославского Поволжья, имеющих локальное распространение и занимающих высокие гипсометрические позиции.

4. Выявить ареалы, геоморфологическое положение, морфолого-генетическую организацию, свойства средневалдайских и голоценовых палеопочв, отражающих биоклиматические условия прошлого и являющихся носителями информации о развитии и эволюции ландшафтов.

Основные защищаемые положения.

1. Выявленная пространственная дифференциация и высотный градиент изменения гранулометрического состава безвалунных пылеватых супесчаносуглинистых отложений на сопряженных террасовидных поверхностях с а.о. от ~100 до 170(180) м, позволяет отнести эти породы к единому парагенетическому ряду отложений субаквального седиментогенеза поздневалдайского возраста.

2. Верхневолжские ППО перигляциальной зоны центра Русской равнины представляли собой единую обширную систему сообщающихся водоемов с высоким (до а.о. 180 м) уровнем стояния воды, пути стока и деградация которых способствовал формированию поздневалдайских однородных и двучленных пород субаквального генезиса, а степень текстурной дифференциации голоценовых почв отражает постепенное (от верхних ярусов к нижним) экспонирование поверхностей для процессов гипергенеза и почвообразования.

3. Поздневалдайские озерно-ледниковые глины, вскрывающиеся на поверхностях с а.о. до 150–160 м, выделены в отдельную группу четвертичных отложений северной части приледниковой зоны Русской равнины, ограниченной линиями продвижения Валдайского (Осташковского) и Московского ледников.

4. В поверхностных почвенно-осадочных образованиях в зоне Верхневолжской системы ППО и содержащих палеопочвы стадии МИС3 (морская изотопная стадия) и перекрытых поздневалдайскими субаквальными осадками, на которых развиты голоценовые почвы, записана эволюция ландшафтов во время и после стадии МИС3. Несмотря на наложенный и «агрессивный» характер голоценового почвообразования, признаки средневалдайского педогенеза остаются устойчивыми.

5. Развитие голоценового педогенеза дерново-подзолистых почв определенных геоморфологических позиций происходила в две стадии. Она включает: 1) темно-гумусовое гидроморфное почвообразование на карбонатном фоне (раннесредний голоцен) и 2) выщелачивание карбонатов, иллювиирование глины (среднепоздний голоцен) вследствие усиления степени естественного дренажа.

Научная новизна. В диссертационной работе:

1. Впервые доказано существование единого обширного приледникового озера с порогом стока на а.о. 180 м на основании анализа (1) морфоскульптур поверхностей сопряженных гипсометрических уровней, (2) особенностей пространственно-временной дифференциации однородных и двучленных ПОП и (3) результатов радиометрического датирования озерно-ледниковых отложений и палеопочв.

2. Впервые выявлено четкое возрастное разграничение и геоморфологическая дифференциация субаквальных пылеватых супесчано-суглинистых отложений, обусловленная преимущественным влиянием региональной системы ППО.

3. Впервые изучен вещественный состав, свойства, генетические особенности и проведена палеогеографическая интерпретация малоизученных поздневаладйских озерно-ледниковых глин, маркирующих донные поверхности ППО и являющихся стратиграфическими реперами озерного седиментогенеза в регионе.

4. Расширен литолого-генетический/фациальный состав ПОП террасированного макросклона северной экспозиции Клинско-Дмитровской гряды, включающий поздневалдайские озерно-ледниковые отложения, имеющие двучленное строение: алевритово-пелитовые типы, перекрытые супесчано-песчаными наносами. Двучленное строение озерно-ледниковых отложений отражает резкую смену режима седиментации от динамически спокойных в условиях крупных глубоководных ППО до динамически активных в условиях спуска ППО и их обмеления.

5. Впервые выявлена самая древняя фаза гидроморфного педогенеза стадии МИС3 (~47 тыс.л.н.), обусловленная грунтовым увлажнением на фоне обводненных ландшафтов. Выявлены генетические особенности и классификационное положение уникальных по геоморфолого-литологическим свойствам палеопочв, развитых на ранневалдайских и/или микулинских озерных отложениях и на московской морене. Впервые выявлены самые северные в Европе ареалы распространения средневалдайских (включая брянский мегаинтерстадиал) палеопочв.

Практическая значимость. Обобщенные и структурированные в диссертации данные по крупномасштабному почвенному картографированию, включая статистическую обработку базовых свойств широкого спектра почв в пределах землепользований хозяйств Ярославского Поволжья, проведенные в 1970–1990 гг., являются основой для проведения регионального почвенного мониторинга и инвентаризации, почвенно-экологической оценки земельных и почвенных ресурсов региона. На примере агрокатены Московской области (одного из объектов исследования) автором проведена апробация по практическому использованию и сравнительной характеристике современных российских методик оценки почвенного плодородия пахотных почв.

Результаты работы использованы при чтении курсов на биолого-почвенном ф-те СПбГУ «Почвенные и земельные ресурсы России», «Почвенно-ландшафтное планирование территории», «Структура почвенного покрова», «Основы земельного кадастра и бонитировки почв», «Основы землепользования и землеустройства», «Почвы Мира» и на факультете Почвоведения МГУ им. М.В. Ломоносова «Палеопочвоведение».

Значительная часть исследований осуществлена при поддержке фонда РФФИ: проекты 02-04-49153а, 05-04-48465а, 08-04-00190-а и 11-04-00392а.

Апробация работы, публикации. Результаты работы доложены на всероссийских и международных конференциях, совещаниях, конгрессах и съездах по почвоведению (Минск, 1994; Санкт-Петербург, 1996, 1999, 2006; 2007; Москва, 2008; Суздаль, 2000; Пущино, 2001, 2009, 2010; Мехико, 2001, 2005, Уатулько, 2009, Мексика; Новосибирск, 2004; Белгород, 2006, 2009; Ростов-на-Дону, 2008, Хьюстон, США, 2008;) палеогеографии и изучению квартера (Москва, 1987, 2003;

Смоленск, 2002; Сыктывкар, 2005; Рованиеми, Финляндия, 2006; Астрахань, 2008;

Новосибирск, 2009; Ростов-на-Дону, 2010, Апатиты, 2011), на заседаниях каф.

Почвоведения и экологии почв СПбГУ (2008), СПб. Общества почвоведов им. В.В.

Докучаева (2008, 2011), на научном семинаре в ИГ РАН, Москва под рук. В.О. Таргульяна (2010).

По теме диссертации опубликовано 40 работ. В том числе: 15 статей в журналах из списка, рекомендованного ВАК, 25 статей в журналах и сборниках.

Структура работы. Диссертация изложена на ____ стр. текста, состоит из введения, 8 глав, выводов, приложений, содержит 41 таблицу, 67 рисунков, список литературы состоит из ___ источников.

Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность и признательность П.П. Керзуму за неоценимую помощь при подготовке работы, научному консультанту Н.Н. Матинян за поддержку исследований. Глубокую благодарность автор выражает Г.А. Касаткиной, С.А. Иноземцеву, М.А. Бронниковой, Л.О. Карпачевскому за обсуждение отдельных разделов диссертации, А.И. Попову и А.Ю. Пузаченко за помощь при статистической обработке результатов, С.Н. Седову за помощь при микроморфологической диагностике почв и обсуждение результатов.

Неоценимую помощь работе оказал А.И. Поздняков, как в методологическом плане, так и во время полевых работ. Автор благодарен моим коллегам М.А. Коркка, А.С. Симаковой за творческое сотрудничество при подготовке работы. Автор выражает глубокую и искреннюю признательность членам своей семьи за терпение моральную помощь, оказанную во время подготовки диссертации.

В первой главе рассматриваются общие сведения о рельефе фронтальной перигляциальной зоны, дискуссионные вопросы «лессовой проблемы», анализ современного состояния о палеогеографии ППО.

Современный холмисто-моренный рельеф северной окраины перигляциальной зоны сформирован в основном аккумулятивной деятельностью последнего на этой территории среднеплейстоценового (московского) оледенения и в основных чертах унаследовал особенности строения доледникового рельефа. Большинство положительных и отрицательных форм рельефа тектонически обусловлены и приурочены к повышениям и понижениям дочетвертичной поверхности.

Генезис пылеватых безвалунных (покровных) отложений перигляциальной зоны последнего поздненеоплейстоценового оледенения Русской равнины, перекрывающих с поверхности различные элементы рельефа и разнообразные породы прерывистым плащом мощностью до 5–6 м, до настоящего времени остаётся дискуссионным, что существенно осложняет генезис сформированных на них почв. На основании анализа литературного материала, вслед за П.Н. Чижиковым (1961, 1968), мы придерживаемся терминов лессовидные (бескарбонатные, либо карбонатные) суглинки и глины, или пылеватые безвалунные отложения по отношению к распространенным здесь породам.

В период максимальной стадии развития ледникового покрова, в перигляциальной зоне северной части центра Русской равнины в результате подпруживания ледником рек, имевших сток в северном направлении (верховья р. Волги и других рек), возникла региональная система обширных ППО. По данным ряда исследователей (Квасов, 1975; Гросвальд, 1999; Гросвальд, Котляков, 1989), эти озера являлись звеном Великой приледниковой системы стока Северной Евразии. Один берег этих озер образовывал край ледника. Порог стока системы ППО проходил по Бежецкому верху, Смоленско-Московской и Галичско-Чухломской возвышенностям, Северным увалам.

Принципиальным является вопрос о максимальном уровне поднятия зеркала воды подпрудных озер, поскольку уточнение величины этого параметра имеет большое палеогеографическое значение, так как в условиях равнинной территории даже небольшое повышение гипсометрического уровня поверхности озер приводит к резкому увеличению площади затопления на значительной территории, а следовательно – к формированию на обширных территориях толщ отложений субаквального генезиса, строение и свойства которых во многом могут определять особенности голоценового педогенеза развитых на них почв. По различным оценкам, уровень озерных бассейнов варьировал в широких пределах: от 98–122 м (Алешинская, Гунова, 1998; Gey et al., 2001 и др.) до а.о. 140–162 м (Ауслендер, 1966; Гросвальд, Котляков, 1989; Гугалинская, Алифанов, 1995; Квасов, 1974; 1975; Палеогеографическая основа…, 1994 и др.). Таким образом, вопрос о генезисе лессовидных суглинков и уровня ППО до сих пор является дискуссионным и требует своего решения.

Вторая глава посвящена объектам и методам исследования. В ходе полевых и камеральных исследований почв, четвертичных отложений и ПП применялся сравнительно-географический, профильно-генетический, геолого-геоморфологический, почвенно-исторический, микроморфологический, электрогеофизический, палинологический и радиометрический методы исследований. Фактический материал собран лично автором во время полевых и лабораторных исследований по крупномасштабному картографированию почвенного покрова Ярославской области (1983–1994 гг.) и закладке ключевых участков и катен и исследованию обнажений, вскрывающих средневалдайские педокомплексы, подстилающие и перекрывающие их седименты, в пределах которых сформированы голоценовые почвы (1996–2010 гг.).

В соответствии с поставленными задачами работы, ключевые массивы и катены, отбирались таким образом, чтобы 1) охватить многообразие форм рельефа и почвенно-литологическую специфику всего региона (56,3–58,5 с.ш.) и 2) оценить степень удаленности от границы максимального продвижения осташковского ледника. Площадь трех ключевых массивов, на всю территорию которых составлены крупномасштабные (1: 10000) почвенные карты, варьировала в пределах 1,5–4,тыс. км2. В пределах ключевых массивов было охвачено пространство от водораздельных возвышенностей до днища низин или крупных котловин. При обобщении фактического материала по почвам и ПП по ключевым массивам мы придерживались «Классификации и диагностики…» (1977), при изучении катен – «Классификации и диагностики…» (2004). При описании педокомплексов использовали последнюю версию Мировой реферативной базы, World Reference Base (2006).

В качестве объектов исследования было использовано более 570-ти разрезов почв. Классификация почв по гранулометрическому составу была приведена по Н.А. Качинскому (1965). Фракции ила выделялись методом И.А. Горбунова (1963).

Свойства почв были охарактеризованы с помощью общепринятых методов (Аринушкина, 1970). Для датирования палеопочв и раковин моллюсков применялся радиоуглеродный (РУ) метод. РУ датировки выполнялись в лаборатории института Географии РАН (г. Москва, рук. О.А. Чичагова) и Радиоуглеродной лаборатории НАН Украины (г. Киев, рук. Н.Н. Ковалюх). В работе использованы некалиброванные даты. Датирование озёрно-ледниковых глин проводилось с использованием метода оптически стимулированной люминесценции (ОСЛ) в лаборатории по изучению четвертичной геохронологии (г. Таллинн, рук. А.Н. Молодьков). Палинологический анализ выполнен А.Н. Симаковой по стандартной методике в ГИН РАН (г. Москва). Магнитная восприимчивость () определялась с помощью -метра ИМБО системы Шульгина (г. Санкт-Петербург). В лабораторных условиях на кафедре Географии почв МГУ выполнена детальная иерархическая морфологическая диагностика образцов палеопочв. Микроморфологические исследования плоскопараллельных шлифов были проведены в институте Геологии UNAM, Мексика. При описаниях шлифов использовалась терминология Bullock et al (1985). Электрогеофизические свойства почв изучались с помощью прибора LandMapper ERM-02 в соответствии с методологией исследования А.И Позднякова (2001; 2009). Все полученные данные были обработаны методом вариационной статистики.

В третьей главе рассматриваются вопросы пространственной дифференциации, условий седиментации и генезис пылеватых супесчано-песчаных отложений Овинищенской возвышенности, Шекснинско-Костром-ского междуречья и Молого-Шекснинской низины, а также свойства развитых на них почв и СПП.

Первый ключевой массив площадью 1500 км2 расположен в юго-западной части Молого-Шекснинской низины и примыкающих к ней террасированных к ней террасированных склонов Овинищенской возвышенности (рис. 1). Установлено, что в пределах I и II ярусов рельефа – низких и высоких древнеозерных террас послемосковского возраста (Проблемы стратиграфии …, 2000; 2001), ПОП представлены пылеватыми озерными супесями, с включением ареалов суглинков, содержащих педогенные карбонаты (пропитка, журавчики), выветрелые раковины пресноводных моллюсков. В литологическом строении III яруса (а.о. 146–160 м) преобладают двучленные отложения – супеси, перекрывающие пылеватые суглинки. Выше а.о. 160 м пылеватые породы представлены исключительно суглинками (рис. 1).

