CC BY
119
ВЕСТНИК УДМУРТСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
БИОЛОГИЯ. НАУКИ О ЗЕМЛЕ
Исследования физико-географических особенностей региона
УДК 551.4:551.341
Г.Ш. Валиуллина, А.Г. Илларионов
ПЛЕЙСТОЦЕНОВОЕ ПЕРИГЛЯЦИАЛЬНОЕ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ НА ТЕРРИТОРИИ ЗАКАМЬЯ РЕСПУБЛИКИ ТАТАРСТАН
Излагаются основные положения современной «Г еокриологии» по вопросам перигляциального осадконакопле-ния и рельефообразования. На основе принципа актуализма рассматривается проявление этих процессов в плейстоцене на основных морфологических элементах земной поверхности - на водоразделах, в днище речных долин и на их склонах в пределах конкретной территории.
Ключевые слова: геокриология, плейстоценовая перигляциальная зона, перигляциальное осадконакопление и рельефообразование.
Геокриология и некоторые положения ее теории относительно процессов осадко- и рельефообразования в современной криолитозоне
Век тому назад, в 1909 г., польский географ В. Лозинский ввел в научный обиход термин «пе-ригляциальный» для обозначения «края плейстоценового ледника Европы с суровым климатом, где господствовало морозное выветривание, давшее обилие обломочного материала» [5. С. 8]. Раскрытию сущности процессов, происходящих во внеледниковой территории, получившей название «пе-ригляциальной зоны» или «перигляциальной области», в значительной степени способствовало становление такой научной дисциплины, как мерзлотоведение, переросшей впоследствии в геокриологию. Вклад русских ученых в разработку основ этой науки является исключительным. Истина, что «наука это дитя нужды», как нельзя лучше раскрывается историей становления и развития этих научных дисциплин. Дело в том, что основным «действующим лицом», управляющим процессами осадко- и рельефообразования во внеледниковой, перигляциальной зоне была и есть вечная мерзлота. Верхняя часть литосферы, скованная вечной мерзлотой и получившая название «криолитосферы» или «криолитозоны», как известно, занимает в настоящее время 65 % территории России. В эпохи плейстоценовых оледенений она, возможно, занимала всю или почти всю ее площадь. Необходимость освоения территорий с мерзлыми грунтами и была предпосылкой зарождения вышеупомянутых наук. Издание в 1998 г. Кембриджским университетом «Общей геокриологии» Э.Д. Ершова [22] является несомненным признанием авторитета российских ученых в изучении криолитозоны.
Вопросы осадконакопления и рельефообразования в современной криолитозоне подробно освещены в работах отечественных и зарубежных ученых - В.В. Баулина, Б.И. Втюрина, Е.А. Втюри-ной, Г.Ф. Грависа, Н.С. Данилова, Н.С. Даниловой, Б.Н. Достовалова, Э.Д. Ершова, Т.Н. Каплиной, Е.М. Катасонова, С.П. Качурина, В.Н. Конищева, В.А. Кудрявцева, А.И. Попова, Н.Н. Романовского, М.И. Сумгина, В.Л. Суходровского, П.Ф. Швецова, П.А. Шумского, Ж. Бюделя, Я. Демека, Я. Дыли-ка, А. Кайе, Ж. Трикара, А.Л. Ушборна и многих других.
Изучение современной криолитозоны выявило ряд фундаментальных закономерностей её строения и функционирования.
1. Лед, цементирующий органоминеральную часть пород криолитозоны, выступает как составная часть геологического разреза верхней части литосферы. В результате цикличного промерзания и про-таивания верхней части криолитозоны разной продолжительности - от суточной и сезонной до долгопериодичной геологической - минеральная часть криолитозоны подвергается существенному преобразованию. Причиной этих преобразований являются объемно-градиентные напряжения, вызванные изменениями физических характеристик мерзлых и талых пород. Эти преобразования сопровождаются изменением «структуры и текстуры минеральной части породы, которое при диагенезе обычного типа реализуется на протяжении десятков и сотен тысячелетий» [22. С. 201]. Был выделен особый тип литогенеза, названный мерзлотным, или криогенным, при котором возникает качественно новая порода -криогенная. Характерной особенностью криогенных пород является их текстура, представляющая собой совокупность криогенной текстуры и текстуры органоминеральной части осадков.
2. Наиболее глубокие преобразования свойств и характеристик исходных горных пород происходят в верхней сезонно-активной, или «деятельной», части криолитозоны. Здесь в пределах сезонно-талого (СТС) и сезонно-мерзлого (СМС) слоев в результате многократно повторяющихся переходов воды в лед и обратно (вода ^ лед) при расклинивающем действии кристаллов льда происходит активное дробление пород, или морозное выветривание. Продукт морозного выветривания - криоэлювий играет важную роль в формировании генетических и литолого-фациальных особенностей осадков перигляциальной зоны. Мощность криоэлювия зависит в основном от температурного режима верхней части криолитозоны, определяемого, в свою очередь, в значительной степени географической средой. Важную роль из показателей среды, влияющих на мощность и особенности строения криоэлювия, играют геологический субстрат, рельеф, экспозиция и крутизна склонов, растительность, заболоченность и обводненность территории [27].
