CC BY
96
С.Р. Подоль
ФОРМИРОВАНИЕ ЛАНДШАФТОВ ПОЛЕСИЙ РУССКОЙ РАВНИНЫ
Проблема происхождения полесских ландшафтов на Русской равнине неразрывно связана с вопросом генезиса развитых здесь песчаных накоплений. Он рассматривался многими исследователями и, несмотря на некоторые разногласия высказываемых суждений, не вызывает сомнения, что ведущим фактором развития природы полесий стало совокупное действие флювиогляциальных, криогенных и аллювиальных процессов. Они повлекли за собой глубокую физико-химическую переработку литогенной основы и сформировали современные черты полесий — сильно заболоченные песчаные низменности, которые по своему облику сходны с более северными ландшафтами лесной зоны.
Исследуемые территории по своим генетическим особенностям относятся к перигляциальным областям московского и валдайского ледников. В приледниковой зоне существовали благоприятные условия для оттока талых ледниковых вод в долины крупных рек
— Днепра, Оки, Волги. Поэтому в периоды наступания и разрушения ледников современный пояс полесий, как и большая часть Русской равнины, находился под воздействием многочисленных наземных и подземных водно-геохимических потоков. Реки, начинавшие свой сток от края ледника, имели высокие концентрации кремнезема и других растворенных веществ. Различные химические элементы выпадали в осадок по мере насыщения ими растворов при движении вод к югу. Первыми из раствора выпадали соединения марганца, железа и затем кремнезема. Ярко выраженная аккумуляция соединений марганца и железа наблюдается повсеместно в гидроморфных ландшафтах заболоченных понижений и поймах рек. Областью механической аккумуляции кремния в виде кварца является пояс полесий [9].
Действительно, в геохимическом отношении флювиогляциальные отложения характеризуются доминированием в их составе кремнезема. Другие компоненты играют резко подчиненную роль (из них наибольшее значение имеют оксиды алюминия (AЬOз), железа (Fe2Oз) и щелочные элементы). Преимущественное накопление в литогенной основе кварца связано не только с его особой устойчивостью, но и с другими факторами. Прежде всего к этим факторам следует отнести способ механической дифференциации вещества. Так, флювиогляциальные потоки отлагали преимущественно грубозернистый материал, лишенный тонких фракций — основных носителей вторичных продуктов выветривания исходных пород [8]. Часть полевых шпатов, особенно кальциевых, при транспортировке неизбежно разрушалась до меньших размеров, оседая в мелкоалевритовой фракции. Однако, по-видимому, большая часть тонкодисперсного терригенного материала дробилась еще до переноса водными потоками в теле ледника или на месте первичного залегания под влиянием процессов выветривания. Поэтому кальций, содержащийся в крайне малых количествах, в основном связан с силикатами. Вообще, механизм криогенного выветривания имеет сложную природу и относится к физико-химическому типу. Экспериментально установлено, что пределом криогенного разрушения кварца, амфиболов и пироксенов является размер зерен 0,05—0,01 мм, полевых шпатов — 0,1—0,05 мм, биотита — 0,25—0,1 мм, полевых шпатов — 0,1—0,05 мм, биотита — 0,25—0,1 мм, мусковита
— 0,5—0,25 мм [7].
Для минералого-петрографического состава аллювиальных отложений характерны продукты глубокой физико-химической переработки главным образом первоначальных изверженных пород кислого ряда. Древнеаллювиальные пески представляют собой кварцевые, реже полевошпатово-кварцевые аккумуляции. В ассоциации тяжелых минералов преобладают устойчивые минералы кислых изверженных пород. Ассоциации глинистых минералов характеризуются гидрослюдистым, реже каолин-гидрослюдистым составом.
Активная аккумуляция песков в современных полесьях началась с приближением края днепровского ледника. Талые ледниковые воды заполняли речные долины, размывали древнеаллювиальные отложения и распространялись на междуречья. На значительных территориях современных полесских низменностей сток огромных масс талых вод по разным причинам был затруднен, а реки оказались подпруженными. Это создавало условия для образования водных бассейнов, где происходило накопление осадков — преимущественно мелко- и тонкозернистых песков с прослойками иловатых суглинков. В результате сформировались крупные аллювиальные равнины [4; 11; 12].
Во время таяния днепровского ледника сток вод концентрировался вдоль доледниковых долин. Это способствовало образованию вытянутых вдоль крупных долин зандров — поверхностей флювиогляциальной, а впоследствии аллювиальной аккумуляции.
Разрушающийся ледник распадался на большие поля мертвого льда, между которыми находились протаявшие возвышенные водоразделы [15]. Между ними и полями мертвого льда возникали водные бассейны с затрудненным стоком. Там, где сток не был затруднен, отлагались флювиогляциальные осадки.
После отступания днепровского ледника описываемые ландшафты представляли собой низменные, слабо расчлененные и значительно обводненные водно-ледниковые равнины. Климат был умеренно-холодным и влажным. В растительности господствовали хвойные (преимущественно сосновые) и березовые леса с примесью широколиственных пород. В бассейнах Оки и Волги широколиственные породы были представлены липой и вязом, а в бассейне Припяти — липой и грабом. Подавляющее доминирование сосны, содержание пыльцы которой в исследованных торфяниках [16] достигает 98 процентов, объясняется, вероятно, преобладанием песчаных грунтов. Кроме того, вслед за отступающим ледником из южных и юго-западных районов Европы в первую очередь начали проникать наименее требовательные к условиям среды сосна и береза.
Приближение московского ледника выразилось в нарастании континентальности и суровости климата. В перигляциальной зоне широколиственные леса сменились сначала березовыми кустарниками, а затем растительностью, представленной тундровыми и степными видами.
Активный сток талых ледниковых вод способствовал мощной аккумуляции водно-ледниковых отложений. Наряду с этим широкое развитие получили криогенные процессы: морозное растрескивание, солифлюкция, образование наледей и бугров пучения. Ледниковые воды заполняли не только неглубокие понижения, но и возвышенные водоразделы, в результате чего образовались зандровые равнины, сложенные разнозернистыми песками незначительной мощности [17]. На участках, не занятых водами, происходило развевание зандров.
Интенсивное таяние ледника в период его отступания явилось причиной активизации деятельности ледниковых потоков, в результате чего флювиогляциальные отложения вновь покрыли многие участки полесских территорий. Сток пополнялся многочисленными блуждающими потоками, перегруженными наносами. В Мещере, между Прой и Окой, образовался обширный проточный водоем, уровень воды в котором достигал 125—130 м [11]. В Кубенско-Сухонской низине возникли обширные и глубокие приледниковые озера [17].
Растительный покров позднемосковского времени был представлен, скорее всего, березовым редколесьем с широким развитием ксерофитных, тундровых и болотных формаций. Хвойные леса занимали в то время еще довольно ограниченные площади, но началось расселение ольхи [3; 12; 21].
В период, предшествовавший климатическому оптимуму межледниковья, на описываемых территориях господствовала лесная растительность, представленная главным образом сосновыми и березовыми ассоциациями с небольшой примесью широколиственных пород. В условиях прогрессирующего потепления климата происходило активное зарастание озер и образование болот, в которых начал накапливаться торф.
Климат микулинского времени отличался от современного более теплыми зимами. В центральных районах Русской равнины (Москва, Тверь) средние температуры июля составляли приблизительно 19—19,5°, а среднеянварские температуры находились на уровне -3—4°. Годовое количество осадков достигало 800 мм [6; 17]. Эволюция растительности проявлялась в постепенном увеличении доли широколиственных пород: дуба, вяза, орешника, липы и граба. К концу периода климатического оптимума широколиственные породы доминировали. Повсеместно происходило формирование почвенного покрова из дерново-палево-подзолистых почв на водоразделах, дерново-глееватых — на днищах эрозионных ложбин и торфяно-болотных — на мощных древесно-гипновых торфах в замкнутых влажных котловинах [12].
В конце микулинского межледниковья на территории полесий активно шел процесс пространственной ландшафтной дифференциации. Причинами этого явилось энергичное врезание рек и, как следствие, глубокое эрозионное расчленение сформировавшихся к этому времени поверхностей водно-ледниковой и озерно-аллювиальной аккумуляции. Так, река Ока и ее притоки врезались на 5—10 м глубже современного уровня [11]. Река Припять тоже
интенсивно размывала ледниковые отложения, в результате чего происходило формирование ее второй террасы. Терраса в настоящее время имеет колоссальную площадь — около 130 тыс. км2, что служит достаточным основанием считать ее аллювиальной равниной [4; 10]. Эрозионные процессы активизировались и в ложбинах стока талых ледниковых вод, сформировавшихся на заключительной стадии московского оледенения. Эти ложбины углублялись и расширялись.
Таким образом, к концу межледниковья регион полесий представлял собой обширные, слабо дренированные, залесенные и заболоченные аллювиально-водно-ледниковые равнины, покрытые многочисленными озерами и болотами.
Начало валдайского оледенения вызвало похолодание климата. В частности, климатические условия ранневалдайского этапа на территории современного пояса полесий некоторые исследователи [6] сравнивают с современными климатическими особенностями
южной части Средней Сибири. Средняя температура июля составляла 16—18°, января--16—
24°. Годовое количество осадков не превышало 400 мм. Спорадическое распространение имела многолетняя мерзлота. Хвойные леса конца межледниковья сменили хвойно-мелколиственные, которые затем начали перемежаться с участками холодной лесостепи, отдаленно напоминавшей современную сибирскую лесостепь с березовыми колками.
Средневалдайский этап развития ландшафтов характеризовался климатическими условиями, значительно более суровыми, чем современные. В периоды относительных потеплений на большей части средней полосы Восточно-Европейской равнины январские температуры были -27—28°, а осадков выпадало не более 300—400 мм в год [3; 12]. В оптимум средневалдайского времени климатические условия напоминали современные. Это непродолжительное межстадиальное время знаменовалось значительным возрастанием площади лесов, преимущественно сосновых. Небольшое распространение имели также широколиственные породы: вяз, липа, орешник.
В поздневалдайское время ледник достиг максимального распространения. Наличие ледникового покрова ослабило зональную и усилило меридиональную циркуляцию атмосферы. Ландшафтные условия в перигляциальных зонах во время максимальной фазы поздневалдайского оледенения определялись господством крайне суровых климатических условий. Возросла роль вторжений арктических воздушных масс, особенно зимой. Фазе наибольшего похолодания, связанной с поздневалдайским оледенением и датируемой 23—17 тысяч лет назад, на сопряженных с полесьями территориях соответствует горизонт наиболее чистых карбонатных лессов, залегающих выше брянской почвы. Малая степень выветрелости этих лессов, близкая к аналогичному показателю для лессов Якутии, морфологические особенности песчаных зерен, а также данные палинологических анализов указывают на то, что их формирование происходило в резко континентальных условиях существования вечной мерзлоты [1]. Палеоботанические исследования показывают, что плакорные пространства в это время представляли собой открытую холодную степь. Господство тундрово-степных и тундровых ландшафтов подтверждается находками таких видов фауны, как мамонт, северный олень, песец [6].
Климат разных частей перигляциальной зоны характеризовался неоднородностью: на западе наблюдались сильные циклонические ветры, приносящие не менее 500 мм осадков в год [4]. На востоке сила ветров и годовое количество осадков убывали до 300 мм. Температура самого теплого месяца на территории современной Москвы не поднималась выше +12°, а самого холодного — выше -25°. В целом зимой и летом преобладала ясная погода, тогда как весной и осенью — циклоническая погода со снегопадами. Средние годовые температуры, по разным данным, составляли от 0° (Гагель, Верт) до -6° (Бюдель).
