 |
|
|
ПАЛЕОКРИОГЕНЕЗ, ПОЧВЕННЫЙ ПОКРОВ И ЗЕМЛЕДЕЛИЕ |
Пространственное разнообразие и возраст РКМ
|
Смотрите также:
Мейен - Из истории растительных династий
Биографии биологов, почвоведов
|
Обнаруженный на обширных пространствах Русской равнины реликтовый криогенный рельеф характеризуется широким разнообразием как по формам, так и по степени их выраженности. Отметим главные особенности его распространения.
Очень четкими чертами реликтовый мерзлотно-термокарстовый рельеф обладает в пределах Смоленской, Московской, Тверской, Ярославской, Костромской, Вологодской, Владимирской областей, в том числе на территориях, входящих в зону последнего, валдайского оледенения. В этих районах, где широко распространены болота, торфяники, озера, а также области так называемого моренно-холмистого рельефа, почти повсеместно просматривается полигональный рельеф с длиной сторон блоков 40-50 м. Внутри полигонов на свежевспаханных участках отчетливо видна система блоков второй генерации с длиной сторон порядка 10-20 м, которая, по Б.Н. Достовалову (1960), формировалась в период возрастания континентальности климата.
Блочно-западинный рельеф, описанный рядом авторов для зоны современной многолетней мерзлоты, в том числе и для Европейского Севера (Попов, 1958; Качурин, 1961; Уваркин, 1962; Казначеева, Суходольский и др., 1988 и др.) хорошо виден здесь в местах распространения торфяников, где наиболее заболоченные участки оказываются связанными с западинами между блоками. Несомненную связь с блочным рельефом обнаруживают и более крупные озерные ванны в Костромской, Тверской областях, в особенности в районах Верхнего Поволжья.
На пологих склонах этих озерных и озерно-болотных котловин протяженностью в 100 м и более наблюдается полигонально-блочный рельеф, а береговая линия в ряде случаев имеет в плане фестончатый рисунок, совпадающий с полигональным рисунком на склонах. Наконец, здесь часто встречаются высохшие озерные ванны, плоские, округлые в плане. На бывшем дне этих озер видна полигональная сеть с размером полигонов 10- 15 м. Все это свидетельствует о том, что многие озера и болота образовались за счет вытаивания полигонально-жильных льдов, преимущественно в понижениях, на участках с большей льдистостью, т.е. имеют термокарстовое происхождение.
Указанная зона мощного распространения реликтового мерзлотно-термокарстового рельефа проходит преимущественно к северу от широты Москвы, а на западе опускается в Верхнее Приднепровье, т.е. этот комплекс рельефа характерен для зон пониженного рельефа, где имела место значительная льдистость пород.
Южнее характер проявления реликтового мерзлотно-термокарстового рельефа несколько меняется. Как известно, в этих районах очень широкое распространение получают покровные лёссовые породы, одевающие почти сплошным плащом высокие террасы речных долин и междуречья. Придолинные участки плато и высокие лёссовые террасы принято считать более или менее ровными поверхностями. На самом деле они почти сплошь осложнены плоским, бугристо-западинным рельефом. Такой рельеф отчетливо виден непосредственно на местности на правобережье Десны, на водоразделе Десна-Судость, на всем левобережье Днепра к западу от линии Карачев- Сумы-Харьков и в ряде других мест. Обычно на местности эти плоские бугры имеют ширину у основания 10-15 м и высоту 0,5-0,7 м. На отдельных аэрофотоснимках плоских участков хорошо видно, что эти бугры образуют ярко выраженную сплошную полигональную сеть. Эта сеть также является реликтом трещинно-блочного рельефа. По-видимому, она образовалась не только за счет ледяных жил (о псевдоморфозах этих жил в лёссе мы указывли выше), но и за счет грунтовых жил, о распространении реликтов которых на левобережье Днепра можно судить по данным B.JI. Виленкина и И.Н. Ремизова (1961).
Совместное существование полигонально-жильных льдов и грунтовых трещин - обычное явление в зоне современной многолетней мерзлоты на северо-востоке Сибири (Данилова, 1963; Каплина, 1973; Романовский, 1977 и др.).
Среди реликтового рельефа в рассматриваемой части палеокриогенной зоны Русской равнины уже сейчас можно выделить по степени выраженности несколько стадий его развития.
На плоских участках распространены массивы полигонов, разделенные сетью пониженных полос - следами древних трещин. На других участках, где породы имели, по-видимому, несколько большую льдистость, прослеживается множество мелких, небольших (2-5 м) понижений - западин. Если анализировать аэрофотоматериалы, то можно увидеть, что все эти западины приурочены к местам перекрещивания пониженных полос. Иными словами, эти понижения приурочены к замкам полигональных трещин и формировались за счет усиленного вытаивания льда. Это явление хорошо известно для зоны современной мерзлоты Европейского Севера, как, кстати говоря, и последущая стадия эволюции этого рельефа, отмечающегося в наших районах, а именно - постепенное расширение этих западин за счет "съедания" окружающих блоков. Участки с преимущественным распространением мелких термокарстовых западин имеются, в частности, на правобережье Десны к северу от Трубчевска. Генетическая связь этого типа рельефа с вытаиванием льдов в мерзлых породах и, прежде всего, с деградацией полигональных систем с повторно-жильными льдами была рассмотрена в работах И.Я. Баранова (1958) и С.П. Качурина (1961). Небезынтересно, что аналогичные формы термокарстового западинно-бугристого рельефа характерны для покровных лёссовидных отложений зоны недавнего исчезновения современной многолетней мерзлоты. В частности, для Красноярского края их описывает А.Я. Литвинов (1962), для Ангаро-Окинского междуречья И.И. Молодых (1958), Ф.Н. Лещиков (1978, 1989).
Среди мелкобугристо-западинного ландшафта часто встречаются плоские западины более крупного диаметра - до 15-20 м, при глубине 1-2 м. Эти западины занимают иное положение, чем мелкие западины. Они располагаются не в замках бывших трещин, а как бы окружены блоками и скорее всего образовались за счет оседания участков с большим содержанием льда (жильного и сегрегационного) в грунте. Именно в таких условиях находится большинство западин второго типа, которые мы наблюдали на огромных лёссовых пространствах средней полосы Европейской части России и Украины. Характерно, что в ряде случаев их края имеют фестончатый рисунок в плане за счет того, что они ограничены блоками западины. Подобного облика западины наблюдаются в южных районах, например, в нижнем течении Дона. Такие западины обычно называют "степными блюдцами", среди которых, таким образом, выделяются два различных типа.
Насколько можно судить по аэрофотоматериалам, в целом для более южных районов, чем Средняя Украина, характерен не столько блочный, бугристо-западинный рельеф, сколько мелкозападинный. Здесь поверхности, покрытые лёссовыми породами, почти сплошь "изъедены" мелкими (3-5-10 м) округлыми западинами, ограниченными узкими перемычками. Наряду с мелкими встречаются и крупно- западинно-термокарстовые формы, которым раньше приписывался суффозионный генезис (Молодых, 1982). Современные аналоги такого мелкозападинного рельефа известны для зоны многолетней мерзлоты Европейского Севера и южных районов той же зоны Сибири. Эти формы образовались в южной части перигляциальной зоны, где отсутствовали резкие амплитуды температуры, вызывающие возникновение трещинно-полигонального рельефа, а также при незначительной влажности. Возможно также, что в южных районах зона многолетней мерзлоты уступала место зоне глубокого сезонного промерзания и оттаивания грунтов в условиях значительно более континентального климата, чем теперь. По-видимому, наибольшим распространением из грунтовых льдов здесь пользовался сегрегационный лед, вытаивание которого и приводило к формированию западин. Примечательно также, что в этих районах, преимущественно в пределах ложбинообразных понижений, отмечается серия вытянутых в цепочку бугров с проваленными куполами, высота которых возрастает от периферийных бугров к середине: от 10 до 20-30 м. Возможно, что эти формы являются древними буграми пучения.
Таковы основные изменения в строении реликтового криогенного (перигляциального) рельефа Русской равнины в направлении с севера на юг.
Этот рельеф не остается одинаковым и в широтном направлении. Наиболее ярко следы реликтового криогенного рельефа выражены на западе Русской равнины - в пределах Приднепровской низменности. Здесь встречаются разнообразные типы блочного, бугристо-западинного рельефа с термокарстовыми ваннами различных размеров. Восточнее - на склонах Среднерусской возвышенности - выраженность этого рельефа ослабевает. Однако западинный и нечеткий блочно-полигональный рельеф еще не прослеживается. Еще далее на восток - в пределах Приволжской возвышенности — сохраняется лишь плохо выраженный западинный рельеф. Такие изменения нельзя связать с ослаблением океаничности древнего климата с запада на восток и с уменьшением льдистости пород в этом же направлении.
