Палеогеографические закономерности развития

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
им. М.В. ЛОМОНОСОВА
-----------------------------------------------------Географический факультет
Палеогеографические закономерности
развития морфолитосистем Русской равнины.
Районирование. Стратиграфия. Геоэкология
Под редакцией
Доктора географических наук, Н.Г. Судаковой,
Кандидата геолого-минералогических наук С.С. Фаустова
Москва – 2013
УДК 551.89: 551 793 (470.3)
ББК 26.323.9
Публикуется по решению Ученого Совета географического факультета МГУ
от 15 марта 2013 года
Авторы
Н.Г. Судакова, С.И. Антонов, А.И. Введенская, Н.И. Глушанкова, С.С. Карпухин,
В.А. Костомаха, Н.В. Макарова, Г.М. Немцова, Г.И. Рычагов, С.С. Фаустов
Палеогеографические закономерности развития морфолитосистем Русской равнины.
Районирование. Стратиграфия. Геоэкология. Москва, МГУ, географический факультет,
2013. – 95 стр.
В комплексном палеогеографическом исследовании закономерностей развития морфолитосистем результативно использован руководящий системный подход. В результате многолетних исследований выявлены особенности развития геосистем в древнеледниковой области Русской равнины. Установлены
закономерности пространственной дифференциации показателей морфолитосистем (зональность, провинциальность, секторность) и эволюционные тенденции развития (направленность, ритмичность местные особенности). Представлена серия оригинальных литолого-геоморфологических и палеогеографических карт, систематизирующих данные по строению и составу морфолитогенной основы.По
дискуссионным вопросам стратиграфии уточнена позиция окского, днепровского, московского, калининского горизонтов. Внесены существенные поправки в представления о границах их распространения.
Показано, что окский покров достигал бассейна Верхней Оки. Из двух самостоятельных среднеплейстоценовых оледенений днепровское превосходило по площади московское. Продвижение калининского
оледенения в Центральном секторе было масштабнее осташковского. Дальнейшее развитие получило
новое палеогеографическое направление геоэкологии. Установленные закономерности морфолитогенеза
положены в основу создания обобщающей карты комплексного эколого-палеогеографического районирования обширной территории Русской равнины, на которой выделены палеогеографические зоны, провинции, области, районы с адресной оценкой состояния устойчивости природной среды. Пространственно-временные
закономерности
развития
геосистем
имеют
важное
палеогеографическое,
стратиграфическое и геоэкологическое значение.
Для палеогеографов, географов, геологов и всех лиц, интересующихся новейшей историей развития природного комплекса.
Рецензенты:
доктор географических наук, профессор С.И. Болысов
доктор географических наук Т.А. Янина
ISBN
©Географический факультет МГУ, 2013
Введение
Выявление палеогеографических (ПГ) закономерностей развития природного комплекса во времени и в пространстве, согласно Марковской парадигме [1960, 1965], – важнейшая задача фундаментального исследования плейстоцена. В этой связи морфолитосистема (МЛС) –
основное звено, базовая составляющая целостной геосистемы. МЛС является носителем и хранителем ценной геологической, геоморфологической, динамико-генетической и палеогеографической информации, расшифровка которой необходима для полноценных ПГ реконструкций
и корректных стратиграфических сопоставлений. Эти преимущества морфолитосистем по достоинству оценены ландшафтоведами, геоморфологами, литологами-палеогеографами, но, к сожалению, недостаточно осознаны геоэкологами. Познание ПГ закономерностей развития рельефо- и осадкообразования представляет огромный научный и практический интерес, в
частности, для оценки и прогноза геоэкологической напряженности. Знание закономерных тенденций пространственной и временной изменчивости показателей морфолитогенной основы
особенно актуально для территории Русской равнины, неоднородной в геологическом, геоморфологическом и палеогеографическом отношении. Вместе с тем, наряду с учетом тенденций
развития отдельных природных компонентов более предпочтительно рассматривать их в единой системе, формирующейся под влиянием и при взаимодействии зональных и азональных
системообразующих факторов (провинциально-геологических, динамико-генетических, зонально-географических) в конкретных регионах при определенных условиях. Возможность
объективной расшифровки показателей заложена в создании специальных карт (отраслевых
покомпонентных и комплексного районирования), систематизирующих обширную палеогеографическую информацию. Подобная пространственная дифференциация показателей природного комплекса востребована для адресной интегральной оценки геоэкологической устойчивости геосистем.
Эту многопрофильную непростую, но актуальную проблему предстоит решать в настоящем исследовании. Для её реализации выдвигаются следующие первостепенные задачи:
а) На основе системного подхода разработать руководящую стратегию исследования –
комплексное эколого-палеогеографическое районирование обширной территории. В соответствии с принятыми принципами и критериями оптимизировать методический алгоритм, усовершенствовать легенду к обобщающей карте комплексного районирования, следуя палеогеографическим приоритетам.
б) С помощью специализированных карт установить региональные и общие закономерные тенденции пространственной изменчивости характеристик морфолитосистем на фоне эволюционных трендов в согласовании с развиваемой палеогеографической концепцией морфолитогенеза.
в) На базе комплексного изучения стратотипических и представительных опорных разрезов провести ревизию надежности стратиграфического расчленения новейших отложений с
акцентом на дискуссионные положения
г) Выполнить межрегиональную корреляцию маркирующих горизонтов с учетом установленных возможностей и ограничений литологической сопоставимости
д) В соответствии с разработанными критериями и принципами осуществить комплексное эколого-палеогеографическое районирование древнеледниковой области Русской равнины,
которое создает благоприятные условия: для обоснования палеогеографически обусловленных
закономерностей развития морфолитосистем, для конструктивного решения проблемы межрегиональной корреляции, для интегральной адресной оценки и прогноза состояния геоэкологической устойчивости геосистем с использованием инновационных методических предложений.
3
В основу обобщений и картографирования положены результаты многолетних комплексных ПГ исследований – полевых и лабораторных (рис. 1, 2) с привлечением литературных
и фондовых материалов. При систематизации массового аналитического материала использованы статистически надежные репрезентативные данные с оценкой достоверности.
Рис.1. Изученные важнейшие разрезы плейстоценовых отложений Русской равнины
А – опорные районы и группы разрезов: 1 – Чекалин, 2 – Боровск-Сатино, 3 – Молодой Туд, 4 – Манухино, 5 – Москва, 6
– Строгино, 7 – Спас-Каменский, 8 – Дмитров, 9 – Кунья, 10 – Ростов-Неро, 11 – Черемошник-Шурскол, 12 – Ярославль, 13 – Тутаев-Долгополка, 14 – Рыбинск-Черменино, 15 – Галич-Горки, 16 – Стойлинский карьер, 17 – Стрелицкий карьер.
Б – опорные разрезы: 1 – Таруса, 2 – Мятлево, 3 – Бряньково, 4 – Мещевск, 5 – Мосальск, 6 – Рессета, 7 – СпасДеменск, 8 – Ярцево, 9 – Каспля, 10 – Смоленский Брод, 11 – Козлово-Береза, 12 – Вазуза-Зубцов, 13 – Плещеево озеро, 14 –
Алтыново, 15 – Шестихино, 16 – Большое Село, 17 – Печегда, 18 – Бибирево, 19 – Молочное, 20 – Ферапонтово, 21 – Каргополь,
22 – Онега, 23 – Великий Устюг, 24 – Нароватово, 25 – Новохоперск, 26 – Урыв, 27 – Лебединский
4
Принятая структура работы последовательно раскрывает предлагаемые пути решения поставленных выше задач.
В главе 1 рассмотрены теоретические, методологические и методические предпосылки
системного ПГ анализа. Предложенная модель отражает палеогеографическую обусловленность формирования закономерных пространственно-временных трендов развития геосистем
при взаимодействии системообразующих факторов. На фоне общей структуры ПГ реконструкций прописан алгоритм рационального методического решения проблемы при руководящей
роли системного ПГ анализа.
