CC BY
85
УДК 911; 551.8; 470.3 В.А. Николаев1
ПАРАГЕНЕЗИС ПОЛЕСИЙ-ОПОЛИЙ ЦЕНТРАЛЬНОЙ РОССИИ
Полесья—ополья Центральной России парагенетически взаимосвязаны латеральным энер-гомассообменом, который активно протекал в перигляциальных криоксеротических условиях позднего плейстоцена. Главным фактором парагенезиса служил западный и юго-западный перенос воздушных масс, сопровождавшийся перевеванием песчаного субстрата аллювиально-зандровых полесских равнин, выносом из песков крупной пыли и физической глины, аккумуляцией лёссовых покровов на смежных моренных плато ополий. Тем самым были предопределены различия природы и хозяйственного использования песчано-боровых полесий и лёссовых, широколиственнолесных, а впоследствии аграрных ополий.
Ключевые слова: парагенезис, поздний плейстоцен, перигляциальная зона, материковые дюны, эоловая сортировка песков, лёссовые покровы.
Противоположности не исключают, а взаимно дополняют друг друга.
Нильс Бор
Введение. Парагенезис природных геосистем — характерное свойство ландшафтного покрова Земли. Под парагенезисом понимается сопряженное развитие геосистем в процессе латерального энергомассообме-на. Таковы сопряжения денудационных и аккумулятивных структур в ландшафтных катенах, в потоковых, нуклеарных и других геосистемах, парагенетически взаимосвязанные, они, как правило, весьма контрастны в природном отношении.
Примером могут служить полесья и ополья Центральной России. На протяжении более века они были объектами исследования многих отечественных естествоиспытателей. Однако, несмотря на территориальное соседство, полесья и ополья изучали обычно по отдельности [1, 3, 5, 25]. Проблема же их парагенезиса либо вообще не рассматривалась, либо затрагивалась в порядке рабочей гипотезы, без должного эмпирического обоснования [10, 16, 24], тогда как, на наш взгляд, она является ключевой для понимания столь своеобразного ландшафтного феномена.
В разные годы автору довелось вести полевые исследования в ряде районов Центральной России, среди них Подольско-Коломенское, Мещовское, Брянское, Почепское, Стародубское, Трубчевское ополья, При-пятское, Деснинское, Мещерское, Окско-Мокшин-ское полесья. Для решения поставленной задачи были использованы данные космической съемки, изучены разнообразные картографические и литературные материалы.
Постановка проблемы. Пояс полесий—ополий широкой полосой (150—250 км) пересекает ВосточноЕвропейскую равнину от бассейна Припяти на западе до подножия возвышенностей Предуралья на восто-
ке. Ориентированный с запада—юго-запада на восток—северо-восток, он представляет собой совокупность ландшафтов полесий и ополий, закономерно сменяющихся в указанном направлении (рисунок). Пояс в целом заключен в пределах орографического коридора между Смоленско-Московской возвышенностью на севере и Среднерусской и Приволжской возвышенностями на юге. Сам же он расположен на двух нижележащих геоморфологических уровнях, которые служат основой соответствующих ландшафтных ярусов — полесских низин и плато ополий.
Припятская, Мещерская, Волго-Ветлужская полесские низины занимают самую нижнюю гипсометрическую ступень со значения абсолютной высоты от 60 до 160 м. Над полесскими низинами возвышаются ополья, большинство которых находится на отметках 180—240 м над уровнем моря. Рубежи полесий и ополий при амплитуде высоты в несколько десятков метров, как правило, морфологически подчеркнуты, особенно если их сопровождают врезы речных долин. Поэтому придолинные склоны ополий обычно расчленены овражно-балочной сетью. Помимо названных ландшафтных ярусов в состав пояса полесий—ополий входят долинно-зандровые полесья Деснинское, Окско-Мокшинское, Балахнинское, Сурское и др.
Пояс полесий—ополий Центральной России примыкает с юга и юго-востока к краевой зоне средне-плейстоценового — московского оледенения. В связи с этим полесские низины и долинные зандры сложены в основном флювиогляциальными отложениями соответствующего возраста, которые с размывом залегают на подстилающей морене, а порой и более древних — дочетвертичных слоях; I и II надпоймен-
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра физической географии и ландшафтоведения, профессор, докт. геогр. н.; e-mail: nikoland1925@mail.ru
Схема полесий—ополий Центральной России: I — полесья аллювиально-зандровых низин: 11 — Припятское, 12 _ Мещерское, 13 _ Волго-Ветлужское; II _ долинно-зандровые полесья: 111 _ Сож-Ипутьское, 112 _ Угринское, 113 _ Деснинское, 114 _ Приокское, 115 _ Окско-Мокшинское, 116 _ Балахнинское, 117 _ Сурское; III _ ополья: Ш1 _ Смоленско-Починковское, Ш2 _ Брянское, Ш3 _ Почепское и Стародубское, Ш4 _ Трубчевское, Ш5 _ Мещовское, Ш6 _ Подольско-Коломенское, Ш7 _ Владимирское, Ш8 _ Зарайское, Ш9 _ Касимовское, Ш10 _ Арзамасское, III11 _ Чувашское; IV _ возвышенности, примыкающие к поясу полесий—ополий:
ТУ1 _ Смоленско-Московская, IV _ Среднерусская, IV _ Приволжская
ные террасы речных долин в полесьях позднеплейсто-ценовые. Геологической основой большинства ополий служит среднеплейстоценовая морена, перекрытая толщей лёссовидных суглинков.
В позднем плейстоцене пояс полесий—ополий полностью находился в перигляциальной зоне Валдайского оледенения, которая простиралась далеко на юг, вплоть до Северного Прикаспия и Причерноморья [13, 20]. В наше время он входит в ландшафтную зону широколиственных лесов, частично внедряясь на севере в зону смешанных лесов, а на юге _ в зону лесостепи.
Типично зональными _ широколиственно-лесными _ следует считать ландшафты ополий, которые ныне большей частью распаханы. В то же время полесья представляют собой экстразональные и интразо-нальные болотно-лесные геосистемы, обусловленные спецификой местных литоэдафических и гидрогеологических факторов ландшафтогенеза.
Комплекс полесий—ополий можно рассматривать в качестве регионального ландшафтного экотона, к северу от которого расположена бореальная таежно-лесная область, к югу _ суббореальная степная. Именно с этим экотоном связывал в свое время В.В. Алехин "ось симметрии" Восточно-Европейской равнины, признавая ее главным ландшафтным рубежом.
Материалы и методы исследований. Природа и генезис полесий. Полесья Центральной России изучены достаточно полно [1—4, 12, 24, 27, 28]. Сложенные флювиогляциальными и древнеаллювиальными песками, они представлены в основном псаммофитно-боровыми ландшафтами. При близком подстилании песков карбонатной мореной или дочетвертичными карбонатными отложениями в лесах наряду с сосной появляются дуб и другие широколиственные породы; боры сменяются суборями. В тех местах, где субстрат
становится супесчаным или суглинистым, лесообра-зующими породами выступают не только сосна, но и ель. Под лесами преобладают дерново-слабо- и сред-неподзолистые почвы.
Велика роль болотных геосистем, на долю которых в ландшафтной структуре полесских низин приходится 20—30%, а иногда и более. Обширны луговые и лесо-луговые пойменные комплексы. А.А. Крубер, один из первых исследователей Мещерского полесья, справедливо назвал его страной лесов, песков, болот и озер. Из-за низкого плодородия почв и значительной заболоченности сельскохозяйственная освоенность полесий невелика.
В свете обсуждаемой проблемы парагенезиса полесий—ополий особое внимание необходимо обратить на древнеэоловую переработку литогенной основы полесских ландшафтов. Подтверждением тому служит широчайшее распространение в полесьях материковых дюн. Они развиты на зандровых равнинах, долинных зандрах и надпойменных террасах речных долин [1, 4, 12, 24, 28]. Материковые дюны известны не только в Центральной России. Они формируют рельеф зандровых равнин Бельгии, Нидерландов, Германии, Польши, Литвы, Белоруссии, Украины, северо-западных регионов России, Верхневолжской, Ярославско-Костромской, Молого-Шекснинской низин [15, 28].
Наиболее характерны параболические дюны высотой от 5—6 до 12—15 м, поражает морфология вало-образных дюн протяженностью от нескольких сотен метров до нескольких километров, высотой 5—7 м, они прослеживаются как в лесах, так и на болотах. К древнеэоловым относятся массивы бугристых и грядово-бугристых песков с амплитудой высоты от 2 до 5 м. Весьма типичен дюнно-котловинный рельеф. Песчаные дюны сочетаются в нем с котловинами
выдувания, расположенными с наветренной — западной или юго-западной стороны. Размах высот между ними обычно составляет 5—7 м, но порой достигает 10—12 м и более. По мнению К.К. Маркова [15], эоловый рельеф материковых дюн является наследием позднеледниковой перигляциальной эпохи, не только холодной, но и очень сухой (криоксеротической).
Перевевание аллювиальных, зандровых, древне-морских и других песков аквального генезиса, как правило, приводит к значительному изменению их вещественного состава. Уже первые исследователи аридных областей Ф. Рихтгофен, И. Вальтер, В.А. Обручев и другие обратили внимание на ветровую сортировку песков. Позже она убедительно была доказана аналитическими методами [11, 26, 27]. Прежде всего обнаружены существенные преобразования гранулометрическго состава песков. При ветровой переработке происходит активный вынос из песков фракций крупной пыли (0,05—0,01 мм) и физической глины (<0,01 мм). Так, во флювиогляциальных и древ-неаллювиальных песках Мещеры содержание частиц с диаметром <0,05 мм составляет 4—6%, тогда как в древнеэоловых их не более 2% [27]. Аналогичны данные о гранулометрии песков Деснинского полесья, где в позднеплейстоценовых аллювиальных песках на фракции крупной пыли и физической глины суммарно приходится около 10%, а в позднеплейстоценовых эоловых песках всего 1,0—1,3% [26].
После перевевания и освобождения от мелких гранулометрических фракций эоловые пески становятся более однородными, главным образом мелко- и среднезернистыми, с преобладанием частиц диаметром от 1,0 до 0,05 мм. Вместе с тем они приобретают рыхлое сложение и значительную пористость, как следствие снижается их влагоемкость, возрастает водопроницаемость, ослабляется капиллярное поднятие влаги к поверхности. Почвы, формирующиеся на эоловом рыхлопесчаном субстрате, характеризуются низкой поглотительной способностью [11]. Все это приводит к тому, что песчаные дюны превращаются в олиготрофные местообитания.
Трофность песчано-эолового субстрата снижается еще и потому, что в ходе перевевания из песков удаляются первичные минералы (полевые шпаты, слюда, роговая обманка и др.), служащие источниками ряда питательных элементов (калия, кальция, магния, некоторых микроэлементов). Непрочные первичные минералы, а также карбонаты в ходе ветровой транспортировки истираются и превращаются в пыль. Перевеянные пески, освобождаясь от них, из полимикто-вых превращаются в мономинеральные — кварцевые [11, 27, 28].
Природа и генезис ополий. Безлесными "островами" ополья возвышаются над смежными полесьями. На месте сведенных широколиственных лесов здесь господствуют сельскохозяйственные угодья. Ставшие объектами хозяйственного освоения еще в эпоху бронзы, ополья издавна служили житницей Цент-
ральной России. На их ландшафтной основе вслед за Киевской Русью шло становление средневековой восточнославянской цивилизации и российской государственности.
Высокое плодородие земель в опольях многие годы привлекало внимание отечественных почвоведов (В.В. Докучаев, П.А. Костычев, С.Н. Никитин, Р.С. Ильин, И.В. Якушевская, И.С. Урусевская, А.Н. Тюрюканов, Т. Л. Быстрицкая и др.). Не утихали споры о природе и происхождении почв ополий. Особенно оживленными они были по поводу почв самого северного Владимирского ополья. Темноцветные, прокрашенные гумусом до глубины 30—45 см, залегающие на карбонатных лессовидных суглинках, эти почвы долгое время рассматривались как реликтовые "северные черноземы" [17], им приписывался степной генезис [23]. С середины ХХ в. почвы ополий все чаще стали квалифицировать как серые лесные. Однако А.Н. Тюрюканов и ТЛ. Быстрицкая [25], опубликовавшие в 1971 г солидную монографию о почвах ополий, так и не смогли отнести их к какому-либо классификационному выделу. Особое внимание они обратили на пятнистость почвенного покрова, которая обусловлена характерным для ополий микрозападинным рельефом. Почвы микроповышений были названы "ополец", а почвы микропонижений — "ополица". Впоследствии доказано палеомерзлотное происхождение указанного микрорельефа [7]. В современных почвенных сводках и на соответствующих картах почвы ополий обычно представлены как серые лесные (от светло- до темно-серых). На северных рубежах ополий они сменяются дерново-подзолистыми или дерново-палево-подзолистыми, как, например, в Смоленско-Починковском ополье, а на юге — черноземами оподзоленными, как в Арзамасском и Чувашском опольях.
И все же главное, что определяет специфику и плодородие почв ополий, это почвообразующие породы, на которых они сформировались: как справедливо сказано большим знатоком ополий А.Н. Тюрюка-новым: "Историю ландшафтов и почв ополий нельзя понять без знания генезиса и состава почвообразую-щих пород, так как генезис почв неотделим от генезиса материнских пород" [25, с. 8].
Ополья перекрыты сплошным плащом лёссовидных суглинков мощностью от 2—3 до 5—6 м. На при-долинных склонах их толща иногда возрастает до 8—12 м. По физико-химическим, структурным и текстурным свойствам лёссовидные суглинки сближаются с типичными лёссами [14], которые их сменяют в южных опольях. Им свойственны палево-бурая окраска, микропористость, отсутствие сколько-нибудь отчетливой слоистости, вертикальная трещино-ватость, способность образовывать отвесные стенки на склонах эрозионных форм, карбонатность. Суглинки, в отличие от подстилающей морены, лишены валунного и гравийно-галечного материала. Велика степень их гранулометрической сортированности (таблица).
Гранулометрический состав лёссовидных суглинков ополий Центральной России (в % на высушенную при 105 °С навеску), по [25]
Ополья Глубина, см Гигроскопическая влажность, % Размер фракций, мм
1-0,5 0,5-0,25 0,25-0,1 0,1-0,05 0,05-0,01 0,01-0,005 0,005-0,001 <0,001 <0,01
Владимирское 190-200 3,5 - - 0,5 9,4 59,4 11,7 12,9 4,3 28,9
Смоленско-Починковское 420-430 3,2 - - - 8,0 72,2 8,3 8,4 1,0 17,7
Мещовское 150-160 2,5 - - - 3,0 68,3 14,3 8,1 5,7 28,1
Брянское 230-240 1,7 - - - 9,5 64,2 9,0 9,9 7,4 26,3
Стародубское 240-250 1,4 - - - 19,0 65,5 5,9 4,1 5,5 15,5
В составе лёссовидных суглинков господствует фракция крупной пыли (0,05—0,01 мм), при почти полном отсутствии признаков опесчаненности заметно участие физической глины (фракция <0,01 мм). Поражает исключительная гранулометрическая однородность лёссовидных суглинков на всех опольях Центральной России, причем несмотря на сотни километров, разделяющих их. Надо полагать, главный фактор лёссово-суглинистого литогенеза в указанном обширном регионе долгое время оставался неизменным.
На всех опольях сохраняется однотипность химического состава лёссовых покровов. Абсолютно преобладает кремнезем, участие которого колеблется в пределах 70—85%. Карбонатность возрастает от северных ополий к южным. Если во Владимирском ополье она составляет не более 1—2%, то в Трубчев-ском, Арзамасском, Чувашском опольях она достигает 5—7% и более. Помимо общей карбонатности лёс-сово-суглинистой толщи, в ней отмечаются горизонты карбонатных новообразований. По нашим наблюдениям, в брянских опольях они представлены в виде псевдомицелия и белоглазки, реже скоплений журав-чиков, что, возможно, свидетельствует о былом степном педогенезе в опольях.
Во всех геологических разрезах ополий, изученных автором, фиксируется четкая граница покровной лёссовидной толщи и подстилающей морены. Аналогичные сведения приводятся во многих публикациях [9, 14, 19, 21, 22, 25]. Более того, указанный контакт местами сопровождается горизонтом погребенной почвы, датируемой микулинским межледниковьем [13, 20]. В связи с этим невозможно согласиться с бытовавшим ранее мнением о том, что лёссовидные суглинки Центральной России не что иное, как элювиальная кора выветривания поверх морены [6]. Напротив, они представляют собой наложенное образование, гипергенно чуждое нижележащим породам.
Следует особо подчеркнуть, что горизонты погребенной почвы не только подстилают лёссовидную толщу, но и расчленяют ее на разновозрастные пачки. Согласно палеогеографическим данным [8, 13, 20], главную стратиграфическую роль играет горизонт погребенной "брянской" почвы. Ниже него лежат лёссо-
вые слои, сопоставляемые с ранневалдайской эпохой оледенения (70—50 тыс. л.н.), а залегающие выше _ с поздневалдайской (25—12 тыс. л.н.). Сама же "брянская" погребенная почва по времени приходится на средневалдайский интерстадиал. Таким образом, лёссовидные суглинки и лёссы ополий Центральной России в основном позднеплейстоценовые.
Дополнительным подтверждением этому служат находки в лёссовой толще стоянок средне- и поздне-палеолитического человека. К первым относятся стоянки конца микулинского межледниковья и начала валдайского оледенения: Хотылево I, Бетово, Него-тино (Брянское ополье), Зологариха (Мещовское ополье), ко вторым _ стоянки средне- и поздневал-дайского времени: Елисеевичи, Юдиново, Хотылево II, Тимоновка I, II, Супонево, Карачиж (Брянские ополья), Сунгирь (Владимирское ополье) [5, 8].
Уверенное отнесение лёссовых покровов ополий к позднему плейстоцену позволяет считать несостоятельными высказанные ранее предположения об их среднеплейстоценовом лимногляциальном [9] или флювиогляциальном [22] происхождении.
Аналогичные лёссовые покровы облекают увалистые склоны и плакоры северных окраин Среднерусской и Приволжской возвышенностей. Судя по их положению в рельефе на абсолютной высоте 250—280 м и более, невозможно предположить, что водно-ледниковые потоки или лимногляциальная среда могли здесь стать факторами позднеплейстоценового литогенеза. Еще менее реальной представляется гипотеза о древнепойменном позднеледниковом происхождении лёссово-суглинистых покровов ополий, предложенная А.Н. Тюрюкановым [25].
Результаты исследований и их обсуждение. Парагенезис полесий—ополий. Из сказанного следует, что современная природа полесий и ополий во многом определяется их ландшафтным наследием, которое было заложено в позднем плейстоцене. Тогда пояс полесий—ополий Центральной России представлял собой перигляциальную зону сухих и холодных тунд-ростепей и пустынь [8, 13, 20]. Первые, надо полагать, локализовались на месте современных ополий, вторые _ на месте полесий.
Одним из важнейших факторов ландшафтного парагенезиса был в то время интенсивный западный и юго-западный воздушный перенос. Скорость и сила ветрового потока усугублялись в орографическом коридоре между Смоленско-Московской возвышенностью на севере и Среднерусской, Приволжской на юге. Перевевание песков на аллювиально-зандровых равнинах сопровождалось постоянными пыльными бурями, которые накрывали пеленой тундростепные плато ополий и склоны смежных возвышенностей, где на относительно приподнятых орографических барьерах шло осаждение эоловой пыли. Так происходило формирование покровов лёссовидных суглинков и лёссов в перигляциальных тундростепях. Об их эоловом генезисе убедительно свидетельствуют как вещественный состав, так и геолого-геоморфологические условия залегания (см. выше).
Разумеется, образование лёссово-суглинистых покровов в криоксеротической обстановке не могло не сказаться на их эпигенезе. Они испытывали мерзлотные текстурные деформации, включая псевдоморфозы по повторно-жильным льдам, солифлюкционное оплывание, термокарстовые просадки и т.п. Согласно В.А. Обручеву [18], в опольях мы имеем дело с холодными (перигляциальными) лёссами.
Позднеплейстоценовый парагенезис полесий-ополий усугубил различия трофности их современных ландшафтов. Лёссовый субстрат ополий обогащался в то время за счет эолового привноса материала, ценного для почвообразования и плодородия земель: фракций пыли, физической глины, карбонатов, ряда питательных элементов, образующихся при перевева-нии и разрушении первичных минералов (см. выше). Литоэдафическая основа аллювиально-зандровых
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Абатуров А.М. Полесья Русской равнины в связи с проблемой их освоения. М.: Мысль, 1968.
2. Алехин В.В. Растительность и геоботанические районы Московской и сопредельных областей. М.: Изд. МОИП, 1947.
3. Анненская Т.Н., Мамай И.И., Цесельчук Ю.Н. Ландшафты Рязанской Мещеры и возможности их освоения. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1983.
4. Асеев А.А., Введенская И.Э. Развитие рельефа Мещерской низменности. М.: Изд-во АН СССР, 1962.
5. Ахромеев Л.М. Природа, генезис, история развития и ландшафтная структура ополий Центральной России. Брянск: Брянский гос. ун-т, 2008.
6. Берг Л.С. Лёсс как продукт выветривания и почвообразования // Избр. труды. Т 3. М.: Изд-во АН СССР, 1960. С. 374-528.
7. Бердников В.В. Палеокриогенный микрорельеф центра Русской равнины. М.: Наука, 1976.
8. Величко А.А., Грехова Л.В., Губонина З.П. Среда обитания первобытного человека Тимоновских стоянок. М.: Наука, 1977.
9. Видина А.А., Солнцев Н.А., Цесельчук Ю.Н. Касимовское ополье // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 1961. № 3. С. 71-74.
равнин в ходе поверхностного перевевания песков, напротив, все более и более оскудевала, превращаясь на громадных пространствах в олиготрофный субстрат. Перигляциальный парагенезис полесий-ополий предопределил не только кардинальные различия их голоценовой природы, но и пути антропогенного преобразования. Ополья были превращены в агро-ландшафты, полесья стали объектами лесного хозяйства. Ландшафтная память, унаследованная с позднего плейстоцена, по сей день определяет их развитие.
Выводы:
- понять природу полесий и ополий Центральной России невозможно без познания их парагенезиса. Несмотря на положение в одной природной зоне со сходными макроклиматическими условиями, они являют собой весьма различные в структурно-генетическом и хозяйственном отношении региональные геосистемы. На их примере подтверждается известный общенаучный принцип дополнительности, согласно которому парагенетически сопряженные геосистемы не только противостоят, но и дополняют друг друга.
- ведущая роль принадлежит парагенезису геолого-геоморфологической основы ландшафтов, которая определяет их природную специфику в целом (принцип Н.А. Солнцева). С одной стороны, она способна обеспечить типично зональный облик ландшафта, с другой — модифицировать его до неузнаваемости, придав интразональные или экстразональные черты. Поэтому ландшафтная структура природных зон никогда не бывает гомогенной. Она всегда многолика. И с этим необходимо считаться при хозяйственном использовании земель, что убедительно демонстрирует пояс полесий-ополий Центральной России.
10. Волкова Н.И. Структурно-генетический ряд ландшафтов полесий и ополий // Современные проблемы физической географии. М., 1989. С. 122-135.
11. Гаель А.Г., Смирнова Л.Ф. Пески и песчаные почвы. М.: ГЕОС, 1999.
12. Земляков Б.Ф. О древних материковых дюнах Казанского и Ветлужско-Вятского левобережья // Тр. комиссии по изучению четвертичного периода АН СССР. 1935. Т. 4, вып. 2. С. 287-361.
13. Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет (кайнозой: от палеоцена до голоцена). М.: ГЕОС, 1999.
14. Лёссовый покров Земли и его свойства. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2001.
15. Марков К.К. Древние материковые дюны Европы // Природа. 1928. № 6. С. 554-574; № 9. С. 327-332.
16. Мильков Ф.Н. Ополье — Полесский ландшафтный пояс Русской равнины // Физическая география: современное состояние, закономерности, проблемы. Воронеж. Изд-во ВГУ, 1981. С. 284-300.
17. Никитин С.Н. Владимирский чернозем // Изв. Геол. ком. 1885. Т. 4. С. 98-111.
18. Обручев В.А. Проблема лёсса // Избр. работы по географии Азии. Т. 3. М.: Географгиз, 1951. С. 243—275.
19. Пашканг К.В. Мещовское ополье // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 1961. № 3. С. 67-69.
20. Развитие ландшафтов и климата Северной Евразии. Поздний плейстоцен — голоцен, элементы прогноза. Вып. 1. Региональная палеогеография. М., 1993.
21. Солнцев Н.А. Природно-географические районы Московской области // Избр. тр. Учение о ландшафте. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2001. С. 319-336.
22. Спиридонов А.И. О происхождении лёссовых пород // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 1960. № 5. С. 20-27.
23. Танфильев Г.И. О Владимирском черноземе // Тр. Вольного экон. об-ва. 1896. № 1. С. 47-53.
24. Тутковский П.А. Ископаемые пустыни Северного полушария. М., 1910.
25. Тюрюканов А.Н., Быстрицкая Т.Л. Ополья Центральной России и их почвы. М.: Наука, 1971.
26. Фадеев П.И. Пески СССР. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1951.
27. Фадеев П.И. Песчаные породы Мещерской низменности (в связи с ее осушением). М.: Изд-во Моск. ун-та, 1969.
28. Физико-географическое районирование Нечерноземного Центра. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1963.
Поступила в редакцию 28.02.2013
V.A. Nikolayev
PARAGENESIS OF FORESTED LOWLANDS (POLESYE) AND HIGH PLAINS (OPOLYE)
IN CENTRAL RUSSIA
Forested lowlands and high plains of Central Russia are paragenetically interlinked by the lateral energy and mass transfer. It was particularly active under cold and very dry periglacial conditions of the Late Pleistocene. The main factor of paragenesis was the western and south-western flow of air masses causing the agitation of sandy material over the alluvial-outwash lowlands, removal of coarse dust and physical clay and accumulation of loess sheets over the adjacent surfaces of moraine high plains. This predetermined different natural features and economic use of sandy lowlands covered with pine forests and loess high plains, once covered with broadleaved forests and then turned into agricultural lands.
Key words: paragenesis, Late Pleistocene, periglacial zone, continental dunes, aeolian orientation of sands, loess sheets.