3. Лед в криогенных породах содержится в разной форме. Особое осадко- и рельефообразующее значение имеют жильные и инъекционные льды. Жильные льды образуются в вертикальных мо-розобойных трещинах, имеющих в плане вид полигональной решетки, а в разрезе - форму клина или жилы. Вследствие этого они получили название полигонально-жильных льдов [30; 32]. Инъекционный лед представляет собой скопление, образовавшееся в результате внутригрунтового замерзания и кристаллизации свободной подземной воды, внедрившейся в мерзлые или промерзающие горные породы под напором [22].
4. Разнообразие и формы текстур в мерзлых породах в значительной степени определяются составом и строением их органоминеральной части. Большим разнообразием отличаются криогенные текстуры слоистых пород различного литологического состава. В контактирующих слоях разными механическими и теплофизическими свойствами резко дифференцируются процессы усадки и набухания, соответственно объемно-градиентные напряжения, сопровождающиеся самыми разнообразными нарушениями первичного залегания горных пород. Эти нарушения получили название криодислокаций [13].
5. Текстуры мерзлых пород после деградации мерзлоты «консервируются» в разрезах горных пород и формах рельефа бывших перигляциальных областей как надежные индикаторы смены палеогеографических обстановок. Так, например, после деградации мерзлоты полигонально-жильные льды, существенно наследуя текстурные особенности мерзлых пород, трансформируются в псевдоморфозы по ледяным клиньям. На земной поверхности они сохранились в виде форм полигональноблочного микрорельефа. Инъекционный лед после своей деградации запечатлел в текстуре вмещающих пород самые разнообразные по форме и размерам криодислокации.
6. Морозное выветривание, сопровождающееся тысячекратно повторяющимися процессами промерзания и протаивания, обусловливает тонкий механический состав криоэлювия [26]. В криоэлювии по осадочным породам, как правило, доминирует фракция мелкого алеврита (0,05-0,01 мм). Тонкий механический состав криоэлювия вместе с другими климато-ландшафтными условиями перигляциальной зоны (слабое проективное покрытие продуктов выветривания растительностью; повышенная их увлажненность, а местами тиксотропность; затяжное снеготаяние; моросящий характер дождей и т.д.) делает его легко доступным для сноса и транспортировки разными агентами рельефообразования.
7. Криогенный литогенез придает всему генетическому ряду четвертичных осадков специфические особенности строения и залегания. Последние стали основанием для выделения их в особую пе-ригляциальную формацию [14]. Значительное место в составе этой формации занимают склоновые отложения, формирующиеся в результате «вязкопластического течения увлажненных тонкодисперсных грунтов и почвы» [34]. Это течение сопровождается формированием сильно выположенных (до
1,5 - 30) солифлюкционных склонов и коррелятных им солифлюкционных отложений. Затяжное снеготаяние усиливает рельефообразующую роль снежников. Их деятельность, получившая название ни-вации [13], играет существенную роль в преобразовании морфологии подстилающего рельефа. Весьма специфическими особенностями строения и залегания отличаются аллювиальные отложения, накапливающиеся в перигляциальной климато-ландшафтной обстановке [5; 8; 15]. Очень заметную роль в структуре литодинамических комплексов перигляциальной зоны занимают ветро-песчаные потоки и сформированные ими эоловые формы рельефа и осадки. Широкое, практически повсеместное развитие осадков перигляциальной формации придает ей в целом покровный характер залегания.
Изучение геологических и геоморфологических процессов современной криолитозоны имело и важное методологическое значение для глубокого понимания с позиций актуализма [24] процессов и явлений в мерзлых грунтах в геологическом прошлом, особенно в эпохи четвертичных оледенений.
Следы их проявления сохранились в геологических разрезах и рельефе земной поверхности в виде реликтовых образований. Изучение последних является одним из эффективных методических приемов восстановления природной обстановки плейстоценовых перигляциальных областей Земли [11; 29].
Плейстоценовый перигляциальный морфогенез и условия его проявления на исследуемой территории
Изучение плейстоценовых перигляциальных явлений как особое научное направление палеогеографии и геоморфологии оформилось первоначально в Западной Европе. Это направление, как справедливо отмечает Г.П. Бутаков [5], особо заметно прослеживается в работах немецких, французских, чешских и польских исследователей. Однако первые работы в этом направлении были сделаны еще в 20-30-х гг. прошлого века отечественными учеными Д.Н. Соболевым, А.Н. Мазаровичем, Е.В. Шанцером и др.
Работы по изучению плейстоценовых перигляциальных явлений выявили их широкое территориальное распространение - от Западной Европы до равнин и возвышенностей Сибири и Казахстана. Заметный вклад в изучение плейстоценовых перигляциальных явлений России и сопредельных с нею территорий внесли А.А. Асеев, В.В. Бердников, М.Н. Бойцов, А.А. Величко, Ф.А. Каплянская и В.Д. Тарноградский, А.И. Москвитин, Б.А. Федорович и др. Основательно они были изучены на востоке Русской равнины представителями казанской школы климатической геоморфологии - А.П. Дедко-вым и его учениками и последователями - Ю.В. Бабановым, Г.П. Бутаковым, В.И. Мозжериным и др. [18; 19; 25]. Они же дали более развернутую характеристику содержания понятия «перигляциальная зона», признаки которой ранее наиболее полно были охарактеризованы Э.И. Равским [28]. Перигля-циальная зона, по представлениям казанских геоморфологов, «представляет собой территорию, характеризующуюся суровым климатом, с многолетней или мощной сезонной мерзлотой, скудной растительностью и арктической фауной, в которой формируются специфические формы рельефа, корре-лятные им осадки с характерными текстурами» [5. С. 9].