Рис. 2. Расположение объектов изучения новейших отложений в центральном регионе Русской равнины.
Условные обозначения: 1 – важнейшие разрезы, группы опорных разрезов: 1 – Чекалин, 2 – Бряньково, 3 – Таруса,
4 – Руть, 5 – Козлово, 6 – Дмитров, 7 – Кунья, 8 – Черемошник, 9 – Шурскол; 2 – Сатинский учебный полигон МГУ (группа скважин, опорные разрезы: Беницкий, Волченковский, Волчий, Прутомойка, Соколиха, см. рис. 6,1; 3 – изученные карьеры и котлованы: 1 – Суворов, 2 – Пятовский, 3 – Федорино, 4 – Совьяки, 5 – Верея, 6 – Строгино, 7 – Съяново, 8 – Лыткарино, 9 – Клусово,
10 – Ольгово, 11 – Спас-Каменский, 12 – Оргиново, 13 – Внуково, 14 – Дачное, 15 – Хотьково, 16 – Красноармейск, 17 – Иудино,
18 –Выпуково (Загорская ГАЭС), 19 – Муханово, 20 – Вазуза, 21 – Мончалово; 4 – прочие изученные разрезы: 1 –Ярцево, 2 –
Истомино, 3 – Спас-Деменск, 4 – Полпота, 5 – 813-й км Варшавского шоссе, 6 – Юхнов, 7 – Ресса, 8 – Резанцево, 9 – Маракино,
10 – Кононово, 11 – Износки, 12 – Шаня, 13 – Мятлево, 14 – Медынь, 15 – Ужердь, 16 – Дугна, 17 – Руза, 18 – Долгинино, 19 –
Блазново, 20 – Колочь, 21 – Минское шоссе, у пересечения с трассой Можайск-Верея, 22 – Заречье, 23 – Ивково, 24 – Щиголево,
25 – Полежайка, 26 – Радомля, 27 – Литвиново, 28 – Волково, 29 – Звенигород, 30 – Ильино, 31 – Сетунь, 32 – Очаковка, 33 –
Россошанская улица, 34 – Григорово, 35 – Тархов Холм, 36 – Левина Гора, 37 – Климатино, 38 – Усолово, 39 – Борисоглебский; 5
– группы буровых скважин: 1 – Чекалин-Суворов, 2 – Сатино, 3 – Москва, 4 – Струйское, 5 – Молодой Туд, 6 – Ростов-оз. Неро;
6 – отдельные опорные скважины: 7 – Лошаково, 8 – Верхняя Клязьма, 9 – Глазово, 10 –Хотень, 11 – Ильино; 7 – страторайоны: I – Чекалинский, II – Сатинский, III – Московский, IV – Клинско-Дмитровский, V – Верхневолжский, VI – Ростовский. Границы
оледенений: 8 – московского, 9 – калининского, 10 – осташковского;
5
Главы 2 и 3 посвящены поиску и сопряженному анализу региональных закономерностей морфолитогенеза с помощью специально составленных оригинальных карт (морфоструктур коренного основания, мощности четвертичного покрова, распространения лессовых пород
и заторфованности местности). Большое внимание уделяется закономерностям ледникового
морфолитогенеза – структуре и динамике покровов с показом на карте разновозрастных краевых образований, особенностям показателей состава морен (минералогических спектров, цветности и др.) в связи с питающими и минералогическими провинциями. Представлены весомые
доказательства палеогеографической обусловленности особенностей морфолитосистем и, как
следствие, проявления зональной, провинциальной и посекторной закономерной изменчивости
вещественного состава отложений.
В главе 4 затронуты актуальные вопросы палеомагнетизма морен в связи с возможностью использования метода в палеогляциологических и стратиграфических целях.
В 5 главе анализируется строение речных долин и аллювия, имеющих важное палеогеографическое и стратиграфическое значение.
В главе 6 обсуждаются важные вопросы надежности стратиграфических построений по
наиболее дискуссионным позициям в отношении среднего и позднего плейстоцена. На примере
детально изученных представительных разрезов Чекалинского и Сатинского страторайонов в
сопоставлении с опорными разрезами Центрального региона. Обоснована позиция днепровского и московского самостоятельных ледниковых горизонтов. По совокупности результатов литостратиграфических и биостратиграфических анализов, под контролем геохронологического и
палеомагнитного методов, уточняется строение среднерусского надгоризонта. По конкретным
разрезам Северного Подмосковья и Ржевского Поволжья приведена дополнительная аргументация, подтверждающая наличие там калининской морены.
В заключительной главе 7 представлена обобщающая карта комплексного экологопалеогеографического районирования Русской равнины в сопровождении развернутой классификационной матрицы-легенды с комплексной характеристикой каждого выделенного таксономического подразделения (зон, провинций, областей и районов). Обращается внимание на
преимущества использования районирования в палеогеографических, корреляционных, геоэкологических целях. С помощью эколого-палеогеографического районирования под контролем
палеогеографической экспертизы конструктивно решается проблема адресной интегральной
оценки состояния геоэкологической напряженности. Дальнейшее развитие получило новое палеогеографическое направление в геоэкологии с реализацией инновационных методических
предложений.
Результаты широкомасштабного исследования палеогеографических закономерностей
развития морфолитосистем на Русской равнине подтверждают перспективность в этих целях
системной организации приоритетного эколого-палеогеографического районирования, имеющего основополагающее палеогеографическое, стратиграфическое и геоэкологическое значение.
6
Глава I. Палеогеографические основы системного
анализа морфолитогенеза
В основе палеогеографического (ПГ) анализа природного комплекса заложена прогрессивная идея познания природы – всеобъемлющая Марковская доктрина пространственновременного развития геосистем с закономерными тенденциями направленности и ритмичности
при местном своеобразии – метахронности. [Марков, 1960, 1965, 1986]. В соответствии с научно-методическими разработками принят руководящий методологический принцип исследования – сопряженный анализ опорных разрезов плейстоцена. Он олицетворяет своеобразный
прообраз инновационного синергетического подхода к изучению сложных природных структур. В богатом научном наследии К. К. Маркова намечены приоритетные направления усовершенствования ПГ знаний, в том числе касающиеся таких актуальных проблем современной палеогеографии как фундаментальная ледниковая проблема, закономерно перерастающая из
частной в общую палеогеографическую, и необходимость целенаправленного активного привлечения в палеогеографию системного подхода [Марков, 1973].
Ответственная задача предпринятых в этом плане усилий – оптимизировать комплексный ПГ анализ на основе системной методологии с целью дальнейшего внедрения полученных
результатов в региональные геоинформационные системы общего и специального назначения.
При этом важно на конкретных примерах раскрыть и использовать явные преимущества геосистемного анализа при поиске пространственно-временных закономерностей развития ПГ событий.
В этой связи морфолитосистемы (МЛС) представляют самостоятельный источник знаний, гармонично сочетающий геоморфологические особенности со строением и составом слагающих отложений. Рельеф и осадки – важнейший перспективный объект ПГ реконструкций,
носитель ценной информации о ландшафтно-географических условиях, ведущих экзогенных
процессах, фациально-геологической среде, геологической обстановке. Именно совместное
изучение процессов морфо- и литогенеза позволяет извлечь более достоверную и полноценную
генетическую, палеогеографическую и стратиграфическую информацию о формировании и
развитии морфолитогенной основы. Без четкого представления об особенностях этого сложного ПГ объекта как о многокомпонентной и одновременно целостной системе невозможно достижение надежных результатов ПГ реконструкций.
Оценка современного состояния теоретических, методологических и методических аспектов изученности проблемы морфолитогенеза с очевидностью свидетельствует о необходимости привлечения новых более прогрессивных методических разработок и дальнейшего совершенствования стратегии сопряженного комплексного анализа с использованием
преимуществ системного геосинергетического подхода, моделирования и геоинформационных
технологий.