Возрастание суровости климата и сокращение древесной растительности способствовали широкому развитию криогенных процессов. Область сплошного распространения многолетней мерзлоты на Русской равнине располагалась севернее 45—47° с.ш. Мерзлотные полигональные системы были сходны с аналогичными системами северо-востока Сибири и Аляски. В частности, в Мещере образовывались пластово-жильные и полигонально-жильные льды [12], которые при последующем вытаивании способствовали созданию многочисленных котловин, западин и верей. Большинство озерных котловин междуречья Оки и Клязьмы имеет термокарстовое происхождение. Поверхность Припятского полесья была покрыта обширными наледями, которые создавали подпор водно-ледниковым потокам и способствовали тем самым образованию многочисленных озер, в которых происходило накопление толщи ледниково-
озерных отложений [10]. Между этими наледями и по их трещинам протекали водные потоки, сформировавшие впоследствии так называемые «наледные озы», особенно широко развитые по реке Уборти. Солифлюкция способствовала обильному сносу в речные долины большого объема рыхлого материала. Это нарушало речной сток и приводило к образованию подпрудных озерных бассейнов. В них шла аккумуляция ледниково-озерных отложений, преимущественно песчаного состава. В валдайское время произошло обводнение Молого-Шекснинского бассейна.
Существенное развитие получили процессы аккумуляции аллювия в долинах рек и даже на междуречьях, в результате чего поверхность аккумуляции расширялась, образовывались наложенные поймы. Аккумуляция аллювия осуществлялась на фоне слабого тектонического опускания территорий, поэтому накопились аллювиальные толщи повышенной мощности.
Существование обширных, сильно обводненных понижений, по некоторым данным [13], создавало условия для сохранения в Мещере и долине Припяти лесной растительности, представленной редкостойными хвойными лесами и березовыми колками. Под ними формировались маломощные многолетнемерзлотные почвы с небольшим содержанием гумуса. Современным аналогом этих ландшафтов в какой-то мере можно считать районы Центральной Якутии.
Отступая на север, ледник таял неравномерно, оставляя при своих задержках стадиальные морены, а в понижениях рельефа — глыбы мертвого льда. Вытаивание этих глыб впоследствии повлекло за собой образование озер.
Разрушение ледника способствовало потеплению климата, в результате чего начали формироваться березовые и сосново-березовые сообщества с элементами тундровой растительности и участием ксерофитов [3; 17]. Кроме того, по мере отступания ледника территории полесских низин снова были подтоплены талыми ледниковыми водами. Они также размывали поверхности озерно-аллювиальной аккумуляции московского возраста, разделяя их на отдельные останцы.
Во время интерстадиалов (беллинг и аллеред) преобладающим типом растительности стали таежные леса, довольно разреженные, перемежающиеся со степными и тундровыми пространствами. По палеоботаническим данным [3; 5; 6; 12], температура июля в аллереде достигала 13—14°. Возрастание летних температур заметно опережало увеличение количества летних осадков. Это являлось причиной возрастания сухости вегетационного периода и способствовало ксерофитизации растительности перигляциальной зоны. В целом от среднеледниковья к позднеледниковью климат становился более континентальным. Однако годовое количество осадков вряд ли уменьшилось, так как общее потепление и устранение препятствия в виде мощного ледникового антициклона с главных путей циклонов не могли не повлечь за собой некоторое увеличение осадков.
Аллередское потепление способствовало началу процесса деградации многолетней мерзлоты и активизации развевания песков. Именно к этому времени относится первый значительный этап закрепления песков почвенно-растительным покровом.
Похолодание позднего дриаса проявилось в резком снижении зимних температур. Они отличались от современных на 7—8°, в то время как отклонение июльских температур от современных не превышало 2—5°. Активно проявлялось влияние арктического фронта, который действует и в настоящее время.
В составе древостоя сократилось количество ели, сосны и увеличилась доля кустарниковых берез. Редкостойные сосновые леса и березовые колки чередовались с открытыми пространствами, занятыми полынно-маревыми сообществами. Климат был в целом неблагоприятный для почвообразования.
В позднеледниковый период по-прежнему активную роль играли термокарстовые процессы, способствовавшие возникновению озер. Солифлюкция развивалась только на возвышенностях и приводила к их нивелировке [5].
Климат предбориального периода был холоднее и суше по сравнению с современным. В
частности, средние температуры июля составляли 18—18,5°, средние температуры января--
13—14°, а осадков выпадало приблизительно на 50 мм в год меньше, чем в настоящее время. Климат формировался в условиях ослабления западной циркуляции и поступления по периферии скандинавского антициклона холодных воздушных масс с северо-запада. Это способствовало расселению сосновых и сосново-березовых лесов.
Бореальное время развития полесских ландшафтов можно охарактеризовать как переход от холодного предбореала к относительно теплой атлантике. Среднеиюльские температуры составляли 17—18°, среднеянварские--15—17°.
Растительность была представлена березово-сосновыми лесами и ельниками с незначительной примесью широколиственных пород. Наблюдалось смещение природных зон к северу. Кроме того, происходило активное болотообразование. При этом распространялись преимущественно низинные осоковые и травяно-гипновые болота с мощностью торфа 1—2 м.
В атлантический оптимум зональная система циркуляции атмосферы с господством западного переноса воздушных масс достигла максимального развития. В целом усилилась также циклоническая деятельность. Этому способствовало углубление (особенно летом) и смещение к северо-востоку исландского минимума [3; 17], а также ослабление скандинавского антициклона. Однако наиболее значительное повышение летних температур произошло в высоких широтах, что ослабило межширотные термические контрасты и циклоническую активность в умеренном поясе.
Средние июльские температуры в пределах исследуемых регионов превышали современные на 1°. Показатели годового количества осадков приблизительно соответствовали современным.
Северная граница тайги, скорее всего, располагалась к северу от своего современного положения. Полесские низменности были заняты ольхово-березовыми и сосново-березовыми лесами с большой примесью дуба, вяза, липы и граба. На раннеатлантическое время приходится первый пик широколиственных пород. Однако атлантический период не характеризовался максимальным их распространением в полесских регионах. По разным данным, доля пыльцы широколиственных пород нигде не превышала 20 процентов [1; 4; 17]. Это, видимо, можно объяснить сильной увлажненностью территорий, вызванной высоким стоянием грунтовых вод.
Такие условия были благоприятны для образования болот: они развивались не только в понижениях рельефа, но и на суходолах, на месте сфагновых сосняков. В начале атлантического периода активно формировались травяно-сфагновые, пушициевые и пушициево-вейниковые болота, которые в середине данного периода трансформировались в заболоченные сосново-еловые леса с участием березы [1]. Одновременно происходило затопление болот в древних понижениях и образование озер-разливов.
Климат рассматриваемого периода голоцена способствовал активному развитию процессов почвообразования, о чем можно судить по погребенным почвам. Они мало отличались от современных по мощности и степени дифференцированности профиля. По некоторым данным [2], скорость формирования почвенного профиля, а также интенсивность миграции железа и алюминия были значительно выше, чем сейчас.
Похолодание на границе атлантики и суббореала повлекло за собой сокращение широколиственных пород. На этом фоне наблюдалось значительное снижение интенсивности почвообразования.
В середине суббореального периода климат стал теплее и суше. Средние температуры января и июля были выше современных на 1°, осадков выпадало примерно на 50—75 мм меньше, чем сейчас. Именно на это время приходился максимум пыльцы широколиственных пород в бассейнах Оки и Волги. Эдификатором широколиственных пород была липа, а сопутствующими — дуб, клен, лещина и граб. Смещение к северу зональных типов ландшафтов не уступало по интенсивности позднеатлантическому периоду. В частности, скорость смещения лесной зоны оценивается в 0,5 км/год [6].
Позднесуббореальное время характеризовалось сокращением площади широколиственных лесов. Доминировали хвойные леса: сосновые, еловые и дубово-сосновые. На поймах крупных рек развивались пойменные дубравы. Продолжался процесс торфообразования.
В субатлантический период имел место направленный процесс уменьшения доли широколиственных пород в растительности полесий. После чего началось формирование современного облика южно-таежных ландшафтов. Похолодание и увеличение влажности климата вновь вызвали повышение уровня грунтовых вод, усиление болотообразования и развитие сфагновых формаций — пушициево-сфагновых болот верхового типа.
На протяжении голоцена происходит формирование современной гидрографической сети и пойменных ландшафтов. В связи с активизацией речной деятельности было спущено
большинство приледниковых озер и началось развитие озерно-ледниковых ландшафтов. Наряду с этим, вследствие повсеместного поднятия уровня грунтовых вод активизировались процессы заболачивания и торфообразования, что послужило основой для формирования ландшафтов болот.
Для голоцена в целом характерно усиление частоты и амплитуды колебаний климата по мере приближения к нашему времени. Однако эти климатические флуктуации не столь значительно сказались на развитии природы песчаных и сильно увлажненных низменностей по сравнению с окружающими их территориями.
Современный этап эволюции ландшафтов полесских равнин характеризуется ярко выраженным сочетанием активного выщелачивания химических элементов с их биогенной аккумуляцией, которая осуществляется в верхних горизонтах автоморфных почв и в подчиненных геохимических ландшафтах. Особенно мощная аккумуляция макро- и микроэлементов происходит в поймах крупных рек. Для автономных ландшафтов междуречий и террас характерен дефицит элементов питания растений. Это способствует развитию болот на месте сосняков, а также развеванию плохо закрепленных растительностью песчаных холмов и гряд.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Абрамова Т.А. Антропогенное воздействие на ландшафты центральной Мещеры в голоцене по палинологическим данным // Вестник МГУ. Сер. География. 1999. № 1. С. 47—52.
2. Александровский А.Л. Эволюция почв Восточно-Европейской равнины в голоцене. М.: Наука, 1983.
3. Асеев А.А. Древние материковые оледенения Европы. М.: Наука, 1974.
4. Асеев А.А. Палеогеография долины средней и нижней Оки в четвертичное время. М.: Изд-во АН СССР, 1959.
5. Богдель И.И. Развитие природы Белоруссии в голоцене: Дис. ... канд. геогр. наук. Минск, 1984.
6. Величко А.А. Глобальные изменения климата и реакция ландшафтной оболочки // Изв. АН СССР. Сер. География. 1991. № 5. С. 5—22.
7. Вопросы криолитологии при изучении четвертичных отложений. М.: Наука.
1962.
8. Геохимическая характеристика литогенеза и ландшафтов Белорусского Полесья / Под ред. К.И.
Лукашева. Минск, 1966.
9. Ковда В.А. Биогеохимия почвенного покрова. М.: Наука, 1985.
10. Коржуев С.С. Рельеф Припятского полесья. Структурные особенности и основные черты развития. М.: Изд-во АН СССР, 1960.
11. Кривцов В.А. Рельеф Рязанской области / Ряз. гос. пед. ун-т. Рязань, 1998.
12. Марцинкевич Г.И. Ландшафты Беларуси: Дис. ... канд. геогр. наук. Киев, 1992.
13. Обидиентова Г.В. Геоморфология и палеогеография южной Мещеры // Материалы по геоморфологии и палеогеографии СССР. М.: Изд-во АН СССР. М., 1948.
14. Палеогеографическая основа современных ландшафтов / Под ред. Н.А. Хотинского. М.: Наука, 1994.
15. Равнины европейской части СССР. М.: Наука, 1974.
16. Спиридонов А.И. Геоморфология европейской части СССР. М.: Высшая школа,
1978.
17. Юренков Г.И. Эволюция и особенности разновозрастных ландшафтов краевой полосы Валдайского оледенения и сопредельных регионов Русской равнины: Дис. ... д-ра геогр. наук. М., 1997.