Однако эти общие черты перигляциальной зоны в деталях существенно отличались даже на небольшой территории. Причиной этой изменчивости, как и сейчас, служила ландшафтная дифференциация географической среды, контролируемая пространственной сменой ее составных элементов -рельефа, геологического субстрата и др.
Влияние ландшафтной дифференциации на процессы осадконакопления и рельефообразования плейстоценовой перигляциальной зоны особенно хорошо проявляется на территории Закамья РТ. Его географическое положение и орографическое районирование было дано нами в одной из предыдущих работ [7]. Территория его четко подразделяется на три крупные орографические единицы - Западное, Центральное и Восточное Закамье. В контурах этих крупных орографических единиц выделяются орогидрографические блоки более мелкого порядка. Они отличаются друг от друга значениями «высотного поля» междуречий, количеством и выраженностью ступенчатости рельефа в их контурах, рисунком эрозионного расчленения и т.д.
Различия в геоморфологическом строении Закамья обусловлены историей тектонического и геологического развития Татарского свода Русской платформы. Дифференцированный характер развития разных частей этой крупной структуры на протяжении всей предплейстоценовой истории привел, в конечном итоге, к обособлению современных орографических единиц, унаследовавших в своем строении и развитии те или иные «генные» признаки своих структурно-геологических предшественников. Для междуречных пространств территории Закамья характерна хорошо выраженная ярусность (ступенчатость) рельефа. Наиболее высокая ступень - «верхнее плато» Русской равнины - располагается здесь на абсолютных отметках 250 и более метров. Поверхности с абс. отметками 180-220 м соответствуют уровню «нижнего плато». Наиболее низкая ступень - «придолинная денудационная поверхность» имеет абс. отметки 140-160 м. Эти ступени рельефа являются денудационными поверхностями выравнивания Русской равнины [7; 20; 21]. Две верхние ступени характерны для всей Русской равнины. Придолинная денудационная поверхность является локальной, и на исследуемой территории она не выходит за контуры плейстоценовых речных долин. Разновысотные ступени междуречий образовались при различной глубине размыва (денудации) разреза верхней части земной коры. Поэтому на разновысотных ступенях междуречий вскрывается и экспонируется на дневную поверхность конкретная часть разреза коренных пород, лежащая на определенной глубине. Нижняя ступень вскрывает породы пограничной части разреза пород нижнего и среднего отделов перми. На поверхности нижнего плато экспонируются
породы среднего (биармийского) отдела перми. Породы верхней части разреза этого же отдела экспонируются в основном на поверхности верхнего плато.
Породы упомянутых стратиграфических подразделений перми имеют ритмичное строение. Каждый ритм начинается с терригенных толщ (гравийники, галечники), постепенно сменяющихся вверх по разрезу песками, алевритами. Ритм обычно завершается глинами, сильно обогащенными карбонатом, или же маломощными пластами известняков. Процессами диагенеза эти породы во многих местах преобразованы. В плейстоцене на уровне денудационного среза могли оказаться как скальные (конгломераты, песчаники, известняки), так и полускальные и рыхлые (алевролиты, пески) или же вязкие (глины) породы. Исходные свойства этих пород, находившихся в эпохи оледенений в деятельном слое криолитозоны, были существенно изменены под воздействием криодиагенетических процессов. Наиболее ярко эти изменения выразились в структуре и текстуре горных пород.
Восток Русской равнины, куда относится и территория Татарского Закамья, характеризуется достаточно подробной характеристикой процессов плейстоценового перигляциального лито- и морфогенеза [5; 8; 18]. Следы этих процессов были выявлены на всех основных морфологических элементах земной поверхности - на водоразделах, на склонах и в днищах речных долин [4; 25]. Изменчивость свойств составных компонентов ландшафта определяла одновременно разнообразие типов и специфику проявления одних и тех же процессов в конкретной географической обстановке. Именно эта обстановка во многом определяла локальные и региональные особенности перигляциальных процессов и последствий их проявления.
Плейстоценовое перигляциальное рельефообразование на исследуемой территории
По результатам исследований, проведённых авторами, и материалам предшествующих публикаций [5; 23] видно, что на водоразделах этой территории в геологических разрезах и в формах рельефа земной поверхности нашли отражение перигляциальные процессы, связанные с мерзлотным выветриванием, криостатическим давлением и морозным пучением пород и осадков в сезонно-активном слое, морозобойным растрескиванием земной поверхности.