В основу дальнейших теоретических изысканий по палеогеографии плейстоцена положен анализ закономерных тенденций развития природного комплекса. В этой связи важно подчеркнуть конструктивное значение для ПГ реконструкций выдвигаемой палеогеографической
концепции морфолитогенеза, согласно которой морфолитогенная основа ПГ реконструкций
рассматривается как развивающаяся в пространстве и во времени целостная многокомпонентная система, многослойная по времени формирования со свойственными ей общими закономерностями – направленности, ритмичности, метахронности [Судакова, 2004; 2005б]. Эти
тренды находят подтверждение в исследовании опорных разрезов на обширной территории
Русской равнины. Предложенная ПГ концепция литогенеза служит, к примеру, научным обос-
7
нованием правомочности литологической диагностики и корреляции моренных горизонтов. В
соответствии с ПГ концепцией литогенеза разработана понятийная и динамическая модель гляциолитосистемы [Судакова, 1990], бинарная ПГ модель морфолитосистемы [Карпухин, Судакова, 2005]. Широкое использование морфолитогенной основы в комплексных исследованиях
определяется её разнообразной и самодостаточной ПГ информативностью, необходимой для
полноценных ПГ реконструкций и стратиграфических построений. Оригинальная ПГ концепция литогенеза, систематизирующая его пространственно-временные закономерности имеет
определяющее значение при поиске общих пространственно-временных тенденций развития
природного комплекса, существенно дополняя и развивая теоретические представления.
В системном подходе сконцентрирована руководящая методология и стратегия самого
ПГ анализа, нацеленного на изучение взаимосвязи явлений природного комплекса в их историческом развитии, что создает необходимые предпосылки для познания особенностей многокомпонентного ПГ объекта. Актуальность общего системного подхода обусловлена возможностью познания сложного ПГ объекта как целостной саморазвивающейся системы.
Действительно, проведенные исследования показали, что системный подход дает явные преимущества в раскрытии многоплановых палеогеографических закономерностей [Проблемы палеогеографии…, 2000; Судакова,1990; 2005]. Системный ПГ анализ востребован при уста-
новлении пространственно-временных закономерностей ледниковой и ПГ ритмики,
при выборе оптимальной стратегии и тактики ПГ реконструкций, при разработке и реализации программы межрегиональной корреляции маркирующих горизонтов и ПГ событий, при осуществлении целевого и комплексного ПГ районирования. С внедрением
приоритетного системного подхода открываются определенные перспективы для более
эффективных ПГ построений [Карпухин, Судакова, 2005; Симонов и др., 2007 и др.]. В
системном анализе геоструктур напрямую реализуется сопряженность ПГ методов и
реконструируемых событий, когда оценивается согласованность результатов совместного изучения взаимосвязей между компонентами природного комплекса. При расшифровке условий формирования сложных ПГ объектов целенаправленно используется сопряжение общих и частных методов, обладающих различной фациальногенетической, геологической, географической, стратиграфической информативностью,
отражая сущность комплексного системного анализа [Методы палеогеографических…,
2010].
Сопряжённым палеогеографическим методом устанавливаются соотношения пространственной и возрастной изменчивости природного комплекса с последующей расшифровкой его
развития. На разрешающую способность сопряженного ПГ «сквозного» направления указывал
К.К. Марков [1973]. Здесь важно подчеркнуть, что в многомерной и многоуровневой палеогеосистеме наряду с причинно-следственными зависимостями (по линии фактор → процесс →
свойства) особо значимы структурные синергетические взаимодействия между системообразующими компонентами. Таким образом, ПГ системный подход создает необходимые предпосылки для познания особенностей ПГ объекта как целостной пространственно-временной
структуры и для раскрытия закономерностей развития природного комплекса. В этой связи
большое значение приобретает моделирование геосистем.
Проведённые исследования убеждают в перспективности использования для ПГ реконструкций метода моделирования, дающего обобщенную всестороннюю сводку знаний об объекте. Особая ценность моделирования состоит в том, что с его помощью раскрываются и конкретизируются причинно-следственные зависимости между факторами и признаками, а также
синергетические связи между взаимодействующими звеньями и компонентами в системе еди-
8
ного целого. Моделирование включает одновременно анализ и синтез. Преимущества системного подхода [Симонов и др., 2007] использованы при моделировании палеогеосистем [Карпухин, Судакова, 2005; 2009]. Показательна, например, структурная модель литосистемы [Судакова, 2008б], дающая всестороннее представление о закономерностях формирования состава
отложений.
Рис. 1.1 демонстрирует общую структурную схему формирования и ПГ реконструкций
геосистем, важнейшее звено которых составляют морфолитосистемы. Построенная в соответствии с ПГ концепцией морфолитогенеза модернизированная модель отражает взаимообусловленность и взаимосвязь рельефа и осадкообразования, а также соотношения и структурные связи десяти подсистем по пяти иерархическим уровням исследования, объединенных в общую
конструкцию. Её вершина символизирует триединство системообразующих факторов (геологических, географических, динамико-генетических), обуславливающих гармоничное развитие
всей инфраструктуры. Благодаря синергетической направленности процессов морфолитогенеза
формируются такие важные характеристики морфолитогенной основы как: климатическая обусловленность и географическая зональность, геологическая наследственность и провинциальность, фациально-генетическое разнообразие и динамико-генетическая специфика, которые в
совокупности создают единую взаимообусловленную палеогеосистему, обладающую чертами
целостности, а вместе с тем стадийностью формирования и иерархичностью. Обоюдное влияние формирует пространственные закономерности геосистемы (блок 4). Сопряженный ПГ анализ способствует также выявлению возрастных тенденций развития геосистем и обоснованному выделению климато-стратиграфических подразделений (блок 5). Эти факторы
предопределяют ПГ обусловленность закономерной неоднородности состава в пространстве и
непостоянство во времени, что требует внесения соответствующих поправок при его расшифровке и сопоставлении. В результате сложного природного процесса формируется многофакторная многоуровневая палеогеосистема. Наивысший по сложности реконструкций V уровень,
где тесно переплетаются все направления исследования морфолитосистем и синтезируются
важнейшие пространственно-временные закономерности и тенденции развития рельефо- и
осадкообразования, которые проявляются при комплексном ПГ районировании территории.
Намечены методические подходы и пути рационального решения проблем реконструкций и
межрегиональной корреляции ПГ событий на основе сопряженного системного анализа палеоморфолитоосновы. Каждой подсистеме в модели придан алгоритм методического решения.
Таким образом, с помощью моделирования уточняются структурные связи между признаками и системообразующими факторами и формируется целостное представление об особенностях объекта ПГ реконструкций и соответствующего методического обеспечения. Моделирование палеогеосистем и системный ПГ анализ приобретают важное научно-методическое
значение благодаря установлению системной упорядоченности во взаимосвязях факторов и
свойств объекта, что благоприятствует более объективным и эффективным реконструкциям.
Кроме того, анализ палеоморфолитосистем вскрывает новые дополнительные резервы для более обоснованных и результативных реконструкций, способствует координации региональных
геоморфологических, литологических, палеогеографических исследований.
Разработана стратегия межрегиональной литологической корреляции (МЛК) горизонтов
[Судакова, 2008б]. Предложено принципиально новое конструктивное решение этой проблемы
на основе литолого-палеогеографического районирования территории с целью выявления пространственных трендов прогнозируемой региональной изменчивости вещественного состава
морен, которая зависит от поэтапной активизации питающих ледниковых провинций (удаленных, транзитных, местных) через потоковую структуру ледникового покрова.