Анализ вариационных показателей гранулометрического состава по почвенным горизонтам (данные по 145-ти разрезам) показал, что во всей толще разрезов заметно преобладает фракция крупной пыРисунок 1. Литолого-геоморфологический профиль района исследоли. В то же время на вания. Условные обозначения: 1 – пылеватые супеси; 2 – пылеватые суглинки; 3 – моренные суглинки низком (а.о. 126– 136 м) уровне рельефа в срединных горизонтах почв на суглинках выявлено уменьшение содержания крупнопылеватой фракции по сравнению с вмещающей почвенной толщей, что свидетельствует о неоднородности породы и отражает процесс поэтапного седиментогенеза в пределах древних озерных террас МологоШекснинского озера. Супеси характеризуются повышенным, свойственным лессоидам, содержанием крупной пыли и отличаются от суглинков только большим содержанием мелкого песка и значительно меньшим – илистых фракций. Идентичность гранулометрического состава супесей, распространённых на низких древнеозёрных террасах (I ярус), где озерный генезис отложений несомненен, и вышележащих II и III ярусов рельефа (вплоть до поверхности с а.о. 160 м) заставляет предположить также их озерный тип седиментогенеза.

Морфолого-генетический анализ почвенных профилей, заложенных в пределах ключевого массива, сравнительное изучение опорных разрезов позднего неоплейстоцена Шестихино и Кашин (Арсланов и др., 1970, 1981) (а. о. 130–140 м), Шенское (Заррина и др., 1973) (а.о. 160 м), а также изученного нами разреза Косково (рис. 1) (а.о. 171 м), подтверждает выдвинутое предположение. В этих разрезах под суглинисто-супесчаной толщей (МИС2) мощностью 4–6 м, залегают остатки гиттий, торфов и/или палеопочвы (см. ниже), относящиеся к стадии МИС3. Суглинисто-супесчаная толща опорных разрезов имеет слоистое сложение и включает раковины пресноводных моллюсков. Таким образом, приведенные данные свидетельствуют о поздневалдайском времени накопления толщи исследованных крупнопылеватых отложений до гипсометрических уровней с а.о. ~175–180 м. Уровень воды в ППО должен был подниматься не ниже этой отметки, чтобы накопилась мощная толща (~3,0 м) озерных осадков, перекрывающая надежно датированную поверхность с а.о ~170 м (разрез Косково, см. ниже).

Для подтверждения гипотезы аквальной седиментации супесчаносуглинистых отложений и уточнения уровня поднятия ППО, нами проведена статистическая обработка данных гранулометрического состава пород (почвенные го ризонты ВС и/или С) исследованного ключевого массива (и всех последующих).

Выявлялся характер и направленность изменения величин ряда параметров информационной энтропии и медианного диаметра частиц (Md), рассчитанных на основе данных гранулометрического состава, т.е. зависимость удаленности почвенных разрезов 1) от ординарной линии (ОЛ) и 2) от а.о. поверхности, к которым приурочены почвы. Все отложения входят в разряд плохо сортированных седиментов (Романовский, 1988): энтропийная мера сортированности – Hr0,5 (рис.2б).

Установлено уменьшение величин Md для всего массива пылеватых супесчано-суглинистых пород с увеличением гипсометрического положения разрезов и удаленностью от ОЛ (табл. 1, рис. 2а). Выявлено уменьшение величин информационной энтропии как для пород (Hr), так и в целом по профилю (усредненные величины для каждого горизонта) изученных почв (Hs) с увеличением гипсометрического положения разрезов и удаленностью ОЛ (табл. 1, рис. 2б, в). Это отражает увеличение упорядоченности гранулометрического состава почв и пород, вызванное увеличением в них доли крупнопылеватой фракции.

Таблица 1. Зависимости Md, Hr, Hs от гипсометрического положения разрезов (АО) и удаленности ординарной линии (L).

Пылеватые Параметры, коэффициенты породы корреляции (r) n Sr tr t АО L Суглинки Hr - –0,31 80 0,11 2,92 1,Hs - –0,32 80 0,11 2,94 1,Супеси и –0,51 145 0,07 7,14 1,Md суглинки –0,50 145 0,07 6,84 1,Однотипность гранулометрического состава и близкие значения параметров Мd и Hr как пылеватых супесей, слагающих низкие террасы (I ярус) МологоШекснинского озера, субаквальный генезис которых не вызывает сомнения, так и супесей и суглинков, слагающих высокие гипсометрические уровни (II и III ярусы), вплоть до а.о. 175–180 м, а также принадлежность всех типов пылеватых отложений данного района к единому парагенетическому ряду, скорее всего является результатом озерной седиментации. Снижение уровня ППО приводило к значительному расширению площади суши и вовлечению поверхностных отложений в процессы гипергенеза и почвообразования.

Чем ниже располагался гипсометрический уровень, тем позже там проявлялись эти процессы. Возраст почвообразования на освобождающихся от воды поверхностях будет возрастать с увеличением гипсометрического уровня. Выявленные изменения гранулометрического состава отражаются в увеличении степени дифференциации профилей дерново-глубокоподзолистых почв по илу (КД) с возрастанием а.о. поверхностей, к которым приурочены почвы и удаленностью от ОЛ (табл. 2, рис. 3а).

Величина разности энтропийной меры сортированности гранулометрического состава между горизонтами ВС(С) и элювиальной частью профиля дерновоглубокоподзолистых почв (dHs) также закономерно увеличивается с ростом а.о.

поверхности (табл. 2).

Наряду с этим, выявлена отрицательная корреляция энтропийной меры сортированности собственно элювиального горизонта как от а.о. поверхности, так и от удаленности от ОЛ (табл. 2, рис. 3б), т.е. уменьшение информационной энтропии в горизонтах А2, обязанное увеличению меры упорядоченности гранулометрической системы оподзоленных горизонтов (прежде всего за счет увеличения мономодальности по илу), отражает бльшую длительность времени почвообразования (интенсивность элювиирования илистого вещества) на более высоких и удаленных от ОЛ геоморфологических уровнях (верхних ярусов рельефа), а значит – отражает поэтапное освобождение поверхностей в результате спуска вод ППО.

Рисунок 2. Зависимость между Md супесчаносуглинистых пылеватых пород, АО и L (а); между энтропийной мерой сортированности пород (Hr) (б) и почв (Hs) (в), АО и L.

Таблица 2. Зависимость KД по илу для дерново-глубокоподзолистых почв, dHs, HsE от АО и L.

Параметры, коэффициенты корреляции (r) n Sr tr t АО L 0,46 44 0,14 5,62 3,КД 0,47 44 0,14 5,85 3,dHs 0,55 - 37 0,14 3,91 2, –0,42 33 0,16 2,60 2,HsE –0,44 33 0,16 2,79 2,Анализ компонентного состава ПП поверхностей сопряженных геоморфологических уровней показал резкое увеличение автоморфных дерново-глубокоподзолистых почв на высоких ярусах рельефа (в пределах IV яруса (а.о. 160–175 м) они являются фоновыми), вследствие усиления степени естественного дренажа, контролируемое врезом овражнобалочной сети. Результатом этого процесса является закономерное и резкое уменьшение контрастности ПП (генетическая, по гидроморфизму и агропроизводственная) и педоРисунок 3. Зависимость между КД по илу для дерноворазнообразия (Ibaez J.J., 1996) глубоко- подзолистых почв, АО и L (а), HsE (независимо от нижних ярусов рельефа к от степени оподзоленности), АО и L(б) почв на пылеваверхним. Выявленная законотых суглинках.

мерность по компонентному составу ПП свидетельствует о бльшей длительности почвообразования (текстурной дифференциации пылевато-суглинистой толщи в пределах однородных и двучленных пород) на высоких дренированных поверхностях геоморфологических уровней. Сказанное подтверждается разновременностью эрозионного вреза в пределах геоморфологических уровней и о его относительной древности на высоких поверхностях Овинищенской возвышенности, приуроченных к придолинным участкам гидрографической сети.

Второй ключевой массив площадью 4,4 тыс. км2 представляет собой центральную и западную части Шекснинско-Костромского междуречья и охватывает Молого-Шекснинскую низину и примыкающие к ней поверхности Вологодской и Даниловской возвышенностей. На поверхностях с а.о. 102–120 м (I ярус), прослеживается серия позднеплейстоценовых озерных террас, связанных с древними береговыми линиями (Разрезы отложений…. 1977 и др.). Описанный ярус рельефа ограничен крутым и повсеместно хорошо выраженным уступом к III абразионноаккумулятивной террасе (а.о. 120–135 м) позднеледникового возраста (Ауслендер, 1966; Разрезы отложений…, 1977). Поверхности II–V ярусов (а.о. 120–200 м) представляют собой западную оконечность Вологодской возвышенности. В составе ПОП всего массива резко преобладают пылеватые бескарбонатные (лессовидные) суглинки, представленные как однородным чехлом, так и в виде различных вариантов двучленных наносов, в совокупности составляющие около 70 % от общей площади.

При выявлении закономерностей геоморфологической дифференциации лессовидных отложений в качестве диагностического показания влияния литологогео-морфологических условий на состав почвообразующих пород была использована фракция мелкого песка. В этой связи была проведена статистическая обработка содержания фракции 0,25–0,05 мм в основных генетических горизонтах автоморфных и полугидроморфных дерново-подзолистых почв. Статистической обработке были подвержены данные по 270-ти разрезам.

Полученные данные (табл. 3) показывают, что достоверно уменьшается содержание фракции мелкого песка по генетическим горизонтам почв, развитых на пылеватых суглинках, с повышением их гипсометрического положения.

Таблица 3. Вариационно-статистические показатели фракции мелкого песка (%) в почвах по породам на различных геоморфологических уровнях.

Гипсометри- Почвообра- Горизонт ческий уро- зующая по- А1(Апах) А2(А2В) В С(ВС) вень, а.о., м рода X V n X V n X V n X V n БЛС 19 3,2 62 22 3,3 45 18 3,6 54 20 3,4 < 1ОС 28 5,0 12 30 0,6 8 32 0,3 4 29 1,0 БЛС 16 4,7 80 15 7,3 62 15 3,6 58 15 4,4 120–1ОС 30 2,5 4 31 2,3 3 27 0,4 4 25 1,8 БЛС 11 5,2 59 13 4,1 47 10 11, 50 7 11, 135–1ОС 0 0 0 0 0 БЛС 13 4,9 53 15 4,5 44 9 8,7 42 8 9,7 > 1ОС 0 0 0 Примеч.: БЛС – бескарбонатные лессовидные суглинки; ОС – озерные супеси.





Содержание фракции мелкого песка в почвах, развитых на озерных супесях, заметно выше, чем в почвах на пылеватых суглинках (табл. 3). Для выяснения влияния различных условий на содержание фракции 0,25–0,05 мм в почвах, был применен трехфакторный дисперсионный анализ по наиболее существенным факторам. К ним относятся: 1) гипсометрические отметки поверхности, на которой закладывались почвенные разрезы; 2) почвообразующая порода и 3) генетические горизонты. Установлено, что на варьирование признаков, связанных со всеми тремя факторами, приходится 74,7% всей вариабельности. Связь между содержанием мелкого песка и выбранными признаками тесная ( = 0,86). После вычленения действия каждого фактора с помощью дисперсионного анализа выявлено, что 44,9% всей вариабельности содержания мелкого песка связано с гипсометрическим уровнем поверхности, а взаимосвязь между этими показателями тесная ( = 0,67).

Таким образом, содержание мелкопесчаной фракции в почвах определяется высотой гипсометрического положения почвенных разрезов, типом почвообразующей породы и совместным Таблица 4. Оценка различий по содержанию фракции действием этих факторов (табл. 4).

мелкого песка в зависимости от гипсометрического Согласно данным табл. 3 и 4, генеуровня поверхности, почвообразующей породы и гетические горизонты почв практинетических горизонтов.

чески не различаются по содержаКритерий F Дисперсия НСРFфакт F05 нию фракции мелкого песка. ВыГипсометрический уровень 105,49 2,78 0,явленное нами достоверное и за(фактор А) кономерное уменьшение мелкоПорода (фактор В) 28,7 4,02 0,песчаной фракции в профиле дерГоризонты (фактор С) 0,94 2,78 Не ново-подзолистых почв, развитых опр.

на бескарбонатных пылеватых сугВзаимодействия АВ 56,81 2,78 0,линках, с возрастанием гипсомет АС 0,23 2,06 Не опр. рических отметок, должно было ВС 0,60 2,78 - « » - сказываться на изменении величин АВС 0,22 2,06 - « » - медианного диаметра (Md) этих Примечания: 1) Для всего массива данных НСР0,5 = пород, в зависимости от геомор2,1%. 2) Для удобства обработки данных в кафологических условий их седичестве повторений (n =3) использовали макментации, обусловленных прежде симальное, минимальное и среднее значение всего а.о. поверхности пород, сравниваемых вариационных рядов.

сформированных в каждой конкретной точке, и удаленностью их от ОЛ – берега Рыбинского водохранилища и/или долин впадающих в него крупных рек.

Для решения этой задачи и получения наиболее яркой и полной картины корреляционной зависимости между величинами Md лессовидных суглинков, а.о.

поверхности, к которым приурочены почвенные разрезы, весь массив статистических данных по ключевому массиву (по 194 разрезам) был ранжирован по высотному градиенту в пределах каждого яруса рельефа Шекснинско-Костромского междуречья. Всего выделено 15 групп: среди I яруса рельефа выявлено 4 группы (а.о.105–125 м), II яруса – 4 группы (а.о. 126–143 м), III яруса – 3 группы (а.о. 145– 158 м), IV яруса – 3 группы (а.о. 161–176 м) и в пределах V яруса – 1 группа (а.о.

180–188 м). Подобным образом выделено также 15 групп по удаленности от ОЛ.

Результаты исследований показали тесную существенную обратную связь между величинами Md суглинков и гипсометрическими отметками поверхности почвенных разрезов (r = –0,74) и удаленностью от ординарной линии (r = –0,60). Приведенные материалы свидетельствуют в пользу поэтапной седиментации более тонкого пылевато-суглинистого материала в водной среде в пределах высоких ярусов рельефа и на большем удалении от ОЛ – берега Рыбинского водохранилища. Прямым подтверждением поздневалдайского возраста (МИС2) озерных седиментов, представленных пылеватыми суглинками с четкой слоистостью, является их подстилание в пределах высоких террасовидных поверхностей (не ниже а.о. 160 м), надежно датированными палеопочвами стадии МИС3, изученных нами в опорном разрезе Щетинское в непосредственной близости от рассмотренного массива (см.