Конечно, на эту общую закономерность накладывает отпечаток рельеф крупных геоморфологических структур. Как и на нынешнем севере, комплекс мерзлотно- термокарстового рельефа имеет лучшую выраженность в депрессиях, где было больше влаги и, следовательно, выше содержание льда в породах, чем на возвышенностях. Однако если рассматривать перигляциальный рельеф только в пределах низменностей, то все равно отмечается та же особенность - выраженность этого рельефа в Приднепровской низменности лучше, чем в Тамбовской.
Зависимость между геоморфологическими элементами и характером перигляциаль- ного рельефа хорошо прослеживается также по направлению от долин к водоразделам. В долинах рек Днепра, Ипути, Сожа, Остра, Десны, Сейма, Дона на правобережных приводораздельных участках, покрытых лёссовыми породами, наблюдается блочно-полигональный и блочно-западинный рельеф. Правобережные участки террас в этих долинах почти не сохранились. На левобережных террасах, сложенных в основном песчаным и супесчаным материалом, наибольшую выраженность имеет бугристый и бугрисго-западинный рельеф.
Иные формы перигляциального рельефа свойственны междуречьям, особенно таким крупным и достаточно высоко поднятым как Среднерусская возвышенность. Здесь на покровных отложениях распространен главным образом мелкозападинный рельеф. Размер западин 5-12 м при средней глубине не больше 1-1,5 м. Обычно западины располагаются в виде цепочек или небольших массивов на наиболее высоких участках, ограниченных верховьями балок и оврагов. Подобные формы термокарстового рельефа свойственны возвышенностям в зоне современной многолетней мерзлоты, где льдистость пород невелика. И.Я. Баранов (1958) прямо отмечает, что основной формой в этом типе рельефа являются не бугры, а западины. На Среднерусской возвышенности отмечаются также участки веерной бороздчатости типа крипа.
Наконец, следует отметить наличие определенной зависимости между наблюдаемыми формами рельефа и литологией. Проявление одних и тех же форм в различных отложениях неодинаково. Наиболее четкий, правильный блочно- полигональный рельеф имеется в покровных лёссовых породах, обладающих большой влагоемкостью за счет высокой пористости и имеющих более или менее постоянные свойства на значительных пространствах и по глубине. А.И. Поповым (1962) отмечена такая же выраженность блочно-полигонального рельефа на покровных суглинках в зоне современной многолетней мерзлоты. Менее резко проявляется полигональность на моренных суглинках и глинах (например, к юго-западу и востоку от Смоленска). Здесь полигонам свойственен менее правильный рисунок, они имеют неодинаковые размеры. Для супесчаных и песчаных пространств наиболее характерен бугристо- западинный рельеф, а отчетливая полигональность отсутствует.
Может показаться странным - почему столь древняя морфоскульптура, формировавшаяся в эпоху последнего плейстоценового похолодания, имеет хорошую выраженность в рельефе. При объяснении этого явления необходимо, во-первых, учитывать, что в первоначальном виде формы мерзлотного микрорельефа были выражены еще резче. Во-вторых, хотя в последующем полигональные трещины и депрессии и заносились, в блоки и бугры нивелировались, все же разница в высотах сохранялась, и осадки, особенно снег, концентрировались прежде всего в депрессиях, повышая их увлажнение. Это благоприятствовало развитию в них более густого растительного покрова, а следовательно, повышало содержание гумуса. Все это способствовало как сохранности этих форм, так и выраженности их, в частности, на аэрофотоснимках.
Выше мы кратко рассмотрели некоторые специфические черты современного рельефа средней и южной частей Русской равнины. Особенности строения этого рельефа, основные закономерности его размещения в пространстве, характер зависимости от геоморфологических элементов и литологии показывают, что здесь мы встретились не с какими-то разрозненными чертами строения поверхности, а с определенным геоморфологическим комплексом, который, судя по всей сумме признаков, формировался в тех же условиях, в которых развивается экзогенный рельеф в зоне современной многолетней мерзлоты, а также в районах глубокого сезонного промерзания пород.
Исходя из существования такого комплекса, возникла необходимость выделения в геоморфологической науке нового особого типа морфоскульптуры, которую А.А. Величко (1964) предложил назвать, пользуясь классификацией И.П. Герасимова (1946), реликтовой криогенной морфоскульптурой (РКМ). Аббревиатуру РКМ можно также расшифровать как реликтовый криогенный микрорельеф (relict cryogenic topography) (Velichko et al„ 1995)
Время формирования этой морфоскульптуры падает на конец ледникового периода-начало голоцена. Исходя из данных по геохронологии и стратиграфии валдайских лёссово-почвенных серий, изучавшихся в течение ряда лет, геологические корни этой криогенной морфоскульптуры (в том числе полигональной сети) развиты в наиболее молодом горизонте валдайских лёссов - горизонте лёсса III (алтыновского), рассекая его с самого верха (7). Эти структуры образуют так называемый ярославский криогенный горизонт, в котором развитие полигональных систем достигает максимальных масштабов по сравнению с более ранними фазами крио- генеза. Таким образом, развитие наиболее позднего мерзлотного (криогенного) комплекса в валдайской перигляциальной зоне падает на конечные этапы последнего оледенения, когда при сохранении в общем сурового климата, необходимого для возникновения полигональных трещин, все же происходило некоторое возрастание влажности, требующейся для образования жильных, а также других типов грунтовых льдов - инъекционных и сегрегационных.
Имеются результаты радиоуглеродного датирования, конкретизирующие до некоторой степени представления о возрасте РКМ. При изучении поселений древнего человека эпохи позднего палеолита в центральных районах Русской равнины была обнаружена тесная связь культурных слоев стоянок с псевдоморфозами по льдо- грунтовым жилам ярославского криогенного горизонта (Величко и др., 1977). Радиоуглеродный анализ кусков костного угля из нижних частей заполнения псевдоморфоз показал их возраст на стоянке Елисеевичи на реке Судость 17340 ± 170 (ЛУ-360), на стоянке Тимоновка II на реке Десне 151110 ± 530 (ЛУ-358) (Куренкова, 1980).
Эти материалы свидетельствуют о том, что процесс деградации многолетней мерзлоты в данном регионе начался вслед за фазой максимального распространения поздневалдайского ледникового покрова (20-18 тыс. лет назад). Правда, не исключено, что процесс разрушения льдо-грунтовых жил был стимулирован на стоянках нарушением естественной поверхности деятельностью человека. В частности, в верхних частях псевдоморфоз на стоянке Тимоновка были отмечены признаки возобновления процесса формирования ледяных жил после ухода человека и деградации около 12 тыс. лет назад. Эта заключительная фаза ярославского криолитогенеза была сопоставлена с временем молодого дриаса.
Существующие данные позволяют также сузить интервал времени, к которому нужно отнести начало развития ярославской эпохи криолитогенеза. Нижний предел интервала определяется тем, что рассматриваемый криогенный горизонт расположен в лёссово-почвенной толще существенно выше брянской ископаемой почвы, наиболее молодые даты из которой отвечают времени около 23 тыс. лет назад.
Исходя из указанных стратиграфических и хронологических соотношений, можно считать, что прогрессивное развитие ярославской эпохи криолитогенеза сопоставимо с временем наступления поздневалдайского максимального похолодания, близким к 21- 22 тыс. лет назад. Обширная криолитозона позднего валдая в Восточной Европе просуществовала, хотя и в разной степени сохранности, до начала голоцена. Если вблизи южной границы максимального распространения криолитозоны процесс деградации начался довольно рано, то в более северных районах криолитозона находилась в активном состоянии, хотя и не повсеместно, вплоть до конца поздне- ледниковья. Об этом, в частности, свидетельствует четкое проявление полигональных систем и других элементов комплекса реликтовой криогенной морфоскульптуры в зоне деградации валдайского ледникового покрова в Скандинавии (Svensson, 1963, 1972 и др.). Здесь многолетняя мерзлота как бы преследовала отступающий ледниковый покров.
В целом многочисленные данные по Евразии и Северной Америке позволили выдвинуть представления об обширной циркумполярной области многолетней мерзлоты, распространявшейся в ряде регионов до 45-50° с.ш. (а в горных областях и южнее) и охарактеризовать ее строение (Величко, 1973а; Velichko, Nechaev, 1984, 1992).
Основываясь на существовании на севере естественного перехода зоны реликтового криогенного рельефа в зону современной многолетней мерзлоты, было выдвинуто также представление, что современная зона многолетней мерзлоты является сохранившейся частью - остатком от гигантской циркумполярной области многолетней мерзлоты, существовавшей в конце плейстоцена.
|
|
|
|
К содержанию книги: Криогенез почв
|
Последние добавления:
Происхождение и эволюция растений
Биографии ботаников, биологов, медиков
Книги по русской истории Император Пётр Первый