9
Рис. 1.1. Палеогеографическая обусловленность и сопряжённый анализ
закономерностей развития геосистем
В интересах достоверности ПГ реконструкций необходимо изучить закономерности
пространственной дифференциации не только каждого компонента природной среды в отдельности, но и в тесной их взаимосвязи друг с другом. Выполнению этой задачи может способст-
10
вовать комплексное литолого-геоморфологическое ПГ районирование Русской равнины с выделением территорий, характеризующихся однородным геолого-геоморфологическим строением и сходной историей ПГ развития. Подобное районирование основывается на совокупном
учете взаимосвязанных унаследованных и сингенетических факторов и признаков, влияющих
на региональную специфику строения и состава геосистем.
Примером системной пространственной организации природного комплекса может
служить эколого-палеогеграфическое районирование в ракурсе нового в геоэкологии палеогеографического направления [Судакова и др., 2008; 2010 и др.]. Такое районирование предусматривает последовательный анализ ПГ событий по разновозрастным временным срезам и установление закономерностей пространственной дифференциации природных компонентов,
эволюционирующих во времени как единая система. С его помощью под контролем ПГ экспертизы достигается интегральная сбалансированная и одновременно адресная порайонная оценка
состояния геоэкологической устойчивости природной среды. Практическая значимость этих
нововведений очевидна. Реализация эколого-палеогеграфического районирования на Русской
равнине, прошедшей сложную ПГ историю развития, особенно актуальна и представляет как
научный, так и практический интерес. Комплексный эколого-палеогеографический подход к
районированию создает надежную основу для решения региональных проблем рационального
природопользования и адресного прогнозирования развития природной среды (см. главу 7).
Итак, в результате предпринятого исследования палеогеосистем обоснована целесообразность последовательного проведения универсального системного анализа. Рационализация
системного геосинергетического подхода и усовершенствование алгоритма сопряжённой ПГ
методики открывает дополнительные возможности и условия для установления пространственно-временных закономерностей морфолитогенеза. При этом общий системный подход ориентирует на совместное изучение сложных ПГ структур; синергетика нацеливает на углубленные
исследования структурных взаимоотношений подсистем; геоинформатика способствует упорядочиванию сбора, накопления, обработки и анализа разнообразной информации, а также моделированию процессов функционирования палеогеосистем. Тем самым открываются новые возможности рационализации методического решения комплексной проблемы ПГ реконструкций
при использовании современных технологических средств. Привнесение в палеогеографический анализ системной парадигмы и моделирования позволяет оптимизировать общую стратегию и тактику комплексного исследования.
11
Глава 2. Сопряженный палеогеографический анализ региональных
особенностей морфолитогенеза
В ходе комплексного палеогеографического исследования древнеледниковой области
Русской равнины, неоднородной в геологическом, геоморфологическом и палеогеографическом (ПГ) отношении, изучено взаимовлияние сложно сочетающихся факторов морфолитогенеза: разнообразия геоморфологической ситуации, изменяющихся по площади мощности и типов строения разрезов плейстоценового чехла, особенностей подстилающего рельефа и
литологии коренного субстрата, влияющих на наследственные признаки состава и свойства
рельефообразующих пород. Эти предпосылки не могли не сказаться как на пространственных
изменениях покомпонентных характеристик геосистем, так и на их эволюционных преобразованиях, а, как следствие, и на состоянии устойчивости морфолитогенной основы ландшафта в
регионах.
Следуя выбранным ПГ приоритетам, разработаны критерии выделения таксономических единиц районирования разного ранга и подчинения: палеогеографических зон, провинций,
областей, районов в зависимости от взаимодействия разнообразных эндогенных и экзогенных
факторов. С учетом установленных закономерностей выполняются карты комплексного ПГ и
многопрофильного районирования территории. Наряду с комплексным ПГ районированием
геосистем востребованы карты отраслевого целевого районирования с опорой на морфолитогенную основу - литолого-палеогеографические, литолого-геоморфологические, экологопалеогеографические. Они способствуют системной организации изучаемых морфолитосистем.
Как показывает опыт, целенаправленные ретроспективные ПГ реконструкции позволяют перейти к прогнозированию ожидаемого развития природного комплекса и к выработке обоснованных рекомендаций для рационального природопользования.
Сопряженный анализ региональных особенностей морфолитогенеза послужил основанием для разработки и реализовации принципов отраслевого и комплексного ПГ районирования. Составлена и осуществлена научно обоснованная программа межрегиональной корреляции морфолитокомплексов, усовершенствована пространственно-временная модель развития
ледниковой ритмики плейстоцена на Русской равнине. В итоге предложено принципиально новое решение адресной интегральной оценки геоэкологической устойчивости морфолитогенной
основы геосистем на базе эколого-палеогеографического районирования территории.
Ниже представлены результаты исследования важнейших компонентов морфолитогенной основы в связи с тенденциями их региональной изменчивости.
2.1. Морфолитоструктуры коренного основания
Важным фактором ледникового морфолитогенеза являются особенности строения и литологического состава доледниковой поверхности, которая во многом определяет структуру и
динамику ледниковых покровов, оказывает влияние на экзарационно-аккумулятивную деятельность ледника и других экзогенных процессов, а в итоге – на формирование вещественного
состава отложений. Основные черты морфоструктурного строения коренного основания территории предопределены блоковой структурой кристаллического фундамента, проявляющейся в
осадочном чехле и дочетвертичном рельефе [Кузьменко и др., 1991]. Тектоническим каркасом
региона служат главные тектономорфоструктуры – Московская синеклиза и ее склоны, Воронежская антеклиза, Рязано-Саратовский прогиб, Токмовский свод. На их основе выделяются
крупные морфолитоструктуры – Московская мезозойская равнина, Валдайская и Среднерусская возвышенности на палеозойско-мезозойском основании, Окско-Донская неогеновая равнина, Приволжская возвышенность на мезозойском основании (рис. 2.1-1).
12
Влияние морфолитоструктур коренного основания на дальнейший морфолитогенез определяется в значительной мере литологией слагающих пород. Положительные морфолитоструктуры Карбонового плато и Среднерусской возвышенности бронируются прочными известняками, доломитами и мергелями нижнего, среднего и верхнего карбона, в то время как более
низкие отметки Московской равнины обусловлены податливостью к денудационным процессам рыхлых песчано-глинистых пород мезозоя, слагающих эту равнину. В связи с этим следует
отметить, что участие подстилающих коренных пород в ледниковом переносе весьма существенно, но не равнозначно. Так, карбонатные породы в силу своей относительной прочности ассимилировались наступавшими ледниками в меньшей степени, чем песчано-глинистые. Вследствие этого вещественный состав морен на известняках западного крыла Московской
синеклизы в значительной мере обусловлен составом отложений транзитных питающих провинций, в частности песчано-глинистыми породами девона, обширные поля которых развиты к
северо-западу от полосы карбоновых пород. Наряду с этим в пределах Клинско-Дмитровской
гряды, где широко распространены песчаные осадки мелового времени, происходило максимальное насыщение морен этим местным материалом. Таким образом, литологический состав
дочетвертичного субстрата значительно варьирует по площади и обнаруживает определенные
тенденции изменчивости от более однородных полей – к смешанным и мозаичным по литологии.
Существенное влияние на моделировку дочетвертичной поверхности оказала экзарационная деятельность плейстоценовых ледников, а также дочетвертичные и четвертичные эрозионные врезы. В итоге определились основные морфометрические параметры дочетвертичных
морфолитоструктур. Для возвышенностей – Валдайской и Среднерусской – характерно высокое положение дочетвертичной поверхности (до 250 м и выше), а также значительная эрозионная расчлененность: перепады высот достигают 200 м и более. В центральной части Московской равнины (Тверское, Угличское, Ярославское Поволжье) поверхность коренного основания
снижается от 150 до 50 м. При этом, здесь фиксируется густая сеть долинообразных переуглублений, тяготеющих к древней долине Волги и ее крупным притокам. Днища этих погребенных
древних долин часто опускаются ниже абсолютной отметки 0 м.