Уникальными в описываемом районе являются криогенные текстуры, образованные криостатиче-ским давлением и морозным пучением в толще пород, находящихся на уровне денудационного среза нижнего плато. На отметках 200-220 м можно наблюдать залегание толщи пород среднего отдела перми. Толща состоит из чередующихся пачек мелкозернистого песчаника на карбонатном цементе мощностью от 0,1 до 0,15 м и пачек красновато-коричневых глин и аргиллитов мощностью от 0,2 до 2,0 м. В районе г. Нижнекамска, где эти породы описаны нами на стенках крупного (около 10 км2) котлована строящегося производственного комплекса, мощность песчаников обычно не превышает 0,4 м, а глин
0,7 м. Кроме толщи коренных пород, в верхней части разреза наблюдаются невыдержанные по простиранию линзообразные пласты рыхлых песков и суглинков мощностью 0,5-0,7 м. Последние, судя по вещественному составу, представляют собой продукты близкого переотложения и накопления продуктов морозного выветривания коренных пород в локальных неровностях плейстоценового рельефа. Пласты рыхлых песков, мощностью до 0,5 м, встречаются и в толще коренных пород.
Описанные здесь и в других местах криогенные текстуры относятся к двум типам. Первый из них относится к инволюциям, или криотурбациям. Эти текстуры формируются в деятельном слое криолитозоны. Породы, зажатые между многолетней мерзлотой снизу и сезонно промерзающей толщей сверху, испытывают сильное криостатическое давление, сопровождаемое преобразованием исходной структуры и текстуры пород. Сформировавшиеся при этом криогенные текстуры, в основном в рыхлых четвертичных отложениях, достаточно подробно описаны Г.П. Бутаковым [5]. Нами они описаны в толще коренных пород, состоящей из вышеупомянутых пластов песчаников и глин. Одним из характерных признаков инволюций в данном случае является внедрение в толщу песков крупных (до 12-15 см) ксенолитов глин и аргиллитов [23].
Второй тип мерзлотных текстур связан с образованием складок в толще тех же слоистых пород. Поперечник большинства отмеченных нами складок колеблется в пределах 10-30 м. Преобладают пологие антиклинальные складки; в котловане у г. Нижнекамска описана сундучная складка [23]. Средняя амплитуда складок осталась невыясненной, поскольку замки большинства складок оказались срезанными последующей денудацией. Однако, судя по мощности четвертичных отложений, накопившихся в понижениях, окаймляющих складки, амплитуда криогенных складок была не менее 1,5 м [23]. Эти складки, на наш взгляд, представляют собой «корни» бугров пучения, широко представленных в районах развития современной криолитозоны в виде гидролакколитов (булгунняхи, пинго).
В текстуре коренных пород и четвертичных отложений рассматриваемой территории широко развиты псевдоморфозы по ледяным клиньям, сформировавшиеся после деградации полигональножильных льдов. Деградация мерзлоты и формирование псевдоморфоз сопровождались образованием на дневной поверхности полигонально-блочного микрорельефа. География его распространения обширна [2; 3; 5; 9-11; 30]. В описываемом районе этот рельеф хорошо дешифрируется на снимках из космоса с разрешающей способностью исходных материалов в метры или первые десятки метров. Полигонально-блочный микрорельеф на поверхности нижнего плато занимает местами площади, превышающие десятки квадратных километров (рис. 1).
Четырёх- и шестиугольные полигоны по размерам делятся на три категории: крупные, но редкие по численности, достигающие в поперечнике 80-120 м; преобладающие - средние, колеблющиеся в поперечнике от 20 до 40 м и вложенные в них, мелкие с поперечником 1,5 - 2,0 м, 5,5 - 6,0 м, 8 - 12 м.
Рис. 1. Изображение криогенного полигонально-блочного микрорельефа на снимке из космоса
(район г. Нижнекамска)
Образование полигонально-блочного микрорельефа является одним из возможных и весьма существенных механизмов перигляциальной планации земной поверхности. Мерзлотная жила глубиной до 3 м и шириной 2 м в «кровле», ограничивающая шестиугольный блок поперечником 30 м, после своей деградации, как показывают расчеты, в состоянии вместить в себя почти 1,5 тыс. м3 рыхлых отложений. Этому механизму в планации земной поверхности, на наш взгляд, до сих пор не уделяли должного внимания. Это был, по существу, специфический перигляциальный, термокарстовый механизм планации земной поверхности. Он обеспечивал активное развитие рельефа междуречий перигля-циальных областей. В межледниковье рельефообразование на междуречьях заметно стабилизировалось вследствие восстановления на их площадях зональных типов почвенно-растительного покрова.
Перейдем к рассмотрению процессов осадконакопления и рельефообразования на склонах, оставив за рамками этой статьи другие криогенные текстуры и формы рельефа, развитые на междуречьях и достаточно подробно описанные в работе Г.П. Бутакова [5]. Склоны в перигляциальной обстановке были весьма динамичными формами рельефа. На них активно происходили процессы:
• выполаживания и формирования климатического типа асимметрии склонов;
• структурной препарировки пластов горных пород и образования структурных ступеней и террас;
• нивации;
• образования деллей.
Более подробно мы остановимся на двух последних процессах, менее изученных в Закамье. Процесс же формирования климатического типа асимметрии склонов в долинах малых рек прекрасно освещен в исследованиях Ю.В. Бабанова, Г.П. Бутакова, А.П. Дедкова, В.И. Мозжерина, А.М. Трофимова, А.А. Куржановой и других. По мнению А.П. Дедкова, общей причиной, придающей черты сходства асимметрии склонов долин средних и малых рек в перигляциальной обстановке, является различие общей направленности и интенсивности склоновых процессов, прежде всего солифлюкци-онных на разноэкспонированных склонах [18]. Позднее, для востока Русской равнины, благодаря богатому фактическому материалу, эта точка зрения была подтверждена в работе Г.П. Бутакова [5].
Плащ плейстоценовых делювиально-солифлюкционных отложений на востоке Русской равнины достигает наибольшей мощности (местами до 30 м) именно в описываемом нами районе [1; 5]. Осадконакопление на склонах прерывалось событиями, происходящими практически одновременно -образованием горизонтов погребенных почв и поверхностей размыва. Используя следы этих событий, единый плащ делювиально-солифлюционных отложений Закамья нам удалось расчленить на пять частично палеонтологически подтвержденных разновозрастных толщ [1]. Образование горизонтов погребенных почв и поверхностей размыва происходило в эпохи межледниковий, а толщ делю-виально-солифлюкционных отложений - в эпохи оледенений. В склоновых отложениях Закамья эти палеогеографические рубежи начинают прослеживаться с периода похолодания, соответствующего по времени, скорее всего, последним фазам окского оледенения.
В проблеме формирования асимметрии склонов мы постарались оценить влияние двух факторов: 1) структурно-геологической основы территории и 2) порядка водотоков. Влияние структурногеологического фактора оценивалось путем сравнения степени выраженности коэффициента асимметрии (А). Он вычислялся по известной методике Г. Карраша [5]. Для сопоставления были взяты две орографические единицы, отличные друг от друга по истории структурно-геологического развития -Западное и Центральное Закамья. Долины главных рек Центрального Закамья - Шешмы, Кучуя, Зая прослеживаются со времени предкинельского вреза. Контуры долин рек Западного Закамья образовались в более позднее время - после окончательной регрессии раннеэоплейстоценовых озернолиманных водоемов. Допуская зависимость значения А от порядка водотоков, определяемого согласно классификации Штраллера - Философова, мы априорно исходили из представлений А.П. Дедкова [17]. Он полагал наличие связи между порядком водотоков и их возрастом. Эта связь подтверждается, прежде всего, геологическими данными: чем выше порядок водотоков, тем древнее аллювиальные осадки, слагающие их террасы. Геоморфологическим подтверждением этой закономерности должно быть увеличение значения А по мере возрастания порядка водотока, то есть от общей продолжительности проявления процесса, сыгравшего ведущую роль в образовании асимметрии. Приводимая ниже таблица свидетельствует о влиянии обоих рассматриваемых факторов на величину коэффициента А.
Зависимость значений А от орогидрографического положения водотоков и от их порядков
Порядок водотоков и их количество Орографические подразделения Значения А
тіп тах среднее
I 10 Зап. Закамье 0,06 0,71 0,37
5 Цент. Закамье 0,45 0,8 0,59
II 11 Зап. Закамье 0,05 0,8 0,46
9 Цент. Закамье 0,17 0,93 0,65
III 1 Зап. Закамье 0,1 0,87 0,55
14 Цент. Закамье 0,12 0,9 0,56
IV 7 Зап. Закамье 0,17 0,86 0,56
16 Цент. Закамье 0,2 0,88 0,6
Образование структурных террас и разновысотных ступеней на склонах происходит в результате препарировки кровли пластов, устойчивых к процессам денудации. Это явление широко распространено в плейстоценовой перигляциальной зоне, в том числе и на востоке Русской равнины [5; 18]. К условиям, способствующим формированию структурных террас, помимо наличия пластов пород, устойчивых к денудации, относится глубина расчленения рельефа. Последняя определяет мощность осадков, вскрытых эрозией, и число «устойчивых пластов», экспонируемых на эрозионную поверхность. В опи-
сываемом районе к северо-востоку от г. Азнакаево при общей амплитуде расчленения земной поверхности 180-200 м картируются, например, три структурные ступени, находящиеся приблизительно на высотах 200, 260 и 320 м. По правобережью р. Мели часто картируется структурная терраса на абс. отметках около 140 м. Проявление в рельефе элементов залегания устойчивых пластов горных пород придает его морфологии хорошо выраженные структурно обусловленные черты строения (рис. 2). Ширина структурных террас составляет обычно первые сотни метров и редко достигает 1,0 км.
Рис. 2. Куэстообразная микроступенчатость рельефа, обусловленная моноклинальным залеганием пластов устойчивых пород (район к востоку от г. Азнакаево). На переднем плане нивальные западины и ниши
Специфическое морфологическое строение склоны речных долин и уступы разновысотных поверхностей выравнивания имеют в местах развития нивальных форм. Как реликтовые перигляциаль-ные формы рельефа на востоке Русской равнины они отмечались в работе Г.П. Бутакова [5] и других исследователей. Однако детальную морфологическую и возрастную характеристику в Вятско-Камском регионе, на территории Удмуртии они получили в работе Л.Р. Терентьевой [33].
Нивальные формы, исследованные нами на территории Татарского Закамья, имеют много общих черт строения с нивальными формами Удмуртии. Описанные Л.Р. Терентьевой нивальные западины, ниши, чаши, лотки, ложбины с близкими морфометрическими параметрами встречаются и в Закамье, за исключением крупных округлых и овальных цирков и комплексов, достигающих в поперечнике 1,5-2,0 км. Такие крупные нивальные формы включают в себя практически все вышеперечисленные нивальные формы. Отсутствие в Закамье крупных нивальных цирков и комплексов связано, возможно, с меньшими мощностями толщ аргиллитов и глин, экспонирующихся здесь на склонах. В Удмуртии эти породы имеют значительно большую мощность. Зато в Закамье широко представлен другой комплекс нивальных форм, включающий в себя нивальные лотки и ложбины, непрерывно прослеживаемые на склонах на протяжении нескольких километров. Мы считаем возможным и необходимым дополнить существующую классификацию склонов [31] еще одним генетическим типом -нивальным (рис. 3).
Надежная возрастная привязка времени образования нивальных форм отсутствует. Местами, однако, обнаруживается слияние днищ нивальных форм в единый геоморфологический уровень с поверхностями плейстоценовых террас. Притом вложенный характер строения позднеплейстоценовых надпойменных террас (первой и второй) повторяют и днища нивальных форм. Это дает основа-
ние предполагать одновременное образование поверхностей упомянутых террас и днищ нивальных форм. Судя по возрасту террас, образование нивальных форм происходило в эпохи позднеплейстоценовых оледенений - ранневалдайского (калининского) и поздневалдайского (осташковского).
Рис. 3. Нивальный склон
Уникальными реликтовыми формами в Закамье являются делли, широко распространенные в современной перигляциальной зоне [16; 30; 32]. Эти формы практически отсутствуют севернее, на территории Удмуртии. Подробная характеристика деллей приведена в статье Г.Ш. Валиуллиной (Вестн. Удм. ун-та. Сер. Биология. Науки о Земле. 2010. Вып. 3). При всей четко выраженной линейности следствием проявления деятельности деллей является, скорее всего, плоскостная эрозия склонов. Деятельность густой сети неглубоко врезанных деллей проявляется не только в пределах их контуров, но охватывает узкие валики и грядки между ними. Однако эрозионный смыв с поверхности валиков и заполнение деллей, по-видимому, находились в определенном равновесии. Этому способствовал обломочный материал, снесенный в делли. Его рыхлое строение с большим количеством пустот между обломками благоприятствовало быстрому поглощению поверхностного атмосферного и талого стока. Роль стока сводилась в основном к смыву мелкозема в постоянные водотоки. Об этом свидетельствует отсутствие в устьях деллей морфологически выраженных конусов выноса. Терри-генный материал, заполняющий тальвеги деллей, служил, по-видимому, своеобразным регулятором, обеспечивающим относительно стабильный баланс между эрозионными и аккумулятивными процессами на таких склонах. Комплекс криогенных процессов на них - морозное выветривание, мелкорыт-винная линейная эрозия в прибровочной части склонов, медленная солифлюкция [13; 34] - способствовал, видимо, их медленной плоскостной планации.
Таким образом, склоновые процессы в плейстоценовой перигляциальной климато-ландшафтной обстановке характеризовались более широким «спектром». Плейстоценовые перигляциальные склоны и присущие им морфологические черты сохранились вплоть до настоящего времени. Этому в значительной степени способствовал восстановившийся почвенно-растительный покров межледниковых эпох. Он заметно сузил спектр проявления склоновых процессов, а сформировавшиеся различные
генетические типы перигляциальных склонов (солифлюкционные, делювиальные, нивальные и др.) «законсервировал» в виде реликтов.
Сущность процессов осадконакопления и рельефообразования в днищах речных долин была детально освещена в работах Г.И. Горецкого [14; 15], ставших уже классическими. На основании его работ и результатов последующих исследований [5; 8; 25] можно считать доказанным, что лито- и морфогенез в днищах речных долин внеледниковой зоны в значительной степени контролировался сменой климато-ландшафтной обстановки межледниковий и следующих за ним оледенений. В аллювии рек внеледниковой зоны, соответствующем начальным фазам межледниковья, повсеместно наблюдаются фации размыва. Они свидетельствуют о преобладании в русловых процессах глубинной эрозии. Впоследствии фаза глубинной эрозии постепенно замещается перстративной эрозией, сопровождавшейся накоплением фациально расчлененного аллювия нормальной мощности. В эпохи оледенений вследствие возрастания твердого стока, интенсивно поставляемого в русла рек солифлюкци-ей и делювиальными процессами, перстративное осадконакопление замещалось констративным. Поверх нормального аллювия накапливался специфический перигляциальный аллювий повышенной мощности [5; 8; 25].
Подобные эрозионно-аккумулятивные процессы происходили не только в долинах постоянных водотоков, но и в ложбинно-балочной сети, формирующей с реками единую дренажную систему. Нам это удалось частично показать на примере погребенных ложбин левобережья Камы, соответствующих по времени формирования эпохам среднеплейстоценовых межледниковий (лихвинского и одинцовского) и следующих за ними оледенений (соответственно днепровского и московского) [1]. Этот материал, нуждающийся еще в палеонтологическом подтверждении, косвенно указывает на асинхронное проявление фаз эрозии и аккумуляции в главных звеньях флювиальных систем. Глубинная эрозия, проявившаяся в начале межледниковья, продвигалась регрессивно от главных «стволов» флювиальных систем к их верхним звеньям и, по-видимому, завершилась здесь лишь в конце гумидной фазы межледниковья. Об этом косвенно свидетельствует «захоронение» верхних звеньев флювиальных систем преимущественно делювиальными осадками, накопление которых приходится в основном на холодные семиаридные и экстрааридные фазы оледенения (рис. 4).
В особом ряду среди плейстоценовых перигляциальных процессов стоят эоловое осадконакопление и рельефообразование. Они проявились на всех основных морфологических элементах земной поверхности. Генезис и возраст песчаных образований востока Русской равнины подробно охарактеризованы в геоморфологической литературе. В освещении этих вопросов мы придерживаемся точки зрения казанских геоморфологов [5; 6; 18]. Причин резкой активизации эоловых процессов, на наш взгляд, могло быть несколько.
Рис. 4 . Климатические ритмы плейстоцена и спектр экзогенных рельефообразующих процессов в эпохи межледниковья-оледенения (по 4,12 с исправлениями и дополнениями). 1 - теплообеспеченность; 2 -влагообеспеченность; процессы - 3 - эрозия в долинах рек; 4 - линейная эрозия на склонах; 5 - накопление гумидного аллювия; 6 - накопление пергляциального аллювия; 7 - солифлюкция; 8 - делювиальный смыв; 9 - эоловый, включая лессонакопление и облессование; 10 - образование криоэлювия; 11 -термокарстовой планации; 12 - образование зональных межледниковых почв.
Во-первых, это было время коренной перестройки природной среды от эпох оледенений к меж-ледниковьям, сопровождавшейся началом ее «иссушения». Из климатических причин одной из важнейших, очевидно, была смена циркуляции воздушных масс. Наличие в толще эоловых отложений обломков с «пустынным загаром» указывает, скорее всего, на частое внедрение в это время в бывшие перигляциальные области сухих воздушных масс. Другой существенной причиной активизации эоловых процессов могла быть обширная площадь аккумуляции перигляциального аллювия тонкого механического состава, не закрепленного растительностью.
Выводы
1. Изложенный материал однозначно свидетельствует, что перигляциальный тип рельефообразо-вания характеризовался более широким спектром геоморфологических процессов и созданных ими форм рельефа. Он охватил все основные морфологические элементы земной поверхности (рис. 4).
2. Особенно активным в плейстоценовой перигляциальной зоне был комплекс склоновых процессов - солифлюкционных, делювиальных, морозной препарировки условий залегания (структуры) горных пород и др. Литодинамические процессы на склонах, будучи основным фактором в формировании пространственных и временных соотношений между различными генетическими типами осадков перигляциальной формации, сыграли исключительную роль не только в осадконакоплении, но и рельефообразовании перигляциальной зоны.
3. На территории бывших плейстоценовых перигляциальных областей большая часть форм рельефа сохранилась в виде реликтов ледниковых климатических эпох. Именно эти формы в описываемом районе определяют главнейшие морфологические черты современного облика земной поверхности.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Алексеева Э.В., Валиуллина Г.Ш., Илларионов А.Г. К строению покровной толщи Ворошиловского месторождения песка // Вестн. Удм. ун-та. Сер. Науки о Земле. 200б. №11. С. 257-2б8.
2. Бердников В.В. Палеокриогенный микрорельеф центра Русской равнины. М.: Наука, 197б. 127 с.
3. Бердников В.В., Бутаков Г.П., Илларионов А.Г. Криогенный микрорельеф плейстоценовой перигляциальной зоны равнинных территорий СССР // Экзогенные процессы и эволюция рельефа. Казань, 1983. С. 38-58.
4. Бутаков Г.П., Илларионов А.Г. Основные закономерности развития перигляциальных явлений на равнинах Предуралья и Зауралья // Геоморфология. 1982. №1. С. бб-71.
5. Бутаков Г.П. Плейстоценовый перигляциал на востоке Русской равнины. Казань: Изд-во Казан. ун-та, 1983. 143 с.
6. Валиуллина Г.Ш. Песчаные покровы на территории Прикамья // Вестн. Удм. ун-та. Сер. Науки о Земле. 2007. №11. С. б5-73.
7. Валиуллина Г.Ш., Илларионов А.Г. Орография и некоторые черты геоморфологического строения Закамья // Развитие рельефа равнин: геоморфологические и геоэкологические проблемы. Казань: Изд-во Казан. унта, 2007. С. 55-б3.
8. Васильев Ю.М. Отложения перигляциальной зоны Восточной Европы. М.: Наука, 1980. 172 с.
9. Величко А.А. Криогенный рельеф позднеплейстоценовой перигляциальной зоны (криолитозоны) Восточной Европы // Четвертичный период и его история. М., 19б5. С. 104-120.
10. Величко А.А. Природный процесс в плейстоцене. М.: Наука, 1973. 25б с.
11. Величко А.А., Бердников В.В. Вторая жизнь вечной мерзлоты // Природа. 1975. №11. С. 95-105.
12. Величко А.А. К вопросу о последовательности и принципиальной структуре главных климатических ритмов плейстоцена // Вопр. палеогеографии плейстоцена ледниковых и перигляциальных областей. М.: Наука, 1981. С.220-24б.
13. Гляциологический словарь. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 528 с.
14. Горецкий Г.И. О перигляциальной формации // Бюл. комис. по изучению четвертичного периода. 1958. №22. С. 3-23.
15. Горецкий Г.И. Аллювий великих антропогеновых прарек Русской равнины. Прареки Камского бассейна. М.: Наука, 19б4. 41б с.
16. Гравис Г.Ф. Склоновые отложения Якутии. М.: Наука, 19б9. 128 с.
17. Дедков А.П. О связи порядка и возраста речных долин // Вопр. морфометрии. Саратов: Изд-во Сарат. ун-та, 19б7. Вып. 2. С.75-81.
18. Дедков А.П. Экзогенное рельефообразование в Казанско-Ульяновском Поволжье. Казань: Изд-во Казан. ун-та, 1970. 25б с.
19. Дедков А.П., Бутаков Г.П., Мозжерин В.И. Теоретические проблемы современной климатической геоморфологии // Проблемы структурно-климатического подхода к познанию рельефа. Новосибирск: Наука, 1982. С. 21-28.
20. Дедков А.П. Верхнее плато Восточно-Европейской равнины // Геоморфология. 1993. №4. С. 82-88.
21. Дедков А.П., Мозжерин В.В. Новые данные о генезисе и возрасте нижнего плато Приволжской возвышенности // Геоморфология. 2000. №1. С. 56-61.
22. Ершов Э.Д. Общая геокриология. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2002. 682 с.
23. Илларионов А.Г., Валиуллина Г.Ш. Некоторые черты осадко- и рельефообразования в плейстоценовом пе-ригляциале Прикамья на территории Удмуртии и Татарстана // Вестн. Удм. ун-та. Сер. Науки о Земле. 2007. №11. С. 95-109.
24. Катасонов Е.М. Принципы историзма и актуализма в геокриологии // Проблемы геокриологии. Новосибирск: Наука, 1973. С. 19-25.
25. Климатическая геоморфология денудационных равнин. Казань: Изд-во Казан. ун-та, 1977. 227 с.
26. Конищев В.Н. Формирование состава дисперсных пород в криолитосфере. Новосибирск: Наука, 1981. 195 с.
27. Кудрявцев В.А. Температура верхних горизонтов вечномерзлой толщи в пределах СССР. М.: Изд-во АнСССР, 1954. 183 с.
28. Равский Э.И. Осадконакопление и климат внутренней Азии в антропогене. М.: Наука, 1972. 335 с.
29. Романовский Н.Н. Закономерности развития полигонально-жильных образований и использование их для палеогеографических реконструкций // Палеокриология в четвертичной стратиграфии и палеогеографии. М.: 1973. С. 50-55.
30. Романовский Н.Н. Формирование полигонально-жильных структур. Новосибирск: Наука, 1977. 214 с.
31. Рычагов Г.Н. Общая геоморфология. М.: Наука, 2006. 415 с.
32. Суходровский В.Л. Экзогенное рельефообразование в криолитозоне. М.: Наука, 1979. 280 с.
33. Терентьева Л.Р. Нивальные формы рельефа на территории Удмуртии: автореф. дис. ... канд. геогр. наук. Казань, 2006. 25 с.
34. Тимофеев Д.А. Терминология денудации и склонов. М.: Наука, 1978. 243 с.
Поступила в редакцию 07.09.10
G.Sh. Valiullina, A.G. Illarionov
Pleistocene periglacial relief formation on the territory of Zakamye in Republic Tatarstan
The article covers the main positions in modern Geocryology such as the issues of periglacial sedimentation and relief formation. On the basis of the actualism principle, the authors contemplate the development of the processes considered on the main morphological elements of the earth surface such as water sheds, thalwegs and river slopes, in the Pleistocene rock series.
Keywords: geocryology, pleistocene periglacial area, periglacial sedimentation and relief formation.
Валиуллина Гульфия Шамсиевна, аспирант
ГОУВПО «Набережночелнинский государственный педагогический институт»
423809, Россия, Республика Татарстан, г. Набережные Челны, ул. Низаметдинова, 28
Илларионов Алексей Григорьевич, кандидат географических наук, профессор ГОУВПО «Удмуртский государственный университет»
426034, Россия, г. Ижевск, ул. Университетская, 1 (корп. 4)
Valiullina G.Sh., postgraduate student Naberezhnochelninsky State Pedagogical Institute
423034, Russia, Republic Tatarstan, Nabezhny Chelny, Nizametdinov str., 28
Illarionov A.G., candidate of geography, professor Udmurt State University
462034, Russia, Izhevsk, Universitetskaya str., 1/4