ниже).

Поскольку исследованные почвы не различаются по содержанию мелкого песка, следовательно, степень текстурной дифференциации почвенного профиля в толще пылеватого суглинка должна определяться длительность педогенеза, обусловленного, помимо прочих условий, разновременностью выхода террасовидных поверхностей для процессов гипергенеза и почвообразования. Действительно, это нашло подтверждение на примере обширного (~1 тыс. км2) участка в пределах исследованного массива Шекснинско-Костромского междуречья, включающего приводораздельные части (а.о. 200 м) и склоны южной экспозиции Вологодской возвышенности, а также котловинообразные озеровидные расширение по долинам крупных рек (а.о. 110–120 м). Здесь исследовалась степень текстурной дифференциации дерново-подзолистых почв в зависимости от а.о.поверхности, к которым приурочены почвы. Статистически обосновано, что с увеличением гипсометрического уровня разрезов, сопровождаемого уменьшением медианного диаметра частиц в ПОП (r= –0,30; n=65; tr=2,52; t05=2,00) достоверно увеличивается степень текстурной дифференциации почв, которая наиболее ярко выявлена для дерновоглубокоподзолистых почв (r=0,60; n=26, tr=3,71, t05=2,06).

Четвертая глава посвящена закономерностям катенарной дифференциаци почв и ПОП Клинско-Дмитровской гряды и Верхне-Волжской низины с целью реконструкции ландшафтов в позднеледниковье и голоцене.

В пределах агрокатены, пересекающей террасированный макросклон северной экспозиции Клинско-Дмитровской гряды (являвшейся южным порогом стока ППО) и сопредельную поверхность Верхне-Волжской низины, выявлено наличие сопряженных ярусов рельефа, отделенных друг от друга четко выраженными уступами (рис. 4).

Рисунок 4.

Морфологическое строение и свойства почв агрокатены, важные для палеогеографической реконструкции ландшафтов КлинскоДмитровской гряды. Условные обозначения: Суглинки:

1 – бескарбонатные пылеватые; 2 – бескарбонатные пылеватые слоистые; 3 – крупнопылевато-песчаные; 4 – бескарбонатные пылеватые глины. Супеси: 5 – крупнопылевато-песчаные; 6 – песчано-крупнопылеватые; 7 – глины. Эутрофные торфа: 8 – гипновые; 9 – древесно-осоковые; 10 – осоково-древесные. 11 – древние углефицированные остатки растительности; 12 – мелкие валуны и галька; 13 – номера почвенных разрезов;

14 – а.о. поверхности, м.

Были детально исследованы 12 разрезов пахотных почв, позволивших выявить разнообразие, генетические особенности и пространственную дифференциацию почвообразующих и подстилающих пород в пределах выделенных ярусов. Антропогенно-преобразованные почвы отличаются большим разнообразием, среди которых на уровне типов выделены торфоземы агроминеральные, агродерново подзолистые почвы, агроземы светлые и текстурно-дифференцированные, а также агростратоземы гумусовые и агроабраземы.

Выявлена четкая катенная дифференциация ПОП: двучленные отложения, представленные в пределах II яруса (а.о. 130–140(145) м) озерно-ледниковыми супесями, подстилаемыми озерно-ледниковыми, либо бескарбонатными пылеватыми глинами (рис. 4). На основной поверхности III яруса (а.о. 145–160 м) развиты бескарбонатные пылеватые суглинки, перекрытые в краевой части (уступ ко II ярусу) озерно-ледниковыми супесями. Поверхность IV яруса (а.о. 165–170 м) сложена бескарбонатными пылеватыми суглинками, перекрытыми маломощным чехлом озерно-ледниковых супесей. ПОП V и VI ярусов (а.о. 175–230 м) представлены бескарбонатными пылеватыми суглинками, в том числе с участием слоистых суглинков (V ярус, а.о. 175–230 м).

Для выявления закономерностей пространственной дифференциации осадконакопления в пределах обследованного участка Клинско-Дмитровской гряды, был проведен двухфакторный дисперсионный анализ содержания гранулометрических фракций исследованных почв агрокатены в зависимости от 1) гипсометрического уровня (а.о, м), к которому приурочен разрез (фактор А) и 2) от состава породы (супеси, суглинки и глины – толщи двучлена или однородная порода) – фактор Б. Методами вариационной статистики были проанализированы фракции песка (1,00–0,05 мм) и крупной пыли (0,05–0,01 мм). Объекты были ранжированы на группы. Первая группа включала все разрезы, содержащие супесчаные, суглинистые и глинистые толщи (условно – «почвообразующие Рисунок 5. Содержание гранулометрических фракций в исследованных разрезах агрокатены (КлинскоДмитровская гряда). Фракции: а – песка, б – крупной пыли в почвах, сформированных на супесях, суглинках и глинах; в – песка, г – крупной пыли в почвах, развитых на супесях и суглинках.

породы») в одном профиле. Таких разрезов оказалось три, которые приурочены ко II ярусу.

Фактор А существенен для всего массива. Во всех разрезах выявилась четкая закономерность: чем они были гипсометрически выше расположены, тем в составе супесчаной, суглинистой и глинистой частей профиля достоверно уменьшалось содержание песка и увеличивалось содержание лессовидной фракции (рис. 5а,б), причем в суглинках и особенно глинах эта закономерность проявляется наиболее ярко. Сказанное свидетельствует в пользу принадлежности глин к единому парагенетическому ряду субаквального седиментогенеза, в котором озерноледниковые глины, существенно различающиеся по содержанию песка, в латеральном протяжении сменяются бескарбонатными лессовидными глинами. То же самое можно сказать и о суглинках, которые в разрезах в виде прослоев отделяют супесчаную и глинистую толщи почвенных разрезов. Взаимодействие факторов А и Б для рассматриваемых разрезов было существенно, т. е. содержание как песка, так и крупной пыли определялось гипсометрическим уровнем поверхности, на которой была сформирована почва, а также классом гранулометрического состава каждой группы «породы».

Второй ряд агропочв представлен пятью разрезами, сформированными в пределах II–IV ярусов (рис. 5в,г), в профиле которых присутствуют как супесчаные, так и суглинистые толщи. Влияние фактора А оказалось также существенным для всего массива данных, т.е. уменьшение содержания песка как в супесчаных, так и в суглинистых толщах разрезов с увеличением а. о. поверхности, к которым приурочены почвы, было достоверным. На общем фоне были выявлены следующие закономерности: 1) отсутствовали различия в содержании фракций песка в супесчаной составляющей профилей почв в пределах II яруса; 2) уменьшалось содержание песка в почвах III и наиболее заметное снижение этой фракции – в почвах IV яруса (рис. 5в). Наконец, были выявлены взаимосвязи между а.о. поверхности и содержанием песчаной и лессовидной фракций в почвах, развитых на суглинистых отложениях. Между содержанием этих гранулометрических фракций в суглинистых толщах почв агроряда установлена тесная существенная криволинейная связь.

Для выявления специфики ПП, закономерностей площадной дифференциации почвенно-осадочных толщ в пределах II–VI ярусов, применялись полевые электрофизические методы, позволяющие, в частности, решать определенный круг почвенно-генетических задач (Поздняков, 2001; 2009). Был применен метод горизонтального электрического профилирования (ГЭП), что позволило в пределах каждого массива пахотных почв измерять электрическое сопротивление (ЭС) на глубину 0,3, 0,5 и 1,0 м. Площадь участков составляла 40–60 га; количество точек опробования регулярным шагом в каждом массиве – от 60 до 200 измерений. Каждая точка измерения на местности сопровождалась привязкой с помощью спутникового навигатора (GPS). Проведенные измерения ЭС методом ГЭП с расстоянием между электродами 0,3 м позволили оценить сопротивление агропочв на глубину пахотного горизонта по всему массиву. В пределах II яруса рельефа величины ЭС в основном составляли 200–300 Ом.м с увеличением в локальных участках до 300– 400 Ом.м (рис. 6). Измерения по методу ГЭП на эту же глубину в пахотном массиве в пределах III яруса рельефа показало резкое уменьшение параметра R до величин 100–150 и 50–150 Ом.м по сравнению со II ярусом, что показывает утяжеление гранулометрического состава супесчаной толщи двучленов и уменьшение мощности самого двучленного наноса. Распределение величин ЭС в пределах IV яруса носит более сложный характер (рис. 6): сопротивление варьирует от 200–300 до 150–200 Ом.м. В районе тылового шва выявлены локальные зоны с увеличением сопротивления до 300–500 Ом.м, что соответствует участкам, сложенным облегченным (супесчаным) наносом и/или наличием пылеватых суглинков с включением галечниковатого материала в верхних горизонтах почв. Величины ЭС в пахотном массиве V яруса укладываются в интервал от 50–150 до 150–200 Ом.м, что указывает на наличие сплошного чехла пылеватых суглинков. Низкие величины сопротивления в пределах пахотного массива VI яруса характерны для почв, развитых на однородных пылеватых суглинистых отложениях.

В целом, картина распределения величин ЭС по всем ярусам, при расстояниях электродов 0,3 и 0,5 м, получилась довольно схожая (рис. 6). Обращает внимание картина дифференциации величин ЭС в пределах V яруса (а.о. 175–190 м), где на общем фоне 50–150 Ом.м выделяются узкие вытянутые спиралевидные и мери дионально вытянутые «полосы» (рис. 6), имеющие заметно большее сопротивление, что диагностирует наличие облегченных по гранулометрическому составу суглинистых наносов, вероятнее всего – слоистых пылеватых суглинков с включением мелкого окатанного материала.

При рассмотрении результатов измерений по методу ГЭП с расстоянием между электродами 1,0 м, меньшие (200–400 Ом.м) величины ЭС в пределах II яруса свидетельствует о близком залегании к поверхности (~1,0 м) нижней части двучленов – озерно-ледниковых глин, что резко снижало сопротивление суммарной метровой толщи. Спорадические пятна, которые характеризовались резким увеличением сопротивления до 600–800 Ом.м, указывают на локальное распространение мощных (глубже 1, 0 м) супесчано-песчаных зон и свидетельствует в пользу относительно небольшой мощности озерно-ледниковых глин.

Таким образом, фактический материал по свойствам и закономерностям пространственной дифференциации почв в пределах агрокатены, позволяет определенно установить озерный седиментогенез песчаных, супесчаных и суглинистоглинистых однородных и двучленных отложений на поверхностях сопряженных ярусов с а.о.

130–180 м. Накопление толщи отложений происходили во время существования единой системы ППО Рисунок. 6. Распределение величин ЭС ГЭП агропочв и пород клю(изученная территочевых участков в пределах сопряженных ярусов Клинскория являлась югоДмитровской гряды.

восточным заливом Тверского озера, сообщающегося с системой Верхне-Волжских озер) в максимальную стадию Валдайского криохрона (18–20 тыс. л.н.). Склон северной экспозиции Клинско-Дмитровской гряды служил бортом и своеобразной прибойной зоной приледниковых озер. Слоистые бескарбонатные лессовидные суглинки, происхождение которых обязано аквальному седиментогенезу (Спиридонов, 1949; Соколов, 1954; Чижиков, 1968; Новский, 1975; Базилевская, 1989), спорадически встречающиеся в пределах V яруса, являются прямыми маркерами максимального (до а.о.

180 м) уреза поздневалдайского озера.

Деградация озерного бассейна в позднеледниковье происходила поэтапно:

периоды стабилизации маркированы хорошо выраженными уступами (выделяется 5 уступов, большей частью коррелирующих с региональными для бассейна Верх неволжья) и донными поверхностями (выровненными площадками). Последние сложены гетерохронными двучленными наносами (более молодые отложения занимают низкие гипсометрические поверхности), отражающими динамичный характер спуска приледниковых вод. Кроющая часть двучленов представлена озерноледниковыми песками и супесями, подстилаемыми (от IV ко II ярусу) бескарбонатными лессовидными суглинками и глинами и ближе к древнеозерному расширению долины р. Яхрома – озерно-ледниковыми глинами. Аквальный характер седиментогенеза на сопряженных поверхностях рельефа в условиях ППО подтверждается достоверным уменьшением содержания песчаных фракций в супесчаной, суглинистой и глинистой частях почвенных профилей и/или их фрагментов с ростом гипсометрических отметок, к которым приурочены разрезы. Подобная дифференциация почвообразующих и подстилающих пород по содержанию грубодисперсных фракций возможна в случае быстрого спуска озер, в результате чего песчаный материал, первоначально отлагавшийся на поверхности высоких уровней, был переотложен на глинистые наносы низких ярусов рельефа, что и зафиксировано в морфологическом строении профиля и свойствах исследованных почв.

В пятой главе рассматриваются свойства поздневалдайских озерноледниковых глин центра Ярославского Поволжья и дается их палеогеографическая интерпретация.

Компонентный состав ПП приледниковой зоны центра Русской равнины характеризуется наличием сформированных на глинах почв, приуроченных преимущественно к террасовидным поверхностям с а.о. ~130–160 м. Глины, выступающие в качеств ПОП, отличаются от распространенных здесь лёссовидных отложений, меньшей облёссованностью, а от морен – безвалунностью. Выходы глин имеют локальное распространение и четкую приуроченность к геоморфологическим позициям. Развивающиеся на глинах почвы в целом отражают «зональную» направленность почвообразовательного процесса, то есть характеризуются наличием типичной для дерново-подзолистых почв южной тайги текстурной дифференциацией.

На территории Ярославского Поволжья эти глины чаще всего не перекрыты более поздними отложениями. Ранее эти породы как самостоятельная единица не рассматривались. Исследования проводились в центре Ярославского Поволжья (рис. 7А) в пределах водоразделов Борисоглебской возвышенности и ее макросклона северной экспозиции (рис. 7Б). Объектами исследования послужили ПОП шести опорных почвенных разрезов, заложенных в пределах двух ключевых участков.

Первый ключевой участок охватывает плоско-западинную террасовидную столообразную поверхность возвышенности с а.о. 150–160 м. Исследовались озерноледниковые глины (переходные к породе горизонты, почвообразующие и подстилающие горизонты), рассматриваемые нами как условные ПОП.

Разр. 1Б расположен на поверхности с а.о. 150 м, в нем исследовался гор.

BCg3. Разр. 4Б – на а.о. 152 м, в нем исследовался гор. BCt. Разр. 2Б приурочен к а.о. 153 м, в котором изучался гор. Cg6. Перечисленные три породы можно рассматривать как «центральный образ» озерно-ледниковых отложений, занимающих низкий гипсометрический уровень. Эти породы не перекрыты другими по гранулометрическому составу отложениями. Образцы разр. 1Б и 4Б представляют собой породы, маркирующие плоскую донную поверхность наиболее низких гипсометрических позиций, а разр. 2Б был заложен в пределах ложбинообразного понижения, что не исключает локальное перераспределение седиментационного материала. Разр. 3Б расположен на поверхности с а.о. 156,5 м, в котором изучался гор. Dt2.

Порода этого разреза перекрыта тонкосупесчаным озерно-ледниковым сортированным наносом.

Второй ключевой участок представляет собой полого-волнистую водораздельную поверхность Борисоглебской возвышенности с а.о. 200–210 м. Эта поверхность, судя по всем палеогеографическим данным, не затапливалась водами ППО в максимальную стадию последнего оледенения. Объектами исследования здесь послужили ПОП заведомо субаэрального генезиса, отражающие разнообразие тяжелых по гранулометрическому составу отложений, представленные бескарбонатными лёссовидными (покровными) и моренными глинами.

Рисунок 7. Район исследования (отмечен квадратом) (А). Минералогические провинции морен по (Болиховский, Зырин, 1975): I – каолинит-гидрослюдистая; II – вермикулит-каолинитгидрослюдистая; III – монтмориллонит-каолинит-гидрослюдистая. Литолого-геоморфологический профиль по линии Борисоглебская возвышенность – полого-волнистая равнина (Б). 1 – бескарбонатные лессовидные суглинки и глины; 2 – озерно-ледниковые глины; 3 – озерно-ледниковые супеси, подстилаемые озерно-ледниковыми глинами; 4 – озерно-ледниковые супеси; 5 – аллювиальные отложения; 6 – место заложения почвенных разрезов.

Охарактеризованные озерно-ледниковые глины обладают сходством как с лёссовидными и моренными глинами, занимающими высокие водоразделы, так и отличительными чертами, которые зачастую проявляются на уровне тенденций. К наиболее специфическим свойствам озерно-ледниковых глин относятся: более плотное сложение, трещиноватость, тонкоплитчатая или плитчатая структура, отсутствие крупного валунно-галечного материала, песчано-пылевато-плазменное микросложение, отчетливая микрослоистость, включение тонкодисперсных пылевато-плазменных зон, более низкая емкость катионного обмена и высокая насыщенность основаниями. Среди озерно-ледниковых глин наблюдается тенденция увеличения кремнезема в наиболее облегченных по содержанию илистой фракции породах и занимающих повышенные гипсометрические отметки.

Несмотря на то, что все изученные породы относятся к легким глинам, среди озерно-ледниковых отложений разр. 1Б и 4Б выделяются большей обогащенностью илистой фракцией (только илистой, а не физической глины в целом) (табл. 5). Эти разрезы маркируют плоскую донную поверхность наиболее низких гипсометрических позиций. Остальные два разреза озерно-ледниковых глин, т.е. более высоких гипсометрических позиций, не отличаются значимо по содержанию илистой фракции и физической глины в целом от лёссовидных и моренных глин. Кроме того, озерно-ледниковые глины различаются по содержанию преобладающих фракций (табл. 5), т.е. среди этих отложений выделяется наиболее контрастная по отношению к лёссовидным и моренным глинам группа пород самых низких гипсометрических позиций.

Таблица 5. Плотность сложения (), плотность (d), общая пористость (Побщ.), гранулометрический состав, Md и Hr ПОП.

Раз- Го- Глуби- d Побщ., Содержание фракций, %; размер частиц, мм Md Hr рез ри- на, см г/см3 % 1– 0,25– 0,05– 0,01– 0,005– < < зонт 0,25 0,05 0,01 0,005 0,001 0,001 0,Озерно-ледниковые глины BCg3 142–11Б 1,7 2,82 40 0 2 40 4 9 45 58 0,003 0,BCt 115–14Б 1,7 2,60 35 1 21 23 5 2 48 55 0,005 0,Cg6 125–12б 1,7 2,70 37 2 36 5 9 11 37 57 0,006 0,Dt2 110–13Б 1,6 2,80 43 1 7 39 14 3 36 53 0,010 0,Бескарбонатные лёссовидные (покровные) глины ВСt 150–122 1,5 2,68 44 0 0 47 10 11 32 53 0,008 0,Моренные глины ВСt 110–1465 1,8 2,72 34 14 13 21 4 17 31 52 0,008 0.,Выявлено, что по минералогическому составу илистой фракции озерноледниковые глины, как и моренные, и лёссовидные, находятся в пределах и наиболее близки к отложениям монтмориллонит-каолинит-гидрослюдистой провинции, выделяемой в пределах московского оледенения на северо-востоке европейской территории России (Болиховский, Зырин, 1975) (рис. 8). Однако наличие индивидуального хлорита в нескольких образцах только озерно-ледниковых глин (разр. 2Б и 3Б) (рис. 7Б) указывает на невозможность поступления материала с более высоких гипсометрических позиций (бортов и водоразделов Борисоглебской возвышенности), сложенных моренными и лёссовидными глинами. Учитывая сходство фазового состава всех исследованных пород, наличие индивидуального хлорита в нескольких образцах только озерно-ледниковых глин, предполагает поступление материала, содержащего хлорит, «водным» путем при высоком уровне ППО (а.о. >160 м) и марРисунок 8. Рентгенкирует стадийность дифракто-граммы ориотложений материала ентированных образцов в озерах. Результатом илистых фракций: А – стадийности является моренные глины, разр.

то, что донные по465; Б – озерно-ледниледниковые глины, верхности озер (наразр. 2Б. Усл. обозначечальный этап седименния: а – воздушно-сухой тации, разр. 1Б и 4Б) образец, б – насыщенный сложены из того же этиленгликолем, в – проматериала, что и мокаленный при 550оС.

ренные, и покровные глины, а разр. 2Б и 3Б отражают более поздний этап седиментогенеза и предполагают влияние дополнительной питающей провинции.

Все исследованные породы по фазовому составу от близко расположенных ленточных глин Волхов-Ильменской низины (Матинян, 2003) отличаются меньшей долей слюд с дефицитом катионов в межпакетном промежутке (гидрослюд) и более высоким содержанием смектитовой фазы, представленной смешанослойными слюда-смектитовыми образованиями с высоким (>50%) содержанием смектитовых пакетов. Это может быть обусловлено более продвинутой трансформацией слюд в рассматриваемых нами озерно-ледниковых глинах по сравнению с глинами гляци альной зоны, что в свою очередь может быть связано как с удаленностью от области сноса (питающих провинций), так и с переотложенностью материала. Ленточные глины Волхов-Ильменской низины ближе к отложениям вермикулиткаолинит-гидрослюдистой провинции (Болиховский, Зырин, 1975), что указывает на различные питающие провинции для ленточных глин и рассмотренных нами глин разного генезиса.

Определение абсолютного возраста озерно-ледниковых глинистых отложений, перекрывающих террасовидную поверхность Борисоглебской возвышенности с а. о. 150–160 м позволило оценить наиболее ранний этап седиментации глинистых отложений. Для гор. BCg3 (130–140 см) разреза 1Б получена датировка 15,5±1,2 тыс. л. н. (RLQG 1726-016), что подтверждает поздневалдайское время озерно-ледникового осадконакопления. Таким образом, охарактеризованные нами озерно-ледниковые отложения маркируют уровень озер последующей (после максимального подъема) стадии существования системы ППО, соответствующей Вепсовской стадии (~16 тыс. л. н.) неоплейстоценового оледенения. Очевидно, что верхняя толща глинистых поздневалдайских отложений верхней полутораметровой толщи разр. 1Б-96, формировалась на несколько столетий позже. Полученная датировка означает, что накопление верхней толщи (~1,0–1,5 м) фации бассейновых отложений в пределах всего столообразного возвышения с а.о. ~150–160 м происходило после 15–16 тыс. л.н. Морфоскульптура склоновых поверхностей Борисоглебской возвышенности, обращенных к островной террасовидной поверхности, сложенной глинистыми поздневалдайскими отложениями, показывает, что последние могли накапливаться в лагунных условиях ППО. Причина сохранности озерноледниковых глинистых отложений, вероятно, обусловлено геоморфологическом строением территории: исходно эти глины накапливались на дне ППО, бортами которых являлись высокие (а.о. >180 м) склоны Борисоглебской возвышенности и полого-волнистой равнины. В период, последовавший за Вепсовской стадией оледенения (позже 16 тыс. л.н.), произошел достаточно быстрый сброс вод системы ППО по прадолинам, в настоящее время представленными долинами рек Вогра и Устье). В пользу резкой смены режима осадконакопления свидетельствуют контрастные двучленные отложения, в которых озерно-ледниковые глины перекрыты озерными супесями (рис. 8Б).

Шестая глава посвящена рассмотрению генезиса карбонатных лессовидных суглинков Западно-Заволжской озерно-ледниковой равнины, их свойствам, пространственной дифференциации, палеогеографическим условиям седиментации.

Третий ключевой массив общей площадью 1466,9 км2, расположен в пределах озерно-ледниковой равнины на левобережье Волги, где прослеживаются I–III ярусы рельефа (а.о. 102–160 м), основная часть которых приходится на древнеозерные террасы (а.о. 126–146 м). Установлено, что I ярус повсеместно сложен озерно-ледниковыми супесями, на остальной поверхности доминирующими ПОП являются бескарбонатные и карбонатные лессовидные суглинки, встречающиеся как отдельными крупными массивами, так и в виде чередования обособленных ареалов. Наличие карбонатов в толще лессовидных суглинков в центре Русской равнины в настоящее время признается реликтовым признаком, обусловленным специфическими криоаридными условиями в период накопления этих отложений во время валдайского криохрона (Герасимов, 1986; Герасимов, Марков, 1939). За критерий отнесения лессовидных суглинков карбонатным суглинкам принято на личие карбонатов в почвенном профиле и в верхней толще почвообразующей породы, как правило, не глубже двух метров от поверхности.

По Н.Г. Судаковой и Л.И. Базилевской (1976), в пределах озерно-ледниковой равнины широко развиты высокие террасы древнего приледникового МологоШекснинского озера. Следовательно, озерный генезис суглинков, которые мощной толщей (4–7 м) выполняют донные поверхности бывшего ППО, не вызывает сомнений. Прямым подтверждением этому являются обнаруженные нами фрагменты раковин пресноводных моллюсков, повсеместно встречающиеся в толще суглинков на глубине 1,5–2,0 м; нередко остатки фрагментов раковин встречаются в нижних горизонтах голоценовых почв. Хорошо сохранившиеся фрагменты известковых створок, взятые из почвенных разрезов, были отнесены к представителям класса двустворчатых моллюсков (Bivalvia), к отряду Unionida – представитель Unio pictorum (перловица обыкновенная) и к отряду Venerida – представитель из семейства Dreissenidae, Dreissena sp.. Указанные моллюски обитают в мелководных (до 10 м) озерах и реках на медленном течении, образуют огромные скопления, т.к. ведут практически неподвижный образ жизни. РУ датирование раковин моллюсков из горизонта ВCgк полугидроморфной почвы, приуроченной к межблочному повышению (а.о. 140 м, II ярус) – 14300±160 (Ki-17061), свидетельствовало, что накопление пылевато-суглинистой толщи на территории озерно-ледниковой равнины началось после брянского мегаинтерстадиала, т.е. с уверенностью можно утверждать, что плоская поверхность равнины практически одновозрастна и была экспонирована для процессов почвообразования сразу после спуска ППО, не раньше вепсовской стадии Валдайского оледенения и не позже беллинга. Таким образом, изучаемый регион характеризуется наличием одновозрастных поверхностей, что позволяет предполагать исходную сплошную закарбоначенность всей толщи лессовидного суглинка. К настоящему времени карбонатные лессовидные суглинки не образуют сплошного массива и имеют очаговый характер распространения в пределах слабодренированных поверхностей междуречий и занимают 35,2 % обследованной территории.

Для выявления количественных закономерностей пространственной дифференциации карбонатных лессовидных суглинков от конкретных ландшафтных условий, весь ключевой массив был разбит на 22 ключевых участка, площадь которых составляла 2–14 тыс. га. Внутри каждого участка исследовалась зависимость карбонатности лессовидных суглинков (К), рассчитанная как относительная доля ареалов этих пород (в процентах от общей площади ключевого участка) от параметров, характеризующих геоморфологическую динамику территории. Величина К в пределах конкретных участков сильно варьировала: от полного отсутствия карбонатных суглинков до почти полной «закарбоначенности», достигающей 96 %.

Установлены существенные прямые корреляционные зависимости параметра К от коэффициента заболоченности и среднего гипсометрического уровня поверхности участка (r = 0,51 и r = 0,49, соответственно) и существенные обратные взаимосвязи между параметром К от перепада высот между минимальными и максимальными отметками внутри участка (r = –0,45) и глубины вреза водотоков II порядка (r = – 0,55). Иными словами, карбонатные лессовидные суглинки сохранились в условиях современного гидроморфизма территории, для которой характерны малый перепад высот, врез речных долин и слабое развитие эрозионной сети. Для выявления внутренней структуры множества контролируемых параметров был применен анализ главных компонент и альтернативный непараметрический метод неметрического многомерного шкалирования. Согласно, результатам моделирования, степень карбонатности определяется 2–3 независимыми факторами. К параметрам, устойчиво связанных со степенью карбонатности, относились коэффициент заболоченности и средний гипсометрический уровень поверхности участка.

В условиях озерно-ледниковой равнины на практически одновозрастных поверхностях наблюдается разновозрастный эрозионный врез, формирующийся на протяжении всего голоцена. В позднеледниковье и в начальные этапы голоцена эрозионной сетью были освоены краевые части озерно-ледниковой равнины, приуроченные к долине Волги и к формирующимся долинам крупных водотоков. Позже пятящаяся эрозия поэтапно распространилась в глубь территории. В настоящее время лессовидная толща на уровнях, близких к местным базисам эрозии, полностью выщелочена от карбонатов. Наблюдаемая пространственная дифференциация карбонатных лессовидных суглинков отражает временную зависимость выщелачивания грунтов от степени их вовлечения в ход геоморфологической динамики, обусловленной естественным дренированием территории.

Условия естественного дренажа и степень выщелоченности лессовидных суглинков в пределах озерно-ледниковой равнины отражаются в современной СПП. Анализ компонентного состава ПП участка, сформированного на бескарбонатных суглинках, выявил значительное превышение площадей дерновоглубокоподзолистых почв и почв овражно-балочного комплекса по сравнению с ПП территории, сложенной карбонатными суглинками. Это свидетельствует об интенсивности процессов подзолообразования в выщелоченной от карбонатов толще.

Сравнительное изучение СПП показало заметное уменьшение контрастности ПП (особенно в модели по гидроморфизму) на участках, сложенных бескарбонатными пылеватыми суглинками. Выявлено увеличение степени текстурной дифференциации почв, развитых на суглинках (карбонатных и бескарбонатных), в зависимости от а.о. поверхности, к которым приурочены почвы и удаленностью от ОЛ (табл. 6).

Это свидетельствует о наличии фронтальной зоны иллювиирования глинистого материала в пределах иллювиальной толщи разреза и нижележащем карбонатном горизонте, опускающемся сразу вслед или синхронно выщелачиванию карбонатов из покровно-суглинистой толщи, что подтверждается также, микроморфологическими наблюдениями. Сказанное указывает на наследованный характер текстурной дифференциации профиля и позволяет судить о средневременнм (первые тысячи лет) проявлении зонального подзолообразовательного процесса в исходно окарбоначенной почвообразующей породе.

Таблица 6. Зависимости между Коэффициенты корреляMd пылеватых суглинков, KД Параметры ции n Sr tr tпо илу для почв на карбонатАО L ных и бескарбонатных сугMd –0,46 - 166 0,07 6,65 1,линках, АО и L.

0,60 - 13 0,24 2,49 2,КД - 0,67 13 0,22 2,99 2,На основании уменьшения медианного диаметра частиц пылеватых суглинков (независимо от степени их карбонатности) с ростом АО и удаленностью от ОЛ (табл. 6), установлена поэтапная седиментация пылеватых отложений. Более грубые частицы на этапах обмеления озер откладывались в их краевой зоне по мере опускания базиса эрозии. Прямым подтверждением этому являются супесчаные наносы (как однородные, так и в виде двучленов), обрамляющие в настоящее время краевые (близкие к долине р.

Волга) части озерно-ледниковой равнины.

В седьмой главе рассматриваются палеопочвенные записи эволюции ландшафтов в среднем Валдае, позднеледниковье и голоцене перигляциальной зоны центра Русской равнины на основе изучения гетерохронных почвенно-осадочных толщ. Изучены опорные разрезы, включающие палеопочвы и педокомплексы стадии МИС3, перекрытые субаквальными поздневалдайскими осадками, в которых развиты голоценовые почвы.

Опорный разрез Косково 1-06 (а.о. 171 м) приурочен к плоской дренированной поверхности IV яруса Овинищенской возвышенности (рис. 1) и пронизан одним из глубоких морозобойных клиньев, разбивающих осадочную толщу до глубины ~5,м. Разрез представлен полигенетической толщей, в верхней части (0–2,6 м), представленной крупнопылеватыми заметно слоистыми суглинками, обогащенными мелким песком и редкими включениями гравия (рис. 10). Нижележащие песчаноиловатые суглинки и глины (2,6–3,5 м), сменяющиеся иловато-песчаными отложениями (3,5–3,9 м) обогащены гравийно-галечниковым материалом. Подстилаемые I и II древнеозерные суглинки (3,9–5,0 м) ранневалдайского или микулинского возраста также содержат мелкие валуны и гальку. В основании разреза – московская морена и мощная толща (до глубины ~25 м) флювиогляциальных гравелистых песков. Верхние слои страторазреза (до глубины 4,8 м) пронизаны сетью субвертикальных морозобойных трещин (рис. 9).

Рисунок 9. Опорный разрез позднего неоплейстоцена Косково 1-06. Условные обозначения: Суглинки: 1 – крупнопылеватые; 2 – песчано-иловатые; 3 – слоистые крупнопесчано-иловатые; 4 – песчано-иловатые; 5 – иловато-песчаные; 6 – пылевато-песчаные. 7 – моренные суглинки; 8 – флювиогляциальные отложения; 9 – линза, обогащенная торфяным материалом (гор. Hb); 10 – галечниковый материал; 11 – роренштейны, железистые конкреции; 12 – трещины.

Почвенно-осадочная толща представлена двумя педостратиграфическими отделами, сформированными за последние 47 тыс. л. Первый отдел (0–2,6 м) включает профиль агродерново-подзолистой оглееной внизу почвы (Ap– EB–Bt1–Btg2–BCtg–Cg1–Cg2) на пылеватых, в т.ч. слоистых суглинках. Второй отдел (2,6–3,м) представлен позднеплейстоценовым (МИС3) педокомплексом, сформированным на слаборасчлененной тяжелосуглинистой толще озерных отложений, который состоит из серий сопряженных погребенных горизонтов (профилей) палеопочв: глеевых G1b–G2b–G3b горизонтов, эутрофно-торфяной (Hb–G3b) и темногумусово-глеевой (Agb–G3b) почв. Для торфяного Hb и палеогумусового Agb горизонтов получены РУ даты (рис. 9) 46700±3500 (ИГАН 3322) и 31700±260 (Ki-15480) соответственно.

Для голоценовой почвы выявлен сложный кутанный комплекс, характерный для текстурно-дифференцированных почв, в то же время в нижней части профиля прослеживаются признаки отчетливой слоистости. В серии глеевых горизонтов G1b–G2b–G3b выделяются крупные железистые конкреции (тубулы), роренштейны по следам древних корней, диффузные охристые кольца, железисто-марганцевые пятна. По стенкам трещин диагностированы неоглеенные бурые и красно-бурые кутаны, чередующиеся с охристыми железистыми кутанами.

Микроморфологические исследования позволили диагностировать признаки средневаладйского педогенеза. В горизонте Hb, состоящем из вытянутых растительных остатков, четко видны вовлеченные в них минеральные зерна как результат криогенных процессов. Сформированный на этой же глубине горизонт Agb содержит мелкие детритовые фрагменты, а также раздробленные фрагменты древесных угольков. Выявляются микрозоны скоплений песчаных зерен как результат криогенной сепарации, общая тонкая прокраска гумусом дисперсного вещества.

Вышележащий глеевый горизонт G2b отличается наличием плотных железистых нодулей и пленок. В верхней части этого горизонта выявлены фрагменты сильно деформированных растительных остатков, инкорпорированных в минеральную основу. Верхний глеевый горизонт G1b характеризуется слабым проявлением признаков окисления–восстановления; здесь диагностируются (как и при макро- и мезоморфологических исследованиях) тонкие глинистые кутаны на стенках трещин с яркими цветами интерференции.

Содержание Сорг. в гумусовом Agb и глеевых горизонтах относительно велико (0,97–3,46%) по сравнению с подстилаемыми горизонтами. Содержание гумуса в палеопочвах разреза Косково 1-06 заметно выше по сравнению с позднеплейстоценовыми почвами на лссовидных отложениях (0,3–0,7%) в пределах ВосточноЕвропейской равнины (Динамика ландшафтных…, 2002). Величины рН в верхней части профиля дневной почвы показывают кислую реакцию среды, в нижних горизонтах она сменяется на слабокислую–нейтральную, и становится слабощелочной в моренных и флювиогляциальных слоях, что позволяет предположить процесс постепенного выщелачивания в пределах осадочной толщи. Оторфованный материал горизонта Hb представляет собой органо-минеральную смесь (содержание углерода составляет 8,6–8,8 %), в которой органическая часть представлена доминированием древесины и покровной ткани (пробки) ивы (Salix sp.) с участием древесины и пробки березы (Betula sp.), включением тканей неизвестных травянистых растений и хитиновыми фрагментами насекомых. Состав макрофоссилий из оторфованного гор. Hb может идентифицировать тундро-степные (лугово-мерзлотные) ассоциации начала стадии МИС3.

Данные палинологического анализа нижней части гор. G1b (295–300 cм) указывают, что характер растительности на начало оптимума средневалдайского потепления определялся лесными сообществами с доминированием ели и сосны, а состав из верхней части этого же горизонта – лесной растительности средне- и северотаежного типа с господством хвойно-мелколиственных лесов с незначительным участием широколиственных пород.

Опорный разрез Пужбол находится в 160 км на юго-восток от разреза Косково 1-06. Он приурочен к среднеплейстоценовой террасовидной поверхности в западной краевой части Борисоглебской возвышенности, ограниченной от котловины оз. Неро (Ростовской низины) четким региональным уступом ~25–30 м. Разрез включает три расчистки Пужбол 1-06, 2-06 и 3-08, расположенные катенарно:

разрез Пужбол 1-06 занимает более низкий гипсометрический уровень (а.о. 130 м).

Разрез Пужбол 2-06 рассматривается нами как часть единого страторазреза (рис.

10).

Суммарная мощность вскрытой почвенно-осадочной толщи страторазреза, содержащего голоценовые и средневалдайские горизонты, составляет ~4,0 м.

Верхняя часть разреза (0–2,5 м) состоит из суглинисто-глинистых пылеватых (лессовидных) отложений, переходящих в поздневалдайские отчетливо слоистые озерно-ледниковые глины (2,5–4,0 м), содержащие железистые конкреции и галечниковый материал (рис. 10). Верхняя и средняя части разрезов пронизана сетью криогенных деформаций в виде глубоких морозобойных трещин, проникающими до глубины ~3,0 м. Разрез Пужбол 2-06 представлен средневалдайским гумусовым глеевым горизонтом AGb, сформированном на древнеозерных глинах, обогащенном включениями мелких линз эутрофного торфа. В основании всех расчисток залегают моренные суглинки московского возраста.

Первый педостратиграфический отдел представлен профилем голоценовой почвы Ap– EB–Bt1–Bt2–Bthk3–BCtg на пылеватых суглинисто-глинистых отложениях. Верхняя часть (0– 1,6 м) разреза представляет собой агродерновонеглубокоподзолистую почву с профилем Ap–EB–Bt1–Bt2 с типичным для текстурнодифференцированных почв кутанным комплексом. В нижней части первого отдела (~1,6–2,0 м) Рисунок 10. Опорный разрез позднего неоплейстоцена четко выделяется текстурный гоПужбол 1-06, 2-06 и 3-08, включающий голоценовые и ризонт Bthk3, главными отличисредневалдайские горизонты, подстилающие и перетельными морфологическими крывающие слои. 1 – пылеватые суглинки и глины; 2 – признаками которого являются:

озерно-ледниковые глины; 3 – моренные суглинки; 4 – озерные глины; 5 – линзы эутрофного торфа; 6 – ро1) темно-бурые, почти черные ренштейны, железистые конкреции; 7 – галечниковый мощные гумусово-глинистые куматериал; 8 – журавчики; 9 – морозобойные трещины.

таны, выстилающие грани педов, трещин и крупных пор; 2) карбонатные журавчики, (диаметром до 2–4 см), локализованные на поверхностях агрегатов, и в меньшей степени – в ВПМ. Нижележащий гор. BСtg характеризуется устойчивыми признаками оглеения, в нем также диагностируются гумусово-глинистые кутаны, но локализованные по стенкам крупных каналов на месте бывших корней. Второй педостратиграфический отдел представлен позднеплейстоценовым профилем из горизонтов Dtg–DGt1–DG2–DG3 (2,5–4,м), сформированных исключительно на древнеозерных глинах. В глеевых горизонтах прослеживаются охристые ожелезненные горизонтальные полосы, крупные роренштейны, образованные на месте корней древних растений. Третий отдел (4,1– 4,8 м) (разрез Пужбол 2-06) состоит только из средневалдайского гумусого горизонта AGb с включением фрагментов оторфованных прослоек.

РУ дата (35100±2500, ИГАН 3323) гумусового горизонта AGb разреза Пужбол 2-06 близка к РУ возрасту гумусового горизонта Agb разреза Косково 1-06 и позволяет отнести формирование этих почв к брянскому мегаинтерстадиалу. РУ возраст педогенных карбонатов из журавчиков, локализованных в гор. Bthk3 (130– 180 см) разреза Пужбол 3-08, занимающего более высокий гипсометрический уро вень по сравнению с разрезом Пужбол 1-06, составляет 6600±100 л.н. (Ki 15482).

Для углерода журавчиков из гор Bthk3 (160–205 см) разреза Пужбол 1-06 получена дата 7360±110 л.н. (Ki 15481). Из гумусово-глинистых кутан были выделены препараты гуминовых и фульвокислот (ГК и ФК соответственно). В результате удалось получить раздельные РУ даты гумусово-глинистых кутан, составляющие для ГК 9560±50 л.н. (ИГАН 39330) и для ФК – 5350±80 л.н. (ИГАН 39331).

Микроморфологические исследования (рис. 11) показали, что основная масса горизонтов DG имеет песчано-плазменное микростроение. В нижней части горизонта DG2 изредка встречаются железистые новообразования, отчетливо прослеживаются тонкие волнистые прослойки тонкодисперсного материала, имеющие субгоризонтальную ориентацию. Напротив, в верхней части этого же горизонта диагностировано разнообразие форм железистых новообразований: сложные древовидные железистые стяжения, некоторые из которых разрушены на отдельные фрагменты и смещены вдоль трещин вследствие криогенных нарушений уже после формирования средневалдайских горизонтов. На этой же глубине выявлены специфические текстурные новообразования в виде ооидно-ориентированной глины, Рисунок 11. Микроморфология горизонтов опорного разреза Пужбол 1-06. a – тонкая волнистая прослойка тонкодисперсного материала, нижняя часть гор.

DG2, NiI; b – сложные древовидные железистые стяжения, верхняя часть гор. DG2, NiI; c – железистые стяжения, разрушенные и смещенные по трещинам, верхняя часть гор. DG2, NiI; d – ооидноориентированная глина, верхняя часть гор. DG2, Ni+;

e – сложные концентрические новообразования, состоящие из железистых колец и колец ориентированной глины, верхняя часть гор. DG2, NiI; то же, Ni+;

видна сильная интерференция глины; g – специфические компактные округлые гранулы из железистоглинистого материала в микрозонах основной массы, состоящей из пылеватых зерен, гор. BCtg, NiI; h – железистые пятна с диффузными краями, гор. BCtg, NiI.

окруженные тонкодисперсной основной массой или песчаными зернами, а также сложные концентрические новообразования, состоящие из колец ориентрированной глины и новообразований железа. Подобные железистые новообразования являются диагностическими для брянских почв (Морозова, 1981).

В гор. BCtg, перекрывающем средневалдайские горизонты, выявлены существенные отличия в организации основной массы: доля песчаных зерен значительно уменьшается, доминирующими становятся пылеватые зерна. В этом горизонте диагностированы компактные округлые гранулы (<0,5 мм), состоящие из железисто-глинистого материала, локализованные в микрозонах основной массы, представленной пылеватыми зернами. Здесь же выявлены железистые новообразования в виде железистых пятен с диффузными краями, кардинально отличающиеся от новообразований железа в нижележащих палеоглеевых DG горизонтах.

Содержание Сорг. в гор. Bthk3 голоценовой почвы низкое (0,24%), несмотря на наличие в нем гумусово-глинистых кутан, что объясняется диагенетическими изменениями (деструкцией) почвенного органического вещества в палеопочвенных горизонтах. В гумусовом гор. AGb разреза Пужбол 2-06 содержание органического углерода также низкое (1,19%). Голоценовая почва и подстилаемые древнеозерные слои характеризуются слабощелочной и щелочной реакцией среды, что предполагает исходную закарбоначенность всей осадочной толщи отложений, слагающих опорный разрез. Необходимо отметить, что реликтовый гор. Bthk3 (170–180 см) и моренные суглинки (410–420 см) характеризуются наиболее щелочной реакцией среды.

Данные палинологического исследования образца из гор. AGb (475–480 см) указали на широкое развитие лесотундровых ценозов. Споро-пыльцевые спектры для образца из верхней части этого же гор. AGb (465–470 см) показали широкое развитие хвойных сосново-еловых лесов в комбинации с луговыми растительными сообществами и заболоченными участками. Почвы развивались при грунтовом увлажнении в пределах обводненных ландшафтов на слабодренированных поверхностях.

Обсуждая полученные результаты, можно утверждать, что РУ дата из гор.

Hb разреза Косково 1-06 (~47 тыс. л.н.) позволяет говорить о наличии самой древней диагностированной стадии гидроморфного педогенеза в бассейне Верхней Волги. Полученная датировка соотносится с начальным периодом средневалдайского интервала, хорошо известным на территории Русской равнины как Красногорское потепление, Гражданский проспект и Ленинградский горизонт (Палеогеография Европы…, 1982; Velichko et al., 2004 и др.). Эутрофно-торфяная почва (Hb– G3b) разреза Косково 1-06 входит в число мало изученных в Европе палеопочв ранней стадии МИС3. Мы полагаем, что одновозрастными палеопочвами разреза Косково могут являться ранневюрмские гумусированные палеопочвы на территории Германии и Франции, часто образующие педокомплексы с межледниковой Эмской почвой (Antoine P et al., 2001; Van Vliet-Lano B., 1990). Аналогичные ранневалдайские палеопочвы рассматривались в составе Мезинского комплекса (Сычева, 1985) и были недавно описаны в качестве индивидуальных уровней в верхнеплейстоценовых балочных отложениях центра Русской равнины (Сычева, 2003).

Крупные морозобойные клинья, пронизывающие почвенно-осадочную толщу разреза Косково 1-06 (включая палеопочвы стадии МИС3), относятся к владимирскому криогенному горизонту (23–22 тыс. л.н.) (Величко, Морозова, 1982;

Velichko et al., 2004). Соответственно, образование и осадконакопление озерноледниковых глин, которые перекрывают датированные палеопочвы и педоседименты, могло происходить во время существования системы ППО. Вторая генерация криогенных деформаций в виде трещин, берущих свое начало в верхней части разреза (начиная с субэлювиального гор. EB голоценовых почв) до ~5,0 м (опорный разрез Косково 1-06, рис. 9) и до слоя древнеозерных глин, до глубины ~3,0 м (разрезы Пужбол 1-06 и 3-06, рис. 10), могли развиться в, в интервале между 10–тыс. л.н. во время позднеледникового криогенного этапа (фаза «б» Ярославской стадии криогенеза) (Величко, Морозова, 1982; Velichko et al., 2004).

Важное палеогеографическое значение имеет расшифровка голоценового педогенеза, при котором осаждение карбонатов и иллювиирование глины наблюдается в одном профиле (разрез Пужбол). Установлено, что иллювиирование глины, выраженное в наличии сложного кутанного комплекса, присуще голоценовым и средневалдайским горизонтам применительно ко всем изученным разрезам. Это четко диагностируется на макро- мезо- и микроуровнях, когда кутаны, развитые по стенкам трещин, граням педов, зачастую «прорезают»устойчивые морфологические признаки доголоценового педогенеза, т.е. эти кутаны можно рассматривать как «корни» иллювиальной толщи современных дневных почв.

Выше было показано, что гумусово-глинистые кутаны, развитые в срединном горизонте Bthk3 (160–205 см) разреза Пужбол, а также локализация в этом же горизонте карбонатных журавчиков, резко контрастируют как с верхней частью профиля почвы, так и с «обычными» дерново-подзолистыми почвами Ярославского Поволжья, развитыми на пылеватых суглинках. Однако комбинация из охарактеризованных выше новообразований (гумусово-глинистых кутан и журавчиков в иллювиальной толще), является неотъемлемым и характерным признаком серых и темно-серых почв Владимирского Ополья, северная граница распространения которого находится в 50-ти км к югу от опорного разреза Пужбол 1-06 и 3-08. Интерпретация данных РУ датирования может ответить на ряд вопросов, касающихся причин существования столь необычных реликтовых признаков. Во-первых, хронологическая последовательность и ландшафтные условия, способствовавшие сочетанию процессов гумусово-глинистого иллювиирования и седиментации сцементированного карбонатного материала в едином профиле. Во-вторых, происхождение и длительность формирования гумусовой пигментации в гумусово-глинистых кутанах в средней и нижней частях профиля.

РУ даты общего углерода карбонатных журавчиков из гор. Bthk3 показывают среднеголоценовый (первая половина оптимума голоцена) возраст: ~6600 л.н.

для разреза Пужбол 3-08 и ~7360 л.н. для разреза Пужбол 1-06. Учитывая различие в гипсометрическом положении разрезов (рис. 10) можно говорить о постепенном выщелачивании карбонатов (оно предшествовало иллювиированию глины), которое началось в послеатлантический период и связано с постепенным дренированием территории, начиная с более высоких гипсометрических позиций. Полученные нами РУ даты карбонатов журавчиков вполне соответствуют датировкам, полученным для журавчиков темно-серых почв Владимирского Ополья (Милановский, 2009). Нами также определен РУ возраст общего углерода журавчика темно-серой почвы Владимирского Ополья, взятого с глубины 120–130 см, составляющий 8960±90 л.н. (Ki-8960), что оказалось несколько древнее и относится уже бореальному периоду голоцена. Данная датировка близка к абсолютному возрасту для журавчиков из темно-серых почв Ополья (~9000 л.н.) (Рубцова, 1974).

Полученные РУ даты отдельно для ГК гумусово-глинистых кутан гор. Bthkразреза Пужбол 1-06, составляющие ~9600 л.н. и для ФК – ~5400 л.н. н. значительно различаются как между собой, так и от даты 14С журавчиков, хотя все эти новообразования локализованы в одном горизонте. Анализ литературного материала показал, что для голоценовых почв Восточно-Европейской равнины имеются различия РУ возраста педогенных карбонатов и почвенного гумуса разрезов, в которых локализованы эти карбонатные новообразования. Отсутствие связи в радиоуглеродных датировках углерода гумуса и углерода карбонатных конкреций (последние обычно имеют более молодой возраст) показывает их «независимый» генезис (Хохлова и др., 2004; Ковда, Чичагова, 2009; Michailova et al., 2006; Хохлова, 2010).

Если возраст РУ даты ФК гумусово-глинистых кутан гор. Bthk3 соответствует среднему голоцену (конец атлантического периода) и заметно моложе РУ возраста журавчиков, то полученная датировка 14С для ГК из этих же кутан оказалась гораздо древнее и относится к пребореальному периоду (ранний голоцен), т.е. их образование предшествовало образованию журавчиков. Важным обстоятельством при интерпретации полученного материала является необходимость рассмотрения факта наличия вторых гумусовых горизонтов (ВГГ) в профиле дерновоподзолистых почв, развитых в непосредственной близости от карьера, где проводились полевые работы. Как показали наши ранние исследования (Керзум и др., 1989), почвы с ВГГ весьма характерны для окраины Борисоглебской возвышенности, где они приурочены к перегибам рельефа, местным западинам, подножиям склонов и т.д. Итак, основываясь на анализе морфолого-генетического строения педокомплекса разрезов Пужбол 1-06, 2-06 и 3-08 и полученных РУ датировок, предлагается двустадийность голоценового педогенеза дерново-подзолистых почв.

Первая стадия имела место в ранне-средний голоцен, который характеризовался образованием темно-гумусовых заболоченных почв на карбонатных пылеватых суглинках. Реликтами этой стадии педогенеза являются твердые карбонатные новообразования в виде журавчиков (представлены в разрезах Пужбол1-06 и 3-08), а также ВГГ.

Вторая стадия включала в себя доминирование элементарных почвообразовательных процессов с ведущей ролью выщелачивания карбонатов и иллювиирования глины. Карбонаты были полностью или частично выщелочены из верхней части почвенных профилей, наряду частичным разрушением бывших поверхностных палеогумусовых горизонтов и их «подготовкой» к иллювиированию. Позднее они были вовлечены и перемещены в виде гумусово-глинистых кутан, которые и являются одним из характерных признаков разреза Пужбол 1-06 и 3-08. Время формирования и перемещения этих гумусово-глинистых кутан (вторая стадия) определяется возрастом ФК (средне-поздний голоцен).

Обратим внимание на факт, что карбонатные журавчики и гумусовоглинистые кутаны как реликтовые признаки былого педогенеза, локализованы в разрезах Пужбол 1-06 и 3-08, приуроченных к краевым низким гипсометрическим позициям II яруса рельефа Борисоглебской возвышенности. Как показали наши исследования, эти палеопочвенные признаки не были обнаружены в профиле дерново-подзолистых почв, развитых в пределах распложенных выше ярусах рельефа, т.е. имеют локальное распространение в определенных геоморфологических позициях. Мы полагаем, что ранняя «карбонатно-темногумусовая» (первая) стадия педогенеза могла развиваться в условиях слабой степени естественного дренажа в семигидроморфных условиях на поверхностях, освободившихся от вод ППО. Почвы, которые развивались в это время, вероятно, претерпевали стадию полугидроморфного темногумусового педогенеза на карбонатном фоне, но не стадию гумусообразования по «степному» типу (Александровский, 1983; 2002). Последующее улучшение дренирования поверхности (главным образом за счет вторичного вреза по унаследованному тальвегу погребенного московского рельефа) способствовало усилению процессов выщелачивания и иллювиирования. Это показывает ведущую роль геоморфологической динамики, которая на фоне климатических флуктуаций вела к формированию столь сложных полигенетических почвенно-осадочных толщ.

Опорный разрез Щетинское, включающий средневалдайский педокомплекс, представлен палеокатеной (рис. 12), приуроченной к террасовидной поверхности Вологодской возвышенности (а.о. ~160 м). В литологическом отношении верхний слой (0–0,7 м) почвенно-осадочной толщи представлен поздневалдайскими бескарбонатными (слоистыми в нижней части) пылеватыми суглинками, с наличием редких включений гравийно-галечнико-вого материала. Нижележащий слой морены московского возраста (0,7–2,1 м) переходит в опесчаненные моренные суглинки (2,1–3,0 м), подстилаемые мощной (до 20–25 м) толщей гравелистых песков. Вся толща отложений пронизана криогенными деформациями в виде широких и глубоких (до 2,5 м) клиньев и трещин.

Палеокатена включает два педостратиграфических отдела, сформированные в течение последних 30 тыс. л. Первый отдел представлен голоценовыми агродерново-подзолистыми почвами на бескарбонатных пылеватых суглинках, второй – позднеплейстоценовым педокомплексом, сформированным исключительно на моренных отложениях. Он состоит из серии палеогоризонтов и/или палепочв, представленных профилем темногумусово-глеевой 2Agtb–2Gtb почвой и гумусовыми 3Agtb и 3AGtb горизонтами (рис. 12). РУ датирование трех гумусовых горизонтов палеопедокомплекса показало, что их возраст варьирует в пределах 24350–309л.н. и полностью укладываются во временные рамки брянского мегаинтерстадиала.

Рисунок 12. Опорный разрез Щетинское – палеокатена, включающая средневалдайский палеопедокомплекс.

Макро- и мезоморфологическое изучение палеопочв показало хорошую сохранность педогенных признаков, зафиксированных в палеогоризонтах средневаладйских почв, в частности: фрагменты древесных угольков, реликтовых признаков оглеения (ржавые и охристые пятна, разводы, железистые кутаны, пленки, FeMn конкреции). В ряде случаев железистые пленки, сформированные в ВПМ горизонта 2Agtb и сформированные по горизонтальной плоскости, перекрываются по вертикальной плоскости (по граням педов) мощными автоморфными аржилланами, что указывает на их относительную молодость. Микроморфология палеопрофиля 2Agtb–2Gtb позволила диагностировать признаки педогенеза брянского времени:

поры-трещины, иммобилизованные в минеральную основу, растрескавшиеся мелкие углистые частицы, специфические железистые сферические глобулы с включением минеральных зерен, выдавленные в межагрегатные пустоты в результате криогенных процессов и впоследствии сцементированные соединениями железа, новообразования волокнистого гетита в палеоглеевом горизонте.

Голоценовые и палеопочвенные горизонты заметно различаются по гранулометрическому составу, для дневной почвы характерна дифференциация профиля по элювиально-иллювиальному типу. Все палеопочвенные горизонты, сформированные на моренных отложениях, отличаются плохой сортированностью и содержат около 40% песчаных фракций. Несмотря на темно-бурую и темно-коричневую окраску, содержание Сорг. в погребенных горизонтах очень низкое (рис. 13). Наибольшее содержание органического углерода в палеопедокомплексе было выявлено для верхней части (83–85 см) нижнего палеогумусового гор. 3Agtb. Данные по содержанию углерода в палеогумусовых горизонтах соответствуют его содержанию в позднеплейстоценовых почвах (0,3–0,7%), сформированных на лессовидных отложениях в пределах Восточно-Европейской равнины (Динамика ландшафтных…, 2002). По сравнению с голоценовой почвой, образцы из палеогоризонтов показывают в целом меньшие величины как результат ведущей роли оглеения при формировании профиля палеопочвы и палеогумусового горизонта. Этот процесс наиболее ярко проявлялся в палеоглеевом гор. 2Gtb, где наблюдается резкое снижение (абсолютный минимум) магнитной восприимчивости (рис. 13).

Исходя из имеющихся на сегодняшний день реконструкции почвенного покрова Брянского времени для Европы, в том числе для ВосточноЕвропейской равнины (Величко, Морозова, 1982; Динамика ландшафтных…, 2002), мы можем утверждать, что изученный палеопедокомплекс относится к Рисунок 13. Магнитная восприимчивость, содержание органичесамому северному ского углерода и гранулометрический состав образцов из горизонареалу документиротов и слоев палеопедокомплекса опорного разреза Щетинское.

ванного распространения брянских почв в Европе. В соответствии с приведенными выше данными, граница распространения брянских почв в пределах Русской равнины находится в 300–500 км к югу от района исследования. В этой краевой зоне были распространены мерзлотные почвы на песках в сочетании с мерзлотными дерновыми мерзлотно-глеевыми и дерново-мерзлотными иллювиально-карбонатными почвами на лессах. Современными аналогами почв могут являться надмерзлотно-глеевые почвы центральной Якутии или Восточной Сибири, сформированные под влиянием сурового экстраконтинентального климата (Величко, Морозова, 1982).

В результате споро-пыльцевого анализа было выделено шесть палинокомплексов (I–VI) – фаз развития растительности, включающие в том числе четыре стадии развития палеорастительности в брянский мегаинтерстадиал, во многом отражающие ландшафтные условия формирования палеопочв. Первая стадия (палинокомплекс II, гор. 3Atgb, на глубине 110–113 см) отражает начало формирования брянской палеопочвы, которое проходило при господстве тундровых фитоценозов с незначительными участками лесотундры. Вторая стадия (палинокомплекс III, гор. 3Atgb, на глубине ~90 см). Лесотундра становится господствующим типом ландшафта на исследуемой территории. Третья стадия (палинокомплекс III, гор.

2Gtgb, на глубине 68–78 см и верхняя часть горизонта 2Atgb брянской почвы (глубина 75–86 см). Состав пыльцы и спор отражает оптимум брянского мегаинтерстадиала, в период которого наибольшего распространения достигали северотаежные перигляциальные ландшафты с участками лесотундровой растительности. Четвертая стадия (палинокомплекс IV, гор. 2Atgb, глубина 60–68 см, на границе с перекрывающим слоем лессовидного суглинка). В палиноспектре отмечается сокращение пыльцы деревьев. Исчезает пыльца ели и ольхи. Резко возрастает количество пыльцы маревых. Такое изменение в составе спектров указывает на усиление аридизации климата и преобладание в ландшафтах лесотундровых формаций с участием тундростепных растительных ассоциаций. Палинокомплекс V (гор. E и Bt голоценовой почвы, глубина 5–60 см). Преобладали широко развитые перигляциальные кустарниковые тундры с участками лесотундровой и тундростепной растительности, характерной для поздневалдайского времени (Маркова и др., 2002;

Markova et al., 2002). Палинокомплекс VI (гумусовый гор. голоценовой почвы, глубина 0–5 см). В период формирования верхней части профиля современной дерново-подзолистой почвы господствовали сообщества елово-сосновых и сосновоберезовых лесов.

Опорный разрез Щетинское может служить прямым индикатором эволюции ландшафтных условий, имевших место в финальную стадию позднеледниковья.

Большое значение приобретает интерпретация криогенных деформаций (глубокие трещины и клинья) (рис. 13), выявленные на всем протяжении палеокатены, а также генезис пылевато-суглинистых отложений, перекрывающих средневалдайские палеопочвенные горизонты.

Широкие и мощные морозобойные клинья, разбивающие как моренную толщу, в которой сформированы брянские палеопочвы, судя по стратиграфии отложений палеокатены, а также РУ датировкам, относятся к владимирскому криогенному горизонту (Величко, Морозова, 1982; Величко и др., 2002; Velichko, Faustova, 2004). Морозобойные клинья этой формации выполнены поздневалдайскими крупнопылеватыми суглинками, венчающими палеокатену. Мы полагаем, что эти пылеватые суглинки имеют субаквальный генезис, что подтверждается: 1) резким контактом с подстилающей моренной толщей, 2) включениями гравийно-галечного материала, 3) отчетливо выраженной субгоризонтальной слоистостью. Учитывая а.о. поверхности, к которым приурочен разрез (а.о. ~160 м), можно предположить, что уровень дна поздневалдайского приледникового водоема, не мог быть ниже этого гипсометрического уровня, а урез воды – заметно выше а.о. 160 м.

На основании морфолого-генетического анализа кутанного комплекса показано, что кутаны характерны как для иллювиальных горизонтов дерновоподзолистой почвы, так и для всех палеогоризонтов брянского педокомплекса. Таким образом, глинистые кутаны, развитые в горизонте Bt дерново-подзолистой и средневалдайской темногумусово-глеевой почв, были сформированы в результате голоценового педогенеза. В этом случае кутанный комплекс в брянских палеопочвах, как и в случае с разрезами Косково и Пужбол, выступает в роли «корней» или нижней части единой системы кутан, имеющий свое начало в верхней, голоценовой части опорного разреза. Тем самым можно говорить о генетическом родстве и голоценовом возрасте глинистых кутан в пределах всей толщи, в которой развиты дневные и погребенные почвы.

Восьмая глава посвящена общей палеогеографической обстановке приледниковой зоны в позднеледниковье. Изложенный в предыдущих главах фактический материал показывает, что донные поверхности ППО надежно фиксируются РУ датировками средневалдайских палеопочв и педоседиментов в пределах террасовидных поверхностей краевых частей возвышенностей с а.о. 130–171 м, перекрытых озерными осадками (суглинками и глинами стадии МИС2) (табл. 7). В то же время, установлен поздневалдайский возраст (~15 тыс. л.н.) озерно-ледниковых глин в пределах столообразных поверхностей центра Ярославского Поволжья на а.о. 1м и карбонатных суглинков (~14,3 тыс.л.н.) (по РУ датированию заключенных в них раковин моллюсков) в пределах озерно-ледниковой равнины с а.о. 140 м. Результаты датировки осадочных толщ и особенности пространственной дифференциации аквальных пород, доказывают существование обширного приледникового бассейна Верхневолжской системы ППО на отметке 180 м (рис. 14).

Таблица 7. Результаты радиоуглеродного и ОСЛ датирования образцов, Ярославское Поволжье Опорные Местона- Материал, го- Глубина Лабораторный Радиоуглеродный разрезы, а.о., м хождение ризонт отбора, м номер образца возраст, лет назад Косково, Овинищен- Торф, Hb 3,4 ИГАН 3322 46700±35171 ская возв.

Пужбол, Борисоглеб- Оз-ледн. 3,9 ИГАН 3323 35100±25130 ская возв. глины, AGb Косково, Овинищен- Оз-ледн. 3,5 Ki-15480 31700±2171 ская возв. суглинки, Agb Щетинское, Вологод- Моренные 160 ская возв. суглинки 3Atgb 2,2 ИГАН 3081 30900±143AtGb 1,3 ИГАН 3082 30670±92Atgb 0,7 ИГАН 2656 24350±18- Борисоглеб- Оз-ледн. 1,2 RLQG1726-016 15500±1200* 150 ская возв., глины, BCgk - Озерн.-ледн. Раковины 1,2 Ki-17061 14300±1140 равнина моллюсков, BCgk Примечание. * – датирование с использованием ОСЛ.

Существование обширной системы ППО в холодных и засушливых условиях позднего Валдая хронологически соотносится с раннехвалынской трансгрессией Каспия (Свиточ, Янина, 1997; Свиточ и др…,1998). РУ датировки осадков древнекаспийских бассейнов, полученные по С14 анализам, указывают на весьма молодой возраст осадков – в пределах 20 тыс.л. (Свиточ и др.. 1998). Это дает возможность предположить, что по достижении ППО а.о. 180 м эта гряда, по всей вероятности подверглась размыву в результате катастрофического сброса воды в Каспий еще до завершения максимальной стадии оледенения, и уровень озёр упал до 1м. Юго-восточная граница ППО проходила по центральным и южным отрогам Галичско-Чухломской гряды (рис. 14).

Рис. 14. Схема палеогеографической обстановки района исследования в период максимальной стадии Валдайского оледенения. Условные обозначения: 1 – граница ледника максимальной стадии оледенения; 2 – граница ППО; 3 – долины стока с а.о. <135 м, выраженные в современном рельефе; 4 – поверхности с а.о. >180 м, не затоплявшиеся ППО; 5 – выраженные террасовые уступы с а.о. 150–160 м и площадки с а.о. 160 м. На схеме обозначены опорные разрезы, включающие палеопочвы стадии МИС3: 1 – Косково 1-06; 2 – Щетинское; 3 – Пужбол; отложения стадии МИС2: 4 – озерно-ледниковые глины; 5 – раковины моллюсков.

Отметим, что установленный нами высокий уровень стояния ППО и существование крупных приледниковых бассейнов совпадает с большой обводненностью (высоким речным стоком) рек в позднеледниковье и является частью глобальной проблемы реконструкции водного баланса Русской равнины в позднем Валдае (Сидорчук и др., 1999; Панин, Сидорчук, 2005; Панин и др., 2005; Sidorchuk et al., 2001;

2003).

На основе анализа крупномасштабных почвенных карт, составленных на всю территорию Ярославского Поволжья, полагаем, что геологическим следом столь мощного стока в пределах изученной территории, могут быть контрастные двучленные отложения – водно-ледниковые супесчано-песчаные отложения, подстилаемые моренными суглинками. При этом облегченная верхняя часть двучлена является продуктом перемыва московской морены в поздневалдайское время. Проведённый анализ пространственного распространения этих ПОП по территории Ярославского Поволжья показал, что эти отложения в целом занимают более 1 тыс.

км2, имеют прерывистое распространение и занимают высотные уровни с а.о. 110– 180 м. Прерывистый характер плаща супесчаных отложений указывает на сложный и динамичный процесс потоковой седиментации материала.

Выводы.

1. Установлена пространственная дифференциация и высотный градиент в свойствах пылеватых безвалунных супесчано-суглинистых отложений в перигляциальной зоне центра Русской равнины. Это позволило выделить две группы отложений: (1) имеющих наибольшее распространение поздневалдайских (МИС2) наносов субаквального генезиса (супеси и суглинки) и приуроченных к террасовидным поверхностям рельефа московского и валдайского возраста с а.о. ~100–180 м.

Происхождение этой группы обязано существованию региональной системы ППО, в результате чего доставка, сортировка и отложение взмученного материала осуществлялись преимущественно в водной среде; (2) субаэральных пылеватых суглинков, выстилающих водораздельные пространства с а.о. выше 180 м, накапливавшихся в течение всей валдайской эпохи в основном эоловым путем и в результате криолитогенеза.

2. Принадлежность группы пылеватых супесчано-суглинистых пород к единому парагенетическому ряду озерного седиментогенеза подтверждена изменением ряда параметров гранулометрического состава отложений. Установлено, что с удалением от ординарной линии (береговой зоны современных крупных водотоков) и увеличением гипсометрического уровня поверхности, в ряду этих пород уменьшаются величины медианного диаметра частиц, энтропийной меры их сортированности и сокращается фракция мелкого песка. Это указывает на динамичный характер седиментогенеза пылеватых пород в водной среде, что фиксируется отложением грубодисперсного материала на низких уровнях рельефа в результате поэтапной деградации ППО.

3. Выявлено усиление текстурной дифференциации в дерново-подзолистых почвах от низких ярусов рельефа к высоким, отраженное через убыль информационной энтропии гранулометрического состава в элювиальных горизонтах и увеличение степени дифференциации профиля по илу. Это подтверждает постепенное экспонирование террасированных поверхностей для процессов педогенеза в результате улучшения степени их дренирования по мере спуска и обмеления ППО.

4. Наблюдаемое в настоящее время спорадическое распространение ареалов карбонатных пылеватых суглинков в пределах плоской озерно-ледниковой равнины, отлагавшихся в водной среде в период существования ППО, отражает временную зависимость выщелачивания почвогрунтов от степени вовлечения их в ход геоморфологической динамики, обусловленной естественным дренированием территории. К параметрам, устойчиво связанными со степенью карбонатности суглинков, относятся коэффициент заболоченности территории и перепад высот между максимальными и минимальными гипсометрическими отметками в пределах конкретных участков.

5. Охарактеризованные поздневалдайские озерно-ледниковые глины (а.о.

~150–160 м) центра Ярославского Поволжья, обладают сходством с лёссовидными и моренными глинами водораздельных поверхностей (а.о. ~220 м), но и отличаются рядом морфологических, физических и физико-химических свойств. Несмотря на принадлежность всех глинистых отложений к монтмориллонит-каолинитгидрослюдистой провинции, древнеозерные глины отличаются наличием индивидуального хлорита, что предполагает поступление материала, содержащего хлорит, «водным» путем при высоком уровне ППО (а.о. >160 м). Предложено выделение поздневалдайских озерно-ледниковых глин в самостоятельную группу озерноледниковых четвертичных отложений перигляциальной зоны Русской равнины.

6. В перигляциальной зоне Русской равнины охарактеризованы гетерохронные толщи, содержащие темногумусово-глеевые и торфяно-глеевые почвы, развитые на ранневалдайских и/или микулинских озерных отложениях и московской морене и перекрытые поздневалдайскими субаквальными осадками, на которых развиты голоценовые почвы. Несмотря на длительное погребение и наложенные процессы голоценового педогенеза (иллювиирование глины), в профиле палеопочв сохранились признаки быстрых (101–102 лет) и средневременных (102–103–4 лет) элементарных почвообразовательных процессов (ЭПП). К быстрым ЭПП относятся оглеение, структурообразование и криогенные процессы, к средневременным – гумусообразование, торфообразование, накопление органического вещества. Несмотря на доминирование быстрых ЭПП во время формирования средневалдайских палеопочв, следы их проявления в виде конкретных морфологических признаков, зафиксированных прежде всего в мезо- и микростроении палеогоризонтов, остаются устойчивыми и сохранены в почвенной памяти.

Выявлены четыре стадии в развитии палеорастительности в пределах фронтальной ледниковой зоны Русской равнины. В начале брянского мегаинтерстадиала и на завершающих его стадиях доминировали ландшафты лесотундр, а в оптимум потепления – перигляциальные сосново-березовые леса. Сходные палинологические данные получены для опорных разрезов, расположенных на территории Русской равнины между 56–61 с.ш.

7. Предложена базирующаяся на результатах раздельного РУ датирования углерода гумусово-глинистых кутан модель двустадийности голоценового развития дерново-подзолистых почв на низких краевых поверхностях Борисоглебской возвышенности. Первый этап включал темноцветное гидроморфное почвообразование на карбонатных суглинках (пребореал–среднеатлантический период), второй этап состоял из выщелачивания карбонатов, иллювиирования глины и усиления текстурной дифференциации (суббореал–субатлантика) на фоне усиления степени естественного дренажа. Модель объясняет феномен наличия в нижней части профиля дерново-подзолистых почв на глубине ~1,5–2,0 м гумусово-глинистых кутан и карбонатных журавчиков, характерных для темно-серых почв Владимирского Ополья, ареалы которых находятся южнее района исследования.

По материалам диссертации опубликованы следующие работы.

Статьи из списка, рекомендованного ВАК 1. Русаков А.В., Керзум П.П., Матинян Н.Н. Геоморфологическая дифференциация покровных суглинков центра Русской равнины и их генезис // Почвоведение. 1995. № 9. С. 1082– 1088.

2. Матинян Н.Н., Русаков А.В. Почвенный покров южного побережья Финского залива и его экологическая оценка // Вестник СПбГУ. Сер. 3. Вып. 3 (№ 17). 1995. С. 104–115.

3. Матинян Н.Н., Русаков А.В., Керзум П.П. Основные черты строения почвенного покрова Ярославского Поволжья // Вестник СПбГУ. Сер. 3. Вып. 1(3). 1996. С. 74–86.

4. Русаков А.В. Антропогенная трансформация почвенного покрова песчаных равнин северо-востока Республики Коми // Вестник СПбГУ. Сер. 3. Вып. 1(3). 1999. С. 115–121.

5. Русаков А.В., Керзум П.П., Матинян Н.Н. Карбонатные лессовидные суглинки центра Русской равнины и эволюция почвенного покрова в позднем плейстоцене и голоцене // Почвоведение. 2000. № 8. С. 917–926.

6. Матинян Н.Н., Керзум П.П., Русаков А.В. Ландшафтно-исторические аспекты генезиса серых лесных почв северо-западной окраины Владимирского Ополья // Почвоведение. 2003. № 5.

С. 517–527.

7. Иванова Н.А., Русаков А.В. Сравнительная характеристика автоморфных дерновоподзолистых почв на пылеватых суглинках Вологодской и Борисоглебской возвышенностей // Вестник СПбГУ. Сер. 3. Биология. Вып. 3. 2004. С. 106–112.

8. Никонов А.А, Русаков А.В, Коркка М.А., Спиридонова Е.А. Находка раннеголоценовой почвы на южном побережье Финского залива и ее палеогеографическая интерпретация // Доклады академии наук Т. 403. № 1. 2005. С. 106–111.

9. Новиков В.В., Русаков А.В. Выделение и поглощение парниковых газов в мелиорированных торфяных почвах Ростовской низины (Ярославская область) // Почвоведение. № 7. 2005. С.

844–850.

10. Русаков А.В., Керзум П.П., Матинян Н.Н. Генезис пылеватых супесчано-суглинистых почвообразующих пород перигляциальной зоны северной части центра Русской равнины и свойства развитых на них почв // Почвоведение. 2008. № 4. С. 389–405.

11. Марфенина О.Е., Сахаров Д.С., Иванова А.Е., Русаков А.В. Микологические свойства голоценовых и позднеплейстоценовых палеогоризонтов и фрагментов палеопочв // Почвоведение.

2009. № 4. С. 469–478.

12. Поздняков А.И., Русаков А.В., Шалагинова С.М., Позднякова А.Д. Анизотропия свойств некоторых антропогенно-преобразованных почв подзолистого типа // Почвоведение. 2009. № 11.

С. 27–38.

13. Никонов А.А., Русаков А.В. Уникальная находка раннеголоценовой погребенной почвы на южном побережье Финского залива: условия нахождения, залегание, возраст // Почвоведение.

2010. № 1. С. 18–29.

14. Русаков А.В., Никонов А.А. Характеристика реликтовых позднеплейстоценовой и раннеголоценовой почв в клиновидных структурах на южном побережье Финского залива // Почвоведение. 2010. № 7. С. 788–800.

15. Седов С.Н., Хохлова О.С., Синицын А.А., Коркка М.А., Русаков А.В., Ортега Б., Соллейро Э., Розанова М.С., Кузнецова А.М., Каздым А.А. Позднеплейстоценовые палеопочвенные серии как инструмент локальной палеогеографической реконструкции (на примере разреза Костенки 14) // Почвоведение. 2010. № 8. С. 938–955.

Статьи в журналахи сборниках 16. Русаков А.В. Структура почвенного покрова и типы земель Ростовской низины // Труды БиНИИ СПбГУ. Вып. 45. «Эколого-генетические исследования почв гумидных ландшафтов».

СПб., 1996. С. 124–139.

17. Русаков А.В. Пространственная дифференциация покровных карбонатных (лессовидных) суглинков озерно-ледниковых равнин центра Русской равнины в связи с проблемой эволюции почвенного покрова // Материалы по изучению русских почв. СПб., 1999. Вып. 1(28). С. 57– 60.

18. Керзум П.П., Русаков А.В., Матинян Н.Н. Палеогеографические предпосылки развития почвенного покрова центра Русской равнины // Проблема эволюции почв. Материалы IV Всероссийской конференции. Пущино. С. 116–122.

19. Русаков А.В. Трансформация почв и почвенного покрова долины реки Печоры // Труды Биологического научно-иссследовательского института СПбГУ. Вып. 49. «Межфазные взаимодействия в почвах лесной зоны» Изд. СПбГУ. 2004. С.163–176.

20. Коркка М.А., Русаков А.В. Особенности генезиса почв северо-западной окраины Шексниско-Костромского междуречья // Материала по изучению русских почв. Вып. 5(32). СПбГУ.

2004. С. 125–130.

21. Rusakov A.V., Korkka. M.A. The Bryansk fossil soil of the extraglacial zone of the Valday glaciation as an indicator of landscape and soil forming processes in the center of the Russian plain // Revista Mexicana de Ciencias Geologias. 2004. V. 21. num. 1. pp. 94–100.

22. Коркка М.А., Русаков А.В., Керзум П.П. Брянская ископаемая почва опорного разреза Щетинское (Вологодская область) и ее палеогеографическое значение // Материалы IV Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода «Квартер 2005». Сыктывкар, Республика Коми, 23–26 августа 2005 г. С. 191–193.

23. Русаков А.В., Никонов А.В., Коркка М.А., Сергеев Е.А., Спиридонова Е.А. Раннеголоценовая ископаемая почва на южном побережье Финского залива в палеогеографическом аспекте // Материалы IV Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода «Квартер 2005».

Сыктывкар, Республика Коми, 23–26 августа 2005 г. С. 369–370.

24. Русаков А.В., Керзум П.П., Матинян Н.Н. Палеогеографические условия осадконакопления лессовидных отложений в перигляциальной зоне центра Русской равнины (по данным педогенных исследований) // Материалы IV Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода «Квартер 2005». Сыктывкар, Республика Коми, 23–26 августа 2005 г. С. 367–368.

25. Русаков А.В., Поздняков А.И., Позднякова А.Д. Катенная дифференциация почв Клинско-Дмитровской гряды и сопредельной территории Верхне-Волжской низины: вопросы палеогеографии ландшафтов и земледельческое освоение территории // Проблемы древнего земледелия и эволюции почв в лесных и степных ландшафтах Европы / Материалы Международного научного семинара, г. Белгород, 19–21 октября 2006 г./ под ред. Ю.Г. Чендева. С. 62–68.

26. Русаков А.В. Палеопочвенные исследования на кафедре почвоведения // Вестник СПбГУ. Сер. 3. Вып. 1. 2006. С. 60–69.

27. Русаков А.В., Коркка М.А., Керзум П.П. Криогенно-палеопочвенная и литологическая обусловленность современной структуры почвенного покрова западной окраины Вологодской возвышенности // Материалы Международной научной конференции «Пространственновременная организация почвенного покрова: теоретические и прикладные аспекты». 1–3 марта 2007 г. г. Санкт-Петербург. Издат. дом С.-Петербургского государственного университета. 2007.

С. 314–317.

28. Rusakov A.V., Korkka M.A., Kerzum P.P., Simakova A.N. Paleosols in the moraine-mantle loam sequence of northeastern Europe: the memory of pedogenesis rates and evolution of the environment during OIS3 // Catena. 2007. V. 71. pp. 456–466.

29. Русаков А.В. Реконструкция эволюции ландшафтов бассейна Верхней Волги в позднем неоплейстоцене на основе педогенных исследований // Материалы X Междунар. научн. конф., посвященной 450-летию Астрахани «Эколого-биологические проблемы бассейна Каспийского моря и водоемов внутреннего стока Евразии». 25–30 апреля 2008 г. Астрахань, 2008. С. 366–368.

30. Русаков А.В., Коркка М.А. Эволюция ландшафтов и педогенеза временного среза поздний плейстоцен-голоцен, записанная в опорных разрезах Верхневолжья // Материалы Международного научного семинара «Изменения климата, почвы и окружающая среда». Г. Белгород, 16–сентября 2009 г. Белгород: КОНСТАНТА, 2009. С. 77–89.

31. Русаков А.В., Коркка М.А. Опорные разрезы позднего неоплейстоцена Косково и Пужбол (Ярославская обл.): палеогеографическая интерпретация и вопросы формирования палео ландшафтов // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований / Материалы VI Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода, 19–23 октября 2009, г. Новосибирск. Изд-во Сибирское отд. РАН. С. 516–519.

32. Русаков А.В., Поздняков А.И., Позднякова А.Д., Селеменева М.В. Отражение эволюции ландшафтов в почвах агрокатены макросклона Клинско-Дмитровской гряды // Материалы V Международной конференции «Эволюция почвенного покрова: история идей и методы, голоценовая эволюция, прогнозы», 26–31 октября 2009 г., г. Пущино, Московская область. С. 88–91 с.

33. Русаков А.В., Коркка М.А., Попов А.И. Опорный разрез позднего неоплейстоцена Пужбол (Ярославская обл.): реконструкция палеоландшафтов и наложенная голоценовая эволюция почв // Материалы V Международной конференции «Эволюция почвенного покрова: история идей и методы, голоценовая эволюция, прогнозы», 26–31 октября 2009 г., г. Пущино, Московская область. С. 212–214.

34. Русаков А.В., Селеменева М.В. Сравнительная характеристика современных российских методик оценки почвенного плодородия агропочв (на примере агрокатены, Московская область) // Международная научно-практическая конференция (с элементами научной школы для молодежи) «Экологическое нормирование, сертификация и паспортизация почв как научная основа рационального землепользования» 30 сентября – 01 октября 2010. г. Материалы докладов / сост.: Кулачкова С.А., Макаров О.А. М.: МАКС Пресс. С. 151–154.

35. Русаков А.В., Селеменева М.В. Анализ сопоставления современных российских методик оценки почвенного плодородия пахотных почв (на примере агрокатены, Московская область) // Материалы IV Международной научной конференции “Проблемы природопользования и экологическая ситуация в Европейской России и сопредельных странах”. Белгород, 11–14 октября 20г. Москва-Белгород, 2010. Белгород: КОНСТАНТА. С. 158–165.

36. Sedov S.N., Rusakov A.V. MIS3 paleosols in Mexico and northern central Russia: paleoenvironmental implications from two geographical extremes of interstadial pedogenesis // Abstr. vol. 20annual meeting INQUA-SEQS. Rostov-on-Don, Russia, June 21–26, 2010. Rostov-on-Don, 2010. p.

143–145.

37. Русаков А.В. Пространственно-временная организация почвенного покрова северной окраины Овинищенской возвышенности и Молого-Шекснинской низины // Биосферные функции почвенного покрова. Материалы Всеросс. научн. конф., посвящ. 40-летию института физикохимических и биологических проблем почвоведения РАН. Пущино: SYNCHROBOOK, 2010. С.

261–263.

38. Русаков А.В. Палеопочвы как инструмент палеогеографических реконструкций (на примере опорных разрезов ледниковой и перигляциальной зон Русской равнины) // Сборник докладов заседаний Санкт-Петербургского отделения Общества почвоведов им. В.В. Докучаева за 2008–2011 гг. / под ред. Н.Н. Матинян. СПб.: ВВМ, 2011. С. 22–30.

39. Русаков А.В., Лесовая С.Н. Поздневалдайские озерно-ледниковые глины северной части центра Русской равнины, их свойства и палеогеографическая интерпретация // Квартер во всем его многообразии. Фундаментальные проблемы, итоги изучения и основные направления дальнейших исследований: Материалы VII Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода (г. Апатиты, 12–17 сентября, 2011 г.). Т. 2. С. 196–199.

40. Русаков А.В., Симакова А.Н. Развитие растительности Ярославского Поволжья в период микулинское межледниковье–голоцен (по новым данным палинологического исследования разреза Черемошник) // Квартер во всем его многообразии. Фундаментальные проблемы, итоги изучения и основные направления дальнейших исследований: Материалы VII Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода (г. Апатиты, 12–17 сентября, 2011 г.). Т. 2. С. 199– 201.






© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.