Выраженность в рельефе и степень устойчивости дочетвертичных морфолитоструктур
коррелируется также с особенностями новейшего тектонического строения и развития. Положительные структуры Валдайской, Среднерусской и Приволжской возвышенностей на новейшем этапе характеризуются слабыми и умеренными поднятиями, тогда как центральная часть
Московской синеклизы определяется небольшим относительным опусканием [Бабак, Николаев,
1983]. Таким образом, морфолитоструктуры коренного основания формировались в условиях
слабых дифференцированных движений (рис. 2.1-2 ).
Необходимо принимать во внимание также линейные тектонические нарушения, называемые тектоническими швами. Они коррелируются с глубокими региональными разломами,
активными на новейшем этапе развития, и являются ослабленными зонами, где часто наблюдается трещиноватость пород, выходы подземных вод, оползни и другие деструктивные проявления. На рассматриваемой территории выделяются наиболее выраженные – ВерхневолжскоСухонский и Московско-Горьковский швы северо-восточного простирания. Их участки совпадают с отрезками долин крупных рек – Волги, Сухоны, Оки, Клязьмы, что в целом способствует снижению устойчивости морфолитогенной основы.
13
Таким образом, в группе факторов нестабильности морфолитосистем дочетвертичного
основания наиболее значительны: контрастность палеорельефа с глубокими врезами и большими перепадами абсолютных отметок; мозаичность геологического строения территории;
сгущение тектонически обусловленных линеаментов и наличие вокруг них ослабленных зон
трещиноватости пород; неглубокое залегание карстующихся пород.
В итоге следует отметить, что положительные элементы палеорельефа воздействовали
на потоковую и маргинальную структуру ледникового покрова, выполняя функции ледораздельных зон и маргинальных барьеров; корректировали направление движения отдельных потоков, создавали предпосылки для формирования краевых ледниковых зон. Обширные и замкнутые понижения играли роль гляциодепрессий. Благоприятно ориентированные погребенные
долины служили ложем выводных ледников. Изучение дочетвертичных морфолитоструктур
является важной предпосылкой для палеогляциологических реконструкций.
――――――――――――――――――――――――――――
Рис. 2.1-1. (См. стр. 15) Морфолитоструктуры дочетвертичной поверхности коренных пород
1 - возвышенность, гряда, кряж, поднятие;
2 - плато;
3 - равнина, низина;
4 - индексы морфолитоструктур (1 - 21):
1- склон Балтийского щита (чередование кристаллических, метаморфических, осадочных пород);
2- Ордовикское Прибалтийское плато;
3- Чудско- Ильменская девонская низина;
4- Центральное Карбоновое плато и его склоны;
5- Среднерусская возвышенность на палеозойско-мезозойском основании;
6- Московская мезозойская равнина;
7- Клинско-Дмитровская гряда с цоколем из мезозойских пород;
8- Приокское понижение, выполненное осадками юрской и меловой систем;
9- Тамбовская неогеновая равнина;
10- Калачская и Придонская возвышенность, сложенная осадками палеогена;
11- Онежское плато на протерозойско-кембрийском основании;
12- Беломорско-Кулойское плато на кембрийско-карбоновом основании;
13- Прибеломорская нимзменность на палеозойском основании;
14- Онего-Двинское палеозойское плато;
15- Мезенско-Вычегодское мезозойское плато;
16- Двинско-Сухоно-Вычегодское мезозойское плато;
17- Тиманский кряж и его склоны, сложенные протерозойскими метаморфическими и палеозойскими осадочными породами;
18- мезозойское плато Северные Увалы и его склоны;
19- Средневолжская низменность, сложенная осадками палеозоя и мезозоя;
20- Клязьминско-Окско-Цнинский вал с цоколем из пород карбона;
21- Приволжское поднятие на мезозойском основании.
14
Рис. 2.1-1. Морфолитоструктуры дочетвертичной поверхности коренных пород
Условные обозначения см. на стр. 14
15
Рис. 2.1-2. Карта–схема неотектонического районирования Русской равнины
16
2.2. Питающие минералогические доледниковые провинции Центра и Севера
Русской равнины
Решение различных стратиграфических и палеогеографических задач, связанных с
анализом литологии плейстоценовых отложений, затрагивает проблему детального изучения
минералогии питающих провинций. Однако отсутствие надежных сведений о строении и
составе питающих провинций коренных пород тормозит межрегиональное сопоставление минералогических спектров плейстоценовых отложений. Создание такой единой минералогической сводки необходимо для реальной оценки общих закономерностей четвертичного литогенеза.
Минеральный состав доплейстоценовых пород, слагающих северную половину Русской равнины, изучен с различной полнотой, касаясь главным образом терригенных компонентов. По предложенной ранее схеме [Рябченков, 1965] минералогические провинции в
Центре и на севере Русской равнины схематично подразделяются на северо-западную турмалиново-цирконовую и северо-восточную эпи-дотовую провинции. Позднее предложена
более детальная минералогическая характеристика доледниковых питающих провинций
этой территории [Немцова, Судакова, 1981], где наряду с терригенными компонентами песчано-алевритовой размерности использованы также аутигенные и глинистые минералы.
Систематизация данных по минералогии питающих провинций направлена на выявление
закономерностей распределения минералогических комплексов разновозрастных пород на
доледниковой поверхности Центра и Cевера Русской равнины.
Понятие «минералогические провинции», широко используемое в литературе, требует уточнения. По В.П. Батурину [1947] оно объединяет как «питающие», так и «терригенно-минералогические» провинции безотносительно к генетическим типам осадкообразования. Однако при анализе минералогических провинций генетический подход чрезвычайно
важен для определения соотношения питающих и терригенно-минералогических провинций. Например, при выделении питающих и терригенно-минералогических провинций
древних оледенений задача значительно осложняется поскольку здесь области питания и
моренообразования не разграничены. В этом случае доледниковая поверхность в пределах
развития оледенения представляет собой систему питающих ледниковых провинций, среди
которых следует различать удаленные, транзитные и местные [Судакова, 1990].
Питающие минералогические провинции осадочного чехла Русской равнины слагаются карбонатными и терригенными породами. В составленной по разным источникам таблице [Немцова, Судакова, 1981] отражены относительные содержания в доледниковаых породах постоянных фоновых минералов, характерных аутигенных образований и глинистых
компонентов по стратиграфическим подразделениям (ярусам и горизонтам). В разрезе осадочных дочетвертичных пород выделяется несколько руководящих минералогических комплексов.
I. Сходный минералогический состав объединяет осадочные породы верхнего протерозоя (гдовский и котлинский горизонты валдайской серии), кембрия и ордовика, распространенные на севере и северо-западе территории. Минералогический комплекс, названный
гранат-цирконовым, содержит также рудные, титансодержащие минералы, турмалин. В
гдовском горизонте повышено содержание граната. В финско-ладожских разрезах кембрия
весьма характерны глауконит, пирит, сидерит. Состав глинистой фракции — каолинитиллитовый с примесью смектита, хлорита.
17
В примыкающих с юга песчано-глинистых отложениях нижнего ордовика также
много глауконита, пирита и фосфатов. Карбонатные породы среднего ордовика, бронирующие Ордовикское плато, при сходном минералогическом составе терригенных компонентов
выделяются примесью акцессорных минералов – эпидота и роговой обманки.
II. В составе песчано-глинистых и глинисто-карбонатных пород девона доминирует
циркон-рудно-гранатовая ассоциация минералов в сочетании с прочими устойчивыми компонентами. Среди последних наиболее характерны ставролит, турмалин. В разрезе живетского яруса среднего девона, в тяжелой фракции песчаных и песчано-глинистых осадков
преобладают рудные минералы, гранат, циркон; представительны метаморфические минералы, иногда значительно участие титанистых минералов (лейкоксен, рутил, сфен), а также
роговой обманки. Терригенные отложения франкского яруса верхнего девона имеют характеристику, сходную с вышеприведенной, отличаясь повышенным содержанием грана-
та. В разрезах фаменского яруса верхнего девона, в котором значительно шире представлены глинисто-карбонатные образования, в составе тяжелой фракции отложений высоко
содержание сидерита, барита. В целом для глинистой фракции девонских отложений свойственно присутствие иллита, каолинита, в примеси – хлорита, реже смектита.
III. Руководящий минералогический комплекс преимущественно карбонатных пород
каменноугольной системы представлен гранат-циркон-рудной ассоциацией тяжелых минералов. В терригенной примеси преобладают рудные компоненты при ведущей роли титансодержащих минералов. В породах нижнего карбона нередко доминирует циркон, а среди глинистых минералов — каолинит. В составе прозрачных минералов среднекаменноугольных
пород наряду с цирконом в большом количестве представлен гранат (верейский и каширский
горизонты). Отмечается заметная примесь эпидота, а в северных провинциях карбонового
поля нередки включения роговой обманки. В пачках терригенных пород среднего-верхнего
карбона в спектре глинистых минералов к преобладающему иллиту примешаны каолинит,
хлорит, смектит, смешанослойные образования. В глинах каширского, серпуховского и верейского горизонтов весьма характерен палыгорскит.
IV. В песчано-алевритовых и глинисто-мергелистых породах верхней перми, слагающих дочетвертичную поверхность в пределах Сухоно-Двинско-Мезенского водораздела,
развита гранатово-рудная ассоциация тяжелых минералов с существенной примесью эпидота и циркона. Руководящим глинистым компонентом является иллит, в примеси отмечаются
каолинит, хлорит, смешанослойные образования. Терригенные комплексы верхней перми
незначительно включают также метаморфические и титанистые (сфен, рутил, анатаз, лейкоксен) ассоциации, нередко отмечается большое количество минералов гидроокислов железа. В верхней части разреза татарского яруса повышено содержание эпидота. Морские отложения казанского яруса в отдельных прослоях обогащены пиритом или баритом [Розанов,
Немцова, 1972]. В пределах Пинего-Мезенского водораздела верхнепермские отложения отличаются присутствием сидерита.
V. Пестроцветные континентальные песчано-глинистые осадки аллювиального и озерного генезиса, относящиеся к ветлужской серии нижнего триаса и слагающие северовосточный склон Московской синеклизы, определяются преимущественно эпидотовым составом тяжелых минералов, а среди глин – смектитовым фоном с примесью хлорита, иллита, палыгорскита, каолинита. В тяжелой фракции показательно также повышенное содержание рудных минералов; среди прочих отмечаются гранат, циркон, титансодержащие, метаморфические
ассоциации. Для комплекса тяжелых минералов нижнетриасовых отложений бассейна Вычегды
весьма характерно присутствие пирита, сидерита, гидроокислов железа [Немцова, 1973].
18
VI. Континентальные отложения бат-нижнекелловейского ярусов средней-верхней юры
(островное распространение в пределах Московской синеклизы) представлены олигомиктовым
минералогическим комплексом, который состоит в основном из устойчивых минералов; в отдельных провинциях отмечаются незначительные включения граната, эпидота. В глинистом
спектре помимо каолинита присутствуют иллит, реже – смешанослойные образования, смектит, хлорит.
VII. К полю развития морских отложений верхней юры и неокомского надъяруса нижнего мела на доледниковой поверхности мезозойской равнины приурочена гранат-эпидотовая
ассоциация терригенных минералов в сочетании с характерными аутигенными минералами
(сульфиды, фосфаты, глауконит, сидерит, а также минералы окислов и гидроокислов железа),
представленными по горизонтам в различных количественных пропорциях. Названный парагенез характерен для морского осадкообразования и служит руководящим диагностическим и
корреляционным признаком для верхнеюрских осадков. В составе глинистой фракции преобладают иллит и смектит, в меньших содержаниях присутствуют каолинит, смешанослойные, хлорит. Соотношения терригенных минералов разнообразны.
По сумме минералогических показателей можно выделить три подкомплекса.
1. Объединяет келловейский, оксфордский и отчасти кимериджский ярусы алеврито-глинистых
относительно глубоководных осадков, в которых на повышенном фоне сульфидов доминирует
эпидот при большой фациальной изменчивости минералов. 2. В прибрежно-морских фациях
волжского яруса пестрого литологического состава максимального количества достигают концентрации фосфатов, окислов и гидроокислов железа на фоне относительно больших скоплений рудных и прочих устойчивых компонентов, среди которых кульминируют гранат и ставролит при повышенном содержании дистена. 3. Неокомский ярус нижнего мела
(преимущественно осадки мелководного моря) характеризуется, главным образом, глауконитовым составом с примесью сидерита и железистых минералов и сходными с предыдущим подкомплексом количественными пропорциями устойчивых минералов. Неустойчивый эпидот
имеет зональное распределение и связан с северо-восточными источниками сноса.
VIII. Ярко выраженный олигомиктовый минералогический комплекс приурочен к континентальным, преимущественно песчаным осадкам аптского яруса нижнего мела. Из устойчивых терригенных минералов наиболее представительны циркон и дистен. Ассоциация нацело
лишена неустойчивых зпидота и граната. Этот признак надежно отличает вмещающие отложения от прочих подразделений доледниковых провинций.
IX. В трансгрессивно залегающих на аптских песках морских осадках альбского яруса
нижнего мела и терригенно-карбонатных отложениях верхнего мела в связи с новым притоком
терригенного материала вновь появляются гранат, в небольших примесях – эпидот и другие
акцессорные минералы в сочетании с характерными аутигенными минералами – глауконитом,
сульфидами, фосфатами. Глинистые разности альба («парамоновские глины») имеют существенно смектитовый состав.
X. Олигомиктовый минералогический комплекс, сходный по составу с аптским, свойствен континентальным пескам неогена. Абсолютное преобладание устойчивых терригенных
компонентов тяжелой фракции сочетается, как правило, с каолинитовым составом глинистых
компонентов с примесью иллита, в меньших количествах смектита, хлорита.
Таким образом, в разрезе осадочного чехла доплейстоценовых пород на территории северной половины Русской равнины последовательно сменяется не менее десяти руководящих
минералогических комплексов, каждый из которых отличается определенной спецификой.
Анализ изменчивости во времени руководящих комплексов обнаруживает некоторую цикличность в их развитии. Полимиктовые комплексы периодически приходят на смену олигомиктовым. Последние приурочены к отложениям бат-нижнекелловейского и аптского ярусов и осад-
19
кам палеоген-неогена. Поля их выходов на дочетвертичную поверхность, как правило, автономны.
Характерный набор терригенных, аутигенных и глинистых компонентов позволяет достаточно уверенно различать соответствующие вмещающие породы не только в разрезе, но и по
площади. При этом содержание ведущих терригенных компонентов по простиранию испытывает определенные тенденции изменчивости минералогического фона. Например, в распределении граната – универсального для всей территории показателя – намечаются две разобщенные зоны повышенного содержания, главная из которых тяготеет к Балтийскому щиту.
Влияние последнего сказывается также на зональности роговой обманки в терригенных породах московского яруса карбона. Максимальные концентрации широко распространенных по
площади рудных компонентов приурочены, главным образом, к полям песчанистых среднедевонских и верхнепермских отложений, что связано с усиленной дифференциацией минералов
по удельному весу при неоднократном переотложении материала. Относительно неустойчивый
эпидот локализуется преимущественно в восточной половине территории исследования. Граница массового проникновения эпидота на запад прослеживается по восточному склону Центрального Карбонового плато. Интересно отметить в распределении эпидота определенную зональность в юго-западном направлении от Тимано-Уральской области сноса, основного
поставщика этого компонента. Направленная тенденция уменьшения количества эпидота проявляется, например, в морских отложениях неокомского яруса мела.
Ареалы распространения парагенетически связанных аутигенных (диагенетических и
седиментационных) минералов ограничены в основном полем выхода на дочетвертичную поверхность морских и прибрежно-морских осадков верхней юры и мела. Пространственная
дифференциация отдельных минералов, таких, как глауконит, пирит, сидерит, фосфаты, определяется здесь конкретной фациальной обстановкой морского литогенеза.
Районирование доледниковой поверхности по комплексу минералогических признаков
приобретает важное палеогеографическое значение, поскольку позволяет оценить пространственные взаимоотношения компонентов и факторов, их определяющих, – фациальногенетической и биоклиматической обстановки, а также направления и характера терригенного
сноса. По этим показателям в структуре минералогических провинций северной половины Русской равнины отчетливо выделяются две области – эпидотовая на востоке, связанная с ТиманоУральским сектором, и цирконовая на северо-западе (связана со Скандинавией). Они включают
десять территориальных единиц более мелкого ранга. Пространственное обособление минералогических комплексов сочетается с зональностью отдельных терригенных компонентов в связи с направленным сносом материала из питающих провинций Фенноскандии и Урало-Тимана
на всем протяжении истории развития Русской платформы. Формирование типологических
особенностей состава, кроме того, зависит от фациально-генетической обстановки, в которой
минералы дифференцируются по размеру, удельному весу, устойчивости и испытывают диагенетические преобразования, а также от биоклиматических условий, предопределяющих степень
полимиктовости-олигомиктовости минералогического спектра. Целенаправленный учет отмеченных закономерностей в строении, составе и развитии питающих провинций определяет достоверность палеогеографических интерпретаций вещественного состава плейстоценовых отложений.
2.3. Мощности и строение плейстоценового покрова
На составленной карте (рис. 2.3-1) максимальные мощности плейстоценовой толщи (от
50 до 100-150 м) отмечаются в области ледниковой аккумуляции московского оледенения как
на водораздельных участках возвышенностей (Смоленско-Московская, Клинско-Дмитровская,
Борисоглебская), так и в древних переуглубленных долинах Ярославского и Костромского По-
20
волжья. В областях, расположенных южнее границы московского оледенения (Мещерская низина, Среднерусская возвышенность, Приволжская возвышенность), отмечается резкое (до 20
м) сокращение мощности покрова и значительное упрощение разреза. Южная полоса ледниковой зоны, относимая к области днепровского, окского и донского оледенений, подвергалась
более длительной денудации и имеет существенно меньший по мощности четвертичный покров.
В площадном распределении типов строения разреза плейстоценовой толщи отчетливо
прослеживается зональность, связанная с историей оледенений. Так, для зоны позднеплейстоценовых оледенений типичны: неравномерная мощность чехла, преобладание водноледниковых и озерно-ледниковых отложений при участии ледниковых. В области московского
оледенения типовой разрез в целом отличается более сложным строением (до 4-5 горизонтов) и
представлен в основном моренами московского и днепровского возраста, разделенными пачками водно-ледниковых и озерных осадков.
Обобщение данных по строению и составу изученных разрезов новейших отложений
легли в основу предлагаемой карто-схемы региональных типов строения плейстоценовой толщи. Дополнительно использовались и анализировались изданные и фондовые карты разных
масштабов – геологические, инженерно-геологические, геоморфологические, гляциогеоморфологические. Особое внимание обращалось на базовые карты четвертичных отложений
и карту дочетвертичного рельефа.
На карте-схеме (рис. 2.3-2) в генерализованном виде отражены возраст и генезис отложений, количество и последовательность наслоения горизонтов, колебания мощности (следует
отметить, что показанные на карте колонки разрезов не соответствуют их конкретному местоположению, а отражают наиболее типичное строение четвертичного покрова данной области в
целом). В основу районирования по типам строения разрезов плейстоценовых отложений положены особенности распространения генетических и стратиграфических типов отложений по
основным палеосрезам плейстоцена. При выделении областей - территориальных подразделений первого порядка - принимался во внимание комплекс факторов: единый характер осадконакопления в плейстоцене, площадь распространения первого от поверхности горизонта плейстоценовых отложений на данной территории, возраст и литология подстилающих
дочетвертичных отложений, общность геоморфологического положения. Выделено 22 области
(при более детальных исследованиях, области подразделяются на районы), характеризующихся
сходным типом строения разрезов.
Из сравнительного анализа следует, что границы выделяемых областей и районов наиболее распространенных типов строения плейстоценовых отложений близки к границам выделяемых морфоструктур, однако имеют более расплывчатые очертания и в ряде случаев проводятся весьма условно. Трудность четкого оконтуривания площадей с однотипным строением
плейстоценовой толщи связана, в первую очередь, с особенностями ледникового литогенеза, в
частности, с многократными подвижками разновозрастных ледниковых покровов.
21
Рис.2.3.-1. Карта мощностей четвертичных отложений
Максимальные границы оледенений: 1 – осташковского, 2 – калининского, 3 – московского, 4 – днепровского: а) достоверная, б)
предполагаемая; 5 – окского: а) достоверная, б) предполагаемая; 6 – донского.
22
2.4. Распространение и мощность лёссовых пород
Важной для понимания особенностей палеогеографического развития региона и оценки
устойчивости геосистем представляется информация о распространении, мощности и условиях
залегания лёссовых пород (лёссов и лёссовидных суглинков) – грунтов, восприимчивых к изменению природных условий. Лёссовые породы на территории исследования распространены
достаточно широко [Лёссово-почвенная формация, 1997], захватывая лёссовые провинции
Среднерусской возвышенности, бассейна Оки, Окско-Донской равнины, Приволжской возвышенности, а также более северную территорию левобережья Верхней Волги и бассейна Сухоны
вплоть до границы позднеплейстоценовых оледенений.
Лёссово-почвенный комплекс в стратиграфическом отношении неоднороден [Величко,
Морозова, 1974; Величко, Халчева, 1982; Лёссово-почвенная формация, 1997; Судакова, Базилевская, 1976 и др.]. Лёссовидные отложения отсутствуют на аллювиально-озерных и зандровых равнинах (Молого-Шекснинской, Мещерской и др.), а также на конечноморенных грядах.
Распространение и колебания мощности покровных лёссовидных суглинков обусловлены закономерностями общего палеогеографического развития региона. Широтная зональность
проявляется в увеличении мощности лёссовидных отложении (от 1-5 до 10 и более м) к югу
древнеледниковой зоны и в усилении их пылеватости, карбонатности, пористости, проявлений
просадочности и неустойчивости. Наиболее отчетливо эти изменения отмечаются в пределах
Среднерусской возвышенности и Окско-Донской равнины [Ларионов и др., 1986].
В результате сравнительного анализа и обобщения материалов по изученным нами разрезам лёссовых пород [Судакова, Базилевская, 1976;. Разрезы…, 1977; Новейшие отложения…,
2004; Реконструкция…, 2008] с учетом литературных данных [Средняя полоса…, 1967; Бреслав, 1971; Лёссово-почвенная формация, 1997; Ларионов и др., 1986; Лысенко, 1962; Русаков и
др., 2000] составлена сводная карта (рис. 2.4-1), на которой выделяются основные лёссовые
ареалы.
В распространении лёссовых пород отчетливо проявляется широтная зональность (рис.
2.4.-1), а в самих отложениях – типологические региональные особенности условий их залегания, строения, мощности, литологического состава. По этим характерным признакам на территории исследования выделяются три зоны: 1 – прерывистого и островного распространения
лёссовидных суглинков, преимущественно водно-ледникового происхождения (аккумуляции
древних озерных и аллювиальных террас, делювиальных, криогенных), переменной мощности
от 2 до 5 м;. 2 – широкого распространения на водоразделах и склонах переменной мощности
(5 и более м) полигенетических лёссовых образований, слабо карбонатных; 3 – повсеместного
распространения карбонатных лёссовых пород повышенной (5-10 м и более) мощности, как
правило, просадочных.
Прерывистое и островное развитие лёссовидных суглинков, преимущественно водноледникового генезиса переменной мощности от 1 до 3 м, отмечается в основном к северу от
границы московского оледенения в бассейне Верхней Волги и Сухоны. Прерывистое распространение лёссовидных суглинков неравномерной мощности (преимущественно 5-2 м) характерно и для Клинско-Дмитровской гряды. По направлению к границе осташковского оледенения лёссовидные суглинки постепенно уменьшаются в мощности, образуя все более
разрозненный покров.
23
Рис. 2.3-2. Региональные типы строения разрезов четвертичного покрова Русской равнины.
1 – провинции, 2 – области (те же номера у типовых разрезов), 3- граница ледниковой зоны. Литология: 4 - гравий, галька, 5 –
песок, 6 - суглинок, 7 – лёссовидный суглинок, лёсс, 8 – глина, 9 – торф. Валунные суглинки плейстоценовых оледенений: 10 –
осташковского, 11 – калининского, 12 – московского, 13 – днепровского а) достоверная, б) предполагаемая; 14 – окского: а) достоверная, б) предполагаемая; 15 – донского.
24
В Ярославском Поволжье в составе лёссовидных суглинков выделяются разновозрастные генерации, приуроченные к террасовым уровням древнеозерных котловин. Здесь послемикулинский озерный этап сопряжен с интенсивным накоплением лёссовидных суглинков, возраст и происхождение которых до сих пор трактуется неоднозначно. Обобщение материалов
комплексного палеогеографического исследования позволило выявить определенные закономерности их распространения, условий залегании, происхождения и состава, способствующие
решению спорных вопросов [Судакова, Базилевская, 1976; Проблемы стратиграфии..., 2001;
Basilevskaya, 2003].
Установлена приуроченность лессовидных толщ (мощностью от 2 до 7 м ) к разным
уровням рельефа: на водораздельных поверхностях; в изолированных озерных котловинах и
формах типа звонцев (Борисоглебская возвышенность, Черемошник; а. о. - 160-200 м); на озерно-ледниковых террасовых уровнях 110-120 м в Ростовской и Ярославско-Костромской низинах; на более высоких озерных террасах Молого-Шекснинсниской низменности. Лёссового покрова лишены зандровые поверхности и краевые ледниковые гряды.
Определены характерные литологические черты лёссовидных пород северной провинции – пылеватость (40-50%), пористость (около 50%), карбонатность (около 2%). О седиментации лёссовидных суглинков в озерно-ледниковых бассейнах здесь свидетельствуют особенности условий залегания, их состава и строения – низкая карбонатность, большая глинистость,
проявления слоистости и микрослоистости при фациальной неоднородности гранулометрического состава., а также, постепенный переход от озерных осадков к лессовидным суглинкам
наряду c четкой геоморфологической приуроченностью к разным уровням водной аккумуляции
московского и валдайского рельефа. Разновозрастные генерации лёссовидных отложений разных уровней отличаются по особенностям минералогического спектра, составу конкреций и
микростроению, которые могут служить индикаторами сменяющихся условий [Разрезы…,
1977; Судакова, Базилевская, 1976].Наиболее отчетливо эти различия выявляет микроморфологический анализ шлифов. Ярусность строения перигляциальной лессовидной формациии и отличительные признаки состава каждой генерации указывают на периодичность водноледникового и озерного лёссонакопления и разновозрастность венчающих террасовые уровни
покровов - позднемосковских, ранневалдайских, поздневалдайских. Характер новообразований
и криогенные микротекстуры согласуются с криоаридными перигляциальными условиями периодов интенсивного лёссообразования.
Полигенетические разновозрастные лёссы и лёссовидные суглинки переменной мощности от 5 до 10 м широко распространены на Среднерусской возвышенности, Окско-Донской
равнине и на северной окраине Арзамасской равнины, на большей части Приволжской возвышенности южнее границы днепроского оледенения [Новейшие отложения…, 2004].
На склонах водоразделов мощность лёссового покрова увеличивается до 10 м и более.
Карбонатные лёссовые породы повышенной мощности и, как правило, просадочные распространены в центре и на юге Окско-Донской равнины. Здесь лёссово-почвенный комплекс отличается наиболее сложным строением [Лёссово-почвенная формация, 1997]. В объеме неоплейстоцена стратиграфически выше палеомагнитной границы Брюнес-Матуяма А.А. Величко с
соавторами [2012] выделяет серию разновозрастных лёссовых горизонтов (до девяти), сопостовляемых с изотопно-кислородными стадиями (МИС).
25
Рис. 2.4-1. Распространение и мощности лёссовых пород в древнеледниковой зоне Русской равнины.
Лёссовые породы: 1 – мощностью > 10 м, повсеместного распространения, просадочные; 2 – мощностью 10-5 м, широкого распространения; 3 – неравномерной мощности 5-2 м, прерывистого распространения; 4 – мощностью 3-1 м, прерывистого и островного распространения; 5 – области отсутствия лёссовых пород; 6 – границы распространения ареалов лессовых пород. Границы
распространения плейстоценовых оледенений: 7 – осташковского; 8 – калининского; 9 – московского; 10 – днепровского а) достоверная, б) предполагаемая; 11 – окского а) достоверная, б) предполагаемая; 12– донского (южная граница ледниковой области).
26
Комплексный анализ распространения, мощности, условий залегания, строения и состава полигенетических и полихронных лёссовых пород древнеледниковой зоны Русской равнины
позволяет наметить общие и региональные закономерности их формирования – палеогеографическую зональность в распространении и мощности в соответствии с принадлежностью к перигляциальным зонам разновозрастных оледенений. Широтная зональность проявляется в увеличении мощности лёссовидных отложении (от 1-5 до 10 и более м) к югу древнеледниковой
зоны и в усилении специфических литологических особенностей – пылеватости, карбонатности, пористости, проявлений просадочности и неустойчивости.
Учитывая особенности строения, состава и распространения лёссовых пород Северной
провинции, тесную генетическую связь с подстилающими водно-ледниковыми отложениями,
проявление слоистости, фациально-генетическую изменчивость, наличие текстур течения и установленную унаследованность вещественного состава от местных питающих провинций, а
главное, приуроченность лёссовых покровов к древнеозерным террасам – следует при определении генезиса отложений решающую роль отводить здесь водной седиментации при участии
склоновых процессов. Криогенные текстуры и микротекстуры при высокой пылеватости лёссовых пород согласуются с представлениями о суровых перигляциальных условиях времени интенсивного лёссообразования. Роль ветра при этом сводилась к перевеванию местного материала.
Ярусное строение лёссово-почвенной формации в перигляциальной зоне среднеплейстоценовых оледенений и четкая геоморфологическая приуроченность лёссовидных суглинков
к озерным террасам и разновозрастным уровням водной аккумуляции по периферии позднеплейстоценовых оледенений, а также отличительные особенности показателей вещественного
состава разновозрастных генераций свидетельствуют о периодичности лёссонакопления.
Установленные пространственно-временные закономерности формирования и развития
перигляциальной лёссовой литосистемы имеют важное научное и практическое значение при
геоэкологических оценках развития природного комплекса.
2.5. Торфяники Центра Русской равнины.
Для территории Центра Русской равнины к северу от границы распространения днепровского оледенения характерно широкое развитие торфо-болотных систем - заболоченных
земель, болот, торфяников (торфяных залежей) [Оленин, Хорошев, 1983]. Анализ карты торфяных месторождений нечерноземной зоны РСФСР масштаба 1 1500000 из серии почвенногеологических карт под редакцией академика Е.М. Сергеева [Карта…, 1984] дал возможность
показать заторфованность территории в целом, а также пространственное положение генерализированных контуров торфяных залежей верхового и низинного типа относительно границ
плейстоценