СТАТЬИ
К истории таежных ландшафтов северо-восточной Европы
(Республика Коми) в позднем плейстоцене
к.с.-х.н. Г. Втюрин
Научные интересы: география и генезис почв Детальными гипсометрическими съемками ключевых участков выявлено [5], что на всех типах равнинного рельефа и почвообразующих пород, характерных для таежной зоны европейского северо-востока за формами микрорельефа, обусловленными литогенезом (гряды, гривы) и эрозией (микроложбины), прослеживается наличие упорядоченного бугристо-западинного и западинного микрорельефа. Наличие блюдцеобразных западин как на плоских понижениях между буграми, так и в неглубоких с малыми уклонами лощинах позволило сделать заключение о единстве генезиса бугристо-западинного микрорельефа и его постлитогенном возрасте, а также связать образование этого микрорельефа с реликтовой криогенной морфоскульп-турой, образовавшейся вследствие вытаивания полигонально-жильных льдов Ярославского криогенеза [3, 4]. Также была высказана гипотеза как минимум о двух периодах палеокриогенеза, оказавших влияние на строение современного микрорельефа и почвенного покрова. В данной статье обсуждаются результаты изучения состава, возраста, форм погребения темноцветных педореликтов в криогенных образованиях и форм самих образований, а также палеогеографических условий и мерзлотной обстановки позднего плейстоцена на территории средней тайги. В литературе по этому региону вопросы позднеплейстоценового палеокриогенеза не освещены, данные по погребенным педореликтам малочисленны и противоречивы [1, 8, 21, 22]. Объектом исследований стали микрорельеф и темноцветные включения в современных почвах двух ключевых участков. Ключевые участки представляют собой трансекты в еловых лесах окрестностей г. Сыктывкар, пересекающие вершины и склоны моренных холмов зоны московского оледенения, перекрытых покровными крупнопылеватыми средними суглинками. Последние являются почвообразующими породами. Во время Валдайского оледенения территория находилась в перигляциальной зоне вблизи приледниковых подпрудных бассейнов. На ключевых участках выполнена мензульная съемка микрорельефа. Для исследования генезиса почв и почвенного покрова (ПП) участков, реконструкции палеогеографических условий образования реликтов выполнены также микроморфологический анализ темноцветных пятен и жил, групповой и фракционный анализы гумуса, 13С-ЯМР спектроскопия препаратов гуминовых кислот, радиоуглеродное датирование возраста погребенного органического вещества, палеоботанический анализ состава торфянистых включений, палинологический анализ. Дырносский участок (рис. 1) расположен на слабовыпуклой вершине холма с абс. высотой 150 м, осложненной микроповышениями высотой от 40 до 110 см, и блюдцеобразными западинами. Повышения с поперечником 40-60 м имеют по несколько вершин. Расстояния между смежными повышениями 30-40 м. Расстояние между вершинами в повышениях 15-20 м. Покровные суглинки имеют кислую реакцию среды, на глубине 170-200 см рНKCl составляет 3.7-4.2. ПП по сути является комплексным, так как образован почвами двух типов: подзолистыми и болотно-подзолистыми. Максимовский ключевой участок (рис. 2) расположен на вершине моренного холма овальной формы, абс. высота которой 170 м. Почвообразующие крупнопылеватые суглинки мощностью более 4 м вскипают от воздействия 10% раствора HСl на глубине 140-170 см. Участок съемки проходит через высшую точку водораздела. В отличие от предыдущего ключа микрорельеф здесь неоднородный и более сложный. На концах участка, граничащих со склонами холма – лощинно-западинный, в центре – бугристо-западинный. Последний состоит как из единичных округлых, так и из грядовых повышений и микроводоразделов, разделенных широкими понижениями и седловинами. Седловины делят гряды на секции или блоки с расстояниями между вершинами от 20 до 50 м. Понижения имеют слабо выраженную древовидную форму, однако обилие замкнутых понижений в них, среди которых, как будет показано ниже, есть конусовидные, позволяет считать их происхождение не эрозионным, а палеокриогенным. ПП более контрастный, чем на предыдущем ключе, образован комплексами подзолистых, болотно-подзолистых и болотных почв. Его фон на обоих ключах образуют подзолистые поверхностно-глееватые почвы. Ведущим фактором дифференциации ПП обоих участков является микрорельеф. Характеристики почв участков приведены в [6, 18, 25]. В почвах обоих ключей выявлены погребенные фрагменты палеопочв, которые имеют следующее строение и положение в профилях: Разрез В-10. Максимовский ключ. Гребень микроповышения высотой около 1,5 м на вершине холма. Осиново-березово-еловый лес чернично-бруснично-зеленомошный. Много валежника. А0 0-5 см. Слаборазложившаяся торфянистая темно-коричневая подстилка, покрытая опадом хвои, листьев, веток, переплетена гифами грибов, влажная. А1А2h 5-7(10) см. Светло-серый с коричневым оттенком порошисто-комковатый, легкосуглинистый пылеватый, много корней, переход ясный по изменению окраски, граница волнистая. А21 7(10)-10(16) см. Белесый, с темно-коричневыми примазками, листоватый, легкосуглинистый пылеватый, рыхлый, свежий, обычны корни, граница языковатая, резкая. Вfh 10(16)-18 см. В форме извилистой светло-ржавой каймы мощностью 2-3 см с яркими ржавыми пятнами диаметром до 8 см вокруг крупных корней, рыхлый, порошистый, легкосуглинистый, пылеватый, свежий, переход ясный, граница ровная. А22 18-35 см. Палевый с серо-палевыми диффузными пятнами, слоеватый, легкосуглинистый пылеватый, слабоуплотнен, единичны корни, переход нечеткий. А2В 35-42 см. Серовато-бурый, легкосуглинистый пылеватый, плитчато-комковатый, на гранях интенсивная кремнеземистая крупнопылеватая присыпка, фрагментарные глинистые пленки, свежий, уплотнен, переход нечеткий. ВА2 42-62 см. Неоднородный по окраске: серовато-бурые линзовидные плитчатые пятна на фоне плитчато-ореховатой бурой массы, одно из пятен имеет форму клина. Состав пятен от супесчаного до легкосуглинистого, вмещающая масса среднесуглинистая пылеватая, плотный, свежий, переход нерезкий – по интенсивности окраски, структуре. Вt1 62-80 см. Бурый, среднеореховатый среднесуглинистый пылеватый, глинистые пленки сплошные, присыпки на горизонтальных плоскостях фрагментарны, на вертикальных – прерывисты, максимальное по профилю количество марганцовистых примазок, плотный, свежий, по вертикальным трещинам редкие тонкие корни, в основании субгоризонтальные бесструктурные темно-серые гумусированные глинистые прерывистые полосы мощностью 5-7 см с диффузными границами. При расширении разреза одна из полос постепенно сменила простирание на волнистое субвертикальное, другие исчезли. В ней появились включения сильноминерализованного торфа. Верхний конец поднялся до глубины 55 см. К нему примкнула цепочка мелких серо-коричневых минеральных пятен, опускающихся из горизонта А22 с глубины 30 см. На глубине 1 м полоса раздвоилась, образуя арку. Вt2 80-100 см. Аналогичный по цвету, ореховато-плитчатый, толщина плиток около 1 см, тяжелосуглинистый пылеватый, плотный, вязкий, внутри педов черные примазки. Пленки и присыпки на гранях сохраняются. Здесь заканчиваются вертикальные трещины. Вt3 100-135 см. Светло-бурый, ореховато-плитчатый, средний пылеватый суглинок, тонкопористый, толщина плиток 2-3 см, внутрипедная масса чуть темнее поверхности педов, присыпка очень слабая, влажный, встречаются корни. ВС 135-170 см. Светлее предыдущего, оструктурен слабо: есть признаки плитчатости, делится на оскольчатые отдельности, тонко пористый, влажный, плотный средний пылеватый суглинок, корни достигают 150 см. Сg?Ca 170-190 см. Аналогичный по цвету с сизоватыми разводами, бесструктурный средний пылеватый суглинок, вскипает от воздействия НСI. Разрез В11 [18] подзолистой поверхностно-глееватой почвы на шлейфе того же повышения в 40 м от р. В10: на глубине 90-97 см темно-коричневое бесструктурное глинистое пятно овальной формы с диффузными границами в слабооструктуренном буром суглинке. На глубине 115-125 см под волнистой ржавой каймой мощностью 1-2 см аналогичное по составу и окраске пятно, черные новообразования или, возможно, включения, по форме похожие на листочки ерника. Разрез ВК-10 на плоском участке вершины того же повышения в 30 м от разрезов В10 и В11, почва подзолистая поверхностно-глееватая. На глубине 120-140 см в толще бурого бесструктурного суглинка сизо-серое тяжелосуглинистое пятно неправильной формы с перегнойно-торфянистыми прожилками (рис. 3). В пятне сливаются наклонные извилистые полосы, опускающиеся с глубины 70 см, где кроме них имеются изолированные субгоризонтальные линзы толщиной 3-4 см. Границы вмещающих суглинков с пятном ясные, с полосами – резкие. Черные торфянистые включения встречаются во всей толще от 70 до 140 см. Разрез В4-98: траншея длиной 40 м (рис. 4) на узкой вершине смежного с предыдущим холма. Траншею пересекают под углом около 45° три темноцветные жилы на расстоянии 16 м друг от друга. Учитывая взаимно перпендикулярные направления жил можно предположить, что в плане они образуют квадратную решетку со стороной 15-20 м. Две жилы толщиной 3-5 см строго вертикальны, начинаются на глубине 100 см от поверхности и уходят вглубь за пределы 200 см. Они образованы (заполнены) серым плотным тяжелым суглинком с торфянисто-перегнойными включениями. Последние приурочены, главным образом, к осям жил. Третья состоит из набора сливающихся бесформенных глинистых пятен шириной до 30 см, расположенных друг над другом на глубине 80-160 см. Органические включения распространены неравномерно, встречаются сильно обогащенные ими пятна диаметром до 10 см. Структура пятен с однородным гумусовым окрашиванием комковато-ореховатая. Местами темный фон образует бесструктурная механическая смесь перегнойно-торфянистого материала с бурым суглинком. При срезе стенки траншеи вдоль одной из тонких жил на 0.5 м последняя приобрела наклонное положение и поднялась до глубины 50 см от минеральной поверхности. Ее ширина увеличилась до 5-7 см. Над жилой сомкнулись две наклонные цепочки мелких гумусированных пятен с диффузными границами, опускающиеся с глубины 26 и 36 см из горизонтов А22 и А2В. По структуре пятна и полоса аналогичны вмещающим горизонтам: в А2В комковато-мелкоореховатые, в Вt1 плитчато-ореховатые, в Вt2 – плитчатые. Разрез В7 заложен в слабо выраженной депрессии на периферии плоского слабопроточного понижения под сфагновым покровом. Рис. 5 характеризует профиль торфяно-подзолисто-глеевой почвы. Мощность торфяной подстилки 17 см. Нижняя половина ее среднеминерализованная, имеет шейхцериево-сфагновый состав, верхняя – сфагновый. Весь минеральный профиль сильно оглеен. В средней части профиля выделяется гумусированное пятно пирамидальной формы с основанием шириной 40 см. Через основание проходит тонкая субгоризонтальная гумусированная прослойка с диффузной верхней и резкой нижней границей, пересекающая все стенки разреза. Материал пирамиды также, как и пятен в разрезах В10, В11 отличается от вмещающих горизонтов более тяжелым гранулометрическим составом, повышенными значениями рН и насыщенности поч-венного поглощающего комплекса основаниями, высоким содержанием углерода. Под пирамидальным пятном залегает тяжелосуглинистый горизонт ВСg с включениями древесины. На глубине 120 см он сменяется бесструктурным горизонтом Сg, мозаичным по составу и окраске, в верхней части которого на фоне ржавой легкосуглинистой опесчаненной массы обильны тяжелосуглинистые пятна, среди которых есть прокрашенные гумусом. Одно из таких пятен имеет форму клина с резкими границами. Нижняя граница горизонта конусоообразная, извилистая, опускается под пирамиду и гумусовые пятна. В основании горизонта встречен фрагмент отмершего древесного корня диаметром 3 см, хотя современные гидротермические и физико-химические условия данных почв не допускают развития корней за пределами подстилки. Ниже 150 см легкий, а затем средний суглинок пересечен вертикальной гумусированной жилой шириной 20-25 см с резкими границами, которая посередине разделена вертикальной трещиной с заиленными стенками. Жила, также как и пирамида, имеет глинистый состав. Последующим бурением вокруг разреза для определения места отбора проб на радиоуглеродное датирование погребенное органическое вещество не найдено. Скопление его обнаружено в 5 м от разреза В7 в осевой части того же понижения. Здесь (разрез В1-97) черные глинистые пятна неправильной формы не имеют четкой ориентации. К наиболее крупному из них опускаются тонкие наклонные волнистые прослои, аналогичные тем, что описаны в разрезе ВК-10. В гумусированных пятнах разреза встречаются прожилки мохового торфа. Вмещающая масса среднесуглинистая однородная по гранулометрическому составу. Разрез В6 (рис. 6) заложен на периферии понижения между буграми, на одном из которых расположены разрезы В10 и ВК-10, в центре сфагнового пятна диаметром 7 м, окруженного долгомошно-сфагновым покровом. Почва – торфяная остаточно-низинная. Торфяник имеет клиновидную форму со сложной границей торфа и вмещающего суглинка. Мощность торфа на левой стенке разреза 60 см, на правой – 120, торфяный клин в центре разреза достигает глубины 145 см. Нижняя часть залежи представлена древесным низинным сильноминерализованным торфом, средняя – низинным шейхцериевым, который выше сменяется переходным древесно-шейхцериевым и завершается древесно-сфагновым. В составе древесины преобладает береза, в верхней части есть ива и ольха. В нижней части торфа по оси клина прослеживается вертикальная заиленная трещина. На глубине 50-80 см в торфяную залежь вдается округлое минеральное пятно, в пространстве образующее валик. Торф сбоку от него имеет косослоистое залегание. Дырносский ключ. Разрез 4 [18] – плоская поверхность водораздела между повышениями, долгомошно-сфагновое пятно размером 4ґ5 м в ельнике долгомошном. Почва – торфянисто-подзолисто-глееватая. На глубине 88-100 см темное пятно в форме запятой. Таким образом, для микрорельефа водораздельных частей обоих участков характерна определенная упорядоченность. Она заключается в весьма регулярном чередовании бугров и плоских понижений, осложненных западинами. Аналогичный микрорельеф выявлен также на водно- и озерно-ледниковых равнинах, что послужило основанием к предположению о его постлитогенном генезисе [5]. Характерная особенность повышений на обоих участках – двухпорядковость. Бугры или повышения первого порядка на Дырносском ключе разделены между собой широкими понижениями с западинами, второго – седловинами. Они имеют почти изометрическую форму. Согласно [4] такой микрорельеф классифицируется как слитно-полигональный. На Максимовском ключе на блоки делятся вытянутые формы микрорельефа (гряды, гривы), образованные, возможно, литогенезом, хотя криолитологи [19, 23], учитывая последовательный порядок формирования ледяных жил сначала в одном, зависящем от ограничивающих линий, направлении, а затем в перпендикулярном, допускают и криогенный генезис таких гряд. Блюдцеобразные западины между буграми, ныне заполненные торфом, регулярно повторяются как на плоских понижениях, так и в неглубоких с малыми уклонами лощинах, что свидетельствует в пользу мнения о палеокриогенном генезисе тех и других. Наличие конусовидной западины глубиной 145 см (р. В6) подтверждает такое предположение. Темноцветные включения выявлены в почвах обоих ключей. Их формы и глубина залегания также свидетельствуют о приуроченности к палеокриогенным жильным структурам. В траншее (В4) жилы мощностью более 2 м образуют полигональную решетку с размерами, аналогичными размерам полигонов II порядка Дырносского ключа. Сходящиеся над жилами пятна и полосы образуют форму клина. В настоящее время средняя глубина промерзания целинных почв здесь составляет 39 см [20], минимальные температуры наблюдаются непосредственно под снегом – в подстилке и не опускаются ниже –4 °С. Современные криогенные процессы в почвах морфологически проявляются преимущественно лишь в формировании листоватой и плитчатой структуры горизонта А2 (ЕL) и ни гумусированный материал, ни угли на водоразделах не могут проникать на глубину, превышающую глубину ветровальных ям. В подзолистых почвах отсутствуют темноцветные минеральные горизонты, аналогичные погребенным. Органогенная подстилка в этих почвах переходит непосредственно в отбеленный элювиальный горизонт. На ключах выделены три типа палеокриогенных структур, вмещающих органо-минеральный и органический материал. К первому относится конусовидная структура, заполненная торфом (разрез В6). Большая глубина клина (145 см) объясняется просадкой грунта после вытаивания подземных льдов и указывает на слабое проявление солифлюкционных и флювиальных процессов в дальнейшем, а с учетом заиленной трещины в основании торфяного клина, и последующим морозобойным растрескиванием. Структуры второго типа – земляные жилы. Их полигональное строение подтверждается решетчатым простиранием в траншее В4, хотя положение этих жил также, как и жил в других разрезах подзолистых почв, не выражено в микрорельефе. Генезис грунтовых жил объясняется по-разному. Наиболее часто они рассматриваются как псевдоморфозы по ледяным жилам, реже – как ледо-грунтовые. Б.Н. Достовалов [10], А.И. Попов [16], а затем и другие показали, что они могут быть изначально грунтовыми, образующимися в деятельном слое в результате морозобойного растрескивания. Попов подчеркивает, что грунтовые жилы всегда образуют полигональные системы. Характерные признаки таких жил: сложная, но, в общем, клинообразная форма. Как правило, грунтовые жилы заполнены более тяжелым, чем вмещающие породы материалом и приурочены к отложениям, сравнительно хорошо дренированным. При наличии многолетней мерзлоты для этих жил характерна двухъярусность, при которой верхняя часть причудливо деформирована и как бы смещена, нижняя – четко очерченный клин. Этим критериям соответствует большая часть темноцветных включений в почвах ключей. Из-за нелинейности форм, фрагментарности, наклонного вплоть до горизонтального положения верхней части ряда жил установить принадлежность их к жильным структурам часто удается лишь путем по-следовательных вертикальных срезов. Материал темноцветных включений представляет собой глину или тяжелый суглинок, всегда более тяжелый, чем вмещающие горизонты, или смесь их с сильноминерализованной торфяной массой. Цепочки пятен на небольшой глубине (26-36 см) в подзолистых горизонтах разрезов В4 и В10 свидетельствуют о том, что темноцветный материал, заполняющий жилы, а, следовательно, и сами жилы имеют постлитогенное происхождение. Структуру III типа представляют многоярусная жила в торфяно-подзолисто-глеевой почве разреза В7, а также жила в разрезе В-10 подзолистой почвы. В карьере кирпичного завода мощность такой жилы превышает 3,5 м. Ледо-грунтовое происхождение жилы разреза В7 индицируется по опусканию вблизи ее границ вмещающих суглинков и по гранулометрической неоднородности их. Одной из отличительных особенностей данной жилы является очень четкая обособленность нижнего вертикального отрезка ее, разбитого по оси трещиной, от вмещающей породы. Согласно [16] это указывает на формирование его в многолетней мерзлоте, залегавшей на глубине не более 130 см от современной минеральной поверхности. Ледо-грунтовый характер жил в данных разрезах подтверждается также наличием обезыленных осветленных клиньев. Микроморфологический анализ проб темноцветных реликтов из разрезов В4 и ВК-10 выявил в части их равномерное прокрашивание гумусом пылевато-плазменной массы при зернистой агрегированности, что указывает на педогенное происхождение их. В ряде шлифов из обоих разрезов материал не агрегирован, но гумусом прокрашен равномерно. Органические включения в темноцветных минеральных пятнах и жилах представляют собой сильноминерализованный гидроморфный торф, состав которого приводится ниже. Данные по групповому и фракционному составам гумуса современных почв и погребенных педореликтов показывают (табл. 1), что реликтовый гумус резко отличается от современного так же, как в пробах Русановой [22], преобладанием гуминовых кислот, а в их составе – связанные с кальцием. В то же время гумус подзолистых горизонтов современных почв фульватный, в нем преобладают фракции, связанные с R2O3 и свободные неконденсированные кислоты. Гумус текстурного – гуматно-фульватный. По групповому составу он ближе к гумусу подзолистых горизонтов, по фракционному – к реликтовому. Содержание углерода в исследованных почвах повышений составляет 0.5-1.2, понижения – до 4% (рис. 5). Таким образом, погребенные в подзолистых и болотно-подзолистых почвах минеральные и органо-минеральные реликты являются переотложенными фрагментами высокогумусных насыщенных фульватно-гуматных гидроморфных почв на многолетнемерзлых суглинках, специфическими процессами в которых были органо- и гумусоаккумулятивный. Для определения особенностей структурного состава органического вещества современной подзолистой почвы, педореликта из нее и торфянисто-подзолисто-глееватой были сняты 13С-ЯМР спектры препаратов гуминовых кислот (ГК). Оценка относительного содержания атомов углерода основных функциональных групп и молекулярных фрагментов ГК проведена интегрированием линий поглощения в соответствующих диапазонах химических сдвигов (рис. 7) [7]. Данные по структурному составу углеродного скелета ГК современных почв и палеопедореликтов показывают, что реликтовые ГК существенно отличаются от выделенных из современной подзолистой и имеют значительное сходство с ГК из болотно-подзолистой торфянисто-глееватой почвы. Помимо возрастания ароматичности ГК палеореликтов на 17%, возрастает доля окисленных фрагментов как алифатической природы (карбонильные и карбоксильные функциональные группы), так и ароматической (фенольные и хинонные молекулярные фрагменты), что подтверждает вывод о гидроморфных условиях их образования. Результаты радиоуглеродного датирования четырех проб материала темноцветных реликтов разного строения и с разных глубин показывают, что все они имеют близкий абсолютный возраст от 10800 до 11200 л.н. (табл. 2). По [15, 24] это время окончания аллередского потепления, которое считается очень существенным. В Центральной Европе оно связывается с окончательным вытаиванием подземных льдов, обусловившим образование многих заторфовывающихся озер. В Прибалтике в это время были обычны древовидная береза и сосна. Условия Беломорского бассейна, к которому относится исследуемая территория, существенно отличались [9]. Здесь была трансгрессия в связи с таянием ледника, на западе Архангельской области росли березово-сосновые леса при небольшом участии ели и возрастающей роли ольхи. Травяно-кустарничковая приледниковая флора сокращалась, но еще продолжала существовать. По данным биоморфного анализа (табл. 3), в составе погребенных растительных остатков в понижении между буграми преобладают сфагновые мхи и кора лиственных древесных пород, есть хвощ. Древесные остатки на повышении представлены также преимущественно корой ивы и ольхи, но под ними развивались травы с участием осок и сфагнума, водоросли. Палинологическим анализом в реликтах из профилей В4 и ВК-10 подзолистых почв споры и пыльца не обнаружены, в образце В1-97 из торфяно-подзолисто-глеевой почвы единично встречена пыльца плохой сохранности Betula sect. nanaе и Betula sp. Из спор единично встречены также плохо сохранившиеся арктические виды Bоtrychium sp. и Polypodiaceae. В современной подстилке на подзолистой почве преобладает пыльца древесных пород (92,6%), споры и пыльца трав составляют соответственно 4.3 и 3.1%. Среди пыльцы древесных пород господствует Betula sect. Albae (54%), содержание пыльцы Picea достигает 29.4%, Pinus 14%, Alnus 2% и Abies 0.7%. Пыльца трав представлена семействами Roseaceae, Che-nopodiaceae, Ranuncu-laceae. Из спор встречены Sphagnum sp., Lycopodium lagopus, Polypodiaceae. Сильная минерализация растительных остатков и плохая сохранность спор и пыльцы позволяют весьма приближенно реконструировать основные особенности биоклиматических условий аллереда. По данным биоморфного и палинологического анализов можно с уверенностью констатировать гигрофильность и холодостойкость растительности, а также существенную увлажненность почв независимо от местоположения. Но последняя может быть связана как с влажностью климата, так и с локальными условиями: высоким уровнем многолетней мерзлоты, тяжелым гранулометрическим составом почвообразующей породы и слабо выраженным микрорельефом. Обращает внимание и такое противоречие, как отсутствие хвойных древесных пород при обилии ольхи, так как ольшаники в настоящее время наиболее распространены в поймах таежных рек. В лесотундре и в тундре в аналогичных условиях преобладают ивняки. Отсутствие хвойных, очевидно, обусловлено многолетней мерзлотой. Обилие ольхи на гребне водораздела, вероятно, связано не только с переувлажнением, но и с карбонатностью почв, чем обусловлены фульватно-гуматный состав их гумуса и насыщенность почвенного поглощающего комплекса основаниями, несмотря на обилие сфагновых мхов. Отсутствие осок и трав в жиле понижения при обилии на повышении, где условия разложения их более благоприятны, свидетельствует о том, что состав напочвенных растительных остатков отражает существование некоторой неоднородности в условиях питания и увлажнения. На это же указывает разное содержание гумуса в реликтах понижения и повышений. Учитывая наличие карликовой и древовидной берез на водоразделе, а также мерзлотную обстановку и неоднородности почвенно-растительного покрова можно предположить, что климат аллереда был здесь довольно влажный, более суров, чем в Архангельской области и, по-видимому, суровее, чем в современной восточноевропейской лесотундре, где многолетняя мерзлота встречается только в бугристых торфяниках. Для дальнейшего уточнения палеогеографических условий позднего плейстоцена обратим внимание на то, что ширина межблочных понижений на Дырносском ключе значительно больше, чем на Максимовском. Из гипотезы о том, что понижения образованы на месте ледяных жил Ярославского криогенеза следует, что на Дырносском ключе эти жилы были значительно шире, а суглинки (в том числе подстилающие моренные) во время формирования жил были обводнены сильнее, чем на Максимовском. В связи с этим напомним, что исследуемая территория находится в проксимальной области московского оледенения и дистальной – валдайского. Согласно [13, 17] покровные суглинки данного региона в интервале высот от 135 до 160 м, в середине которого находится вершина Дырносского холма, имеют водно-ледниковое происхождение и образовались во время таяния московского ледника. О палеогидроморфизме здесь свидетельствуют более глубокая выщелоченность пород, ржавые прослои в основании почвенных профилей, обнаруженные даже на самом краю водораздела. В некоторых разрезах почв этого ключа выявлена литологическая неоднородность, в отличие от разрезов В10 и В7 не приуроченная к палеокриогенным структурам. Кроме того, с конца Микулинского межледниковья и в течение всего Калининского оледенения район был подтоплен водами Вычегодского приледникового бассейна, иногда соединявшегося с Мезенским. Абсолютная высота Максимовского ключа на 10 м превышает максимальную отметку названного интервала, он никогда не затапливался, поэтому карбонатные покровные суглинки его могут иметь иное происхождение и возраст. Не вступая в дискуссию о происхождении суглинков, отметим разные уровни водоразделов лишь как наиболее вероятную причину разной льдистости пород на ключах и разного облика современного микрорельефа. Очевидно, что в аллереде микрорельеф на Максимовском ключе был менее дифференцирован чем сейчас, так как ботанический состав погребенных древесных растительных остатков в почвах современных повышений и понижений одинаков, а мохово-травянистых свидетельствует о практически равной степени гигрофильности. Это подтверждается и сосуществованием однотипных (ледо-грунтовых) жил в почвах межблочных понижений и вершин современных бугров. Еще более убедительным свидетельством слабой дифференциации рельефа в то время, а также дополнительным индикатором криогенного генезиса его представляется литологическая неоднородность прилегающих к жилам участков вмещающих суглинков. Она заключается в наличии обезыленного пятна и клина (супеси) в разрезе В10, расположенном на гребне гряды, и легкосуглинистой линзы с таким же клином и включениями гумусированного материала и древесины между пирамидой и грунтовой жилой разреза В7 (рис. 5) в западине межгрядового понижения. Согласно [11] обезыливание прилегающих к жилам участков пород может происходить путем выноса ила по морозобойным трещинам, а также по внутренним полостям, образующимся при вытаивании жил льда. Морфология обезыленных участков и высокое положение разреза В10 в рельефе показывают что в нем имел место преимущественно первый механизм обезыливания. В разрезе В7, вероятно, оба, но при доминировании второго. Так как разрез В7 сейчас расположен в западинном понижении, первый механизм обезыливания в нем мог проявиться лишь до образования этого понижения, а второй мог реализоваться только при наличии больших масс повторно-жильного льда и при хорошем подземном дренаже. Так как в понижении грунтово-ледяной участок жилы чередовался с грунтовым (разрезы В7 и В1), общий объем льда в нем, вероятно, был недостаточен для создания необходимых условий внутреннего дренирования при таянии. Они могли появиться во время таяния подземных льдов Ярославского криогенеза, заключенных в многометровой жиле, проекция которой на дневную поверхность занимала всю площадь данного понижения между буграми. Следовательно, наиболее вероятно, что и понижение и западина в нем сформировались лишь при окончательном вытаивании подземных льдов Ярославского криогенеза. В то же время наличие заиленной трещины в нижней сильноминерализованной части торфяного клина в разрезе В6 (рис. 4), который, как мы полагаем, сингенетичен трещине в минеральной жиле разреза В7 показывает, что вытаивание подземных льдов в узлах решеток с образованием западин и торфонакопление в аллереде уже происходило. С учетом сосуществования в пылеватых суглинках изначально грунтовых жил и повторно-жильных льдов среднегодовая температура пород на подошве слоя сезонных колебаний ее во время формирования этих жил составляла, согласно [12, 19] от –2 (–3?)до –5 °С. Среднегодовые температуры воздуха в мерзлотных областях бывают в среднем на 5-6° ниже температуры пород. Такие интервалы температур пород и воздуха сейчас характерны для Большеземельской типичной тундры и таежной континентальной Сибири севернее Якутска. Сравнивая палеогеографические условия поздних периодов плейстоцена и самых холодных периодов голоцена, мы полагаем, что более оптимальные условия для морозобойного растрескивания с формированием решеток грунтовых жил размером 15-20 м на Максимовском ключе, и, вероятно, определившего такие же размеры бугров II порядка на Дырносском ключе, существовали в позднем дриасе. Можно полагать, что в позднем дриасе почвообразование не прерывалось, а лишь замедлялось, сопровождаясь возобновлением полигонального трещинообразования и других криогенных процессов. Судя по большой мощности гумусированной жилы в карьере и очень сильной деформированности прослоев, слагающих ее, климат позднего дриаса был резкоконтинентальный. Выводы: Комплексный палеогеографический анализ с изучением генезиса микрорельефа, состава и строения педо- и криореликтов и применением радиоуглеродного датирования позволил уточнить представления о ранней истории почв и ландшафтов на покровных суглинках региона. Он свидетельствует не только о полигенетичности, но и о полицикличности, или полифазности современных почв, указывает на проявления, по крайней мере, двух генераций поздне-плейстоценовых мерзлотных полигонально-жильных структур, ведущую роль их в формировании современного микрорельефа и тесно связанного с ним упорядоченно-пятнистого строения современного ПП водоразделов. Рассмотренные материалы позволяют следующим образом представить ключевые этапы предголоценовой истории почв и ландшафтов: а) Ярославский криогенез – формирование крупноячеистой сети полигонально-жильных льдов; б) аллеред – начало таяния подземных льдов и формирование пятнистостей гидроморфных фульватно-гуматных насыщенных почв с участием органогенных под растительностью, состоящей из древовидной и карликовой березы, ивы, ольхи, сфагновых мхов, осок, арктических видов трав, водорослей; в) поздний дриас – похолодание, морозобойное растрескивание грунтов, образующее тетрагональные решетки грунтовых и ледо-грунтовых жил, вероятно, в условиях тундры. ЛИТЕРАТУРА 1. Александровский А.Л. Эволюция почв Восточно-Европейской равнины в голоцене. М.: Наука, 1983. 150 с. 2. Бердников В.В. Палеокриогенный микрорельеф центра Русской равнины. М.: Наука, 1976. 126 с. 3. Величко А.А. Реликтовая криогенная морфоскульптура Русской равнины // ДАН СССР, 1964. Т. 158. № 5. С. 43. 4. Величко А.А., Морозова Т.Д., Нечаев В.П., Порожнякова О.М. Палеокриогенез, почвенный покров и земледелие. М.: Наука, 1996. 150 с. 5. Втюрин Г.М. Палеокриогенез и палеопочвообразование в таежных почвах северо-востока Европы // Крио-сфера Земли, 1999. Т. III, вып. 2. С. 86-96. 6. Втюрин Г.М., Певный А.А. Компоненты почвенного покрова средней тайги и их кислотно-основные свойства в зависимости от степени гидроморфизма // Эколого-генетические аспекты почвообразования на европейском Северо-Востоке. Сыктывкар, 1995. С. 18-42. – (Тр. Коми НЦ УрО РАН; № 146). 7. Втюрин Г.М., Лодыгин Е.Д. Палеокриогенные полигонально-жильные структуры в почвенном покрове средней тайги северо-востока Европы // Криосфера Земли, 2001. Т. V, № 4. С. 38-49. 8. Гольева А.А. Климат раннего голоцена по данным биоморфного анализа палеореликтов Республики Коми // Криопедология,97: Тез. докл. II междунар. конф. Сыктывкар, 1997. С. 115. 9. Девятова Э.И. Развитие поздне- и послеледниковой растительности в районе Иксинской депрессии и некоторые вопросы палеогеографии голоцена Архангельской области // Голоцен / Ред. М.И. Нейштадт М.: Наука, 1969. С. 152-164. – (К VIII Конгрессу INQA. Париж, 1969). 10. Достовалов Б.Н. Закономерности развития тетрагональных систем ледяных и грунтовых жил в дисперсных породах // Перигляциальные явления на территории СССР. М.: Изд-во МГУ, 1960. С. 12-21. 11. Достовалов Б.Н., Кудрявцев В.А. Общее мерзлотоведение. М.: Изд-во МГУ, 1967. 404 с. 12. Кудрявцев В.А. Температуры верхних горизонтов вечномерзлой толщи в пределах СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1954. 183 с. 13. Лавров А.С. Новые данные о границах бореальной трансгрессии и Калининского ледникового покрова в бассейнах Печоры и Вычегды // Верхний плейстоцен. Стратиграфия и абсолютная геохронология. М.: Наука, 1966. С. 112-120. 14. Никифорова Л.Д. Динамика ландшафтных зон голоцена северо-востока европейской части СССР // Развитие природы территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1982. С. 154-161. 15. Палеогеография Европы за последние 100 тысяч лет (атлас-монография). М.: Наука, 1982. 156 с. 16. Попов А.И. Мерзлотные явления в земной коре (крио-литология). М., Изд-во МГУ, 1967. 304 с. 17. Потапенко Л.М. Четвертичные отложения и развитие рельефа бассейнов рек Вычегды и средней Мезени // Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М., 1975. 24 с. 18. Путеводитель научной почвенной экскурсии. Лесная зона (сезонно-промерзающие почвы) / Отв. ред. И.В. Забоева. Сыктывкар, 1997. 72 с. 19. Романовский Н.Н. Основы криогенеза литосферы: Учебное пособие. М.: Изд-во МГУ, 1993. 336 с. 20. Рубцов М.В., Дерюгина А.А. Промерзание и оттаивание почвы в лесу и на сельскохозяйственных угодьях в таежной зоне европейской территории страны // Почвоведение, 1989. № 2. С. 45-51. 21. Русанова Г.В. Признаки древнего почвообразования в суглинистых подзолистых почвах северо-востока ЕЧС // Генетические особенности и плодородие таежных и тундровых почв. Сыктывкар, 1976, С. 3-11. 22. Русанова Г.В. Реликтовый гумусовый горизонт в профиле таежных суглинистых почв северо-востока европейской части СССР // Почвоведение, 1983. № 10. С. 33-42. 23. Томирдиаро С.В. Лессово-ледовая формация Восточной Сибири в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1980. 184 с. 24. Хотинский Н.А. Дискуссионные проблемы реконструкции и корреляции палеоклиматов голоцена // Палеоклиматы позднеледниковья и голоцена. М.: Наука, 1989. С. 12-17. 25. Guide to scientific soil excursion (forest zone). / Ed. I.V. Zaboeva. Syktyvkar, 1997. 76 p.
Логотип -
Начало -
Общие
сведения -
Структура -
Научная деятельность 3718 посещений с 04.05.2002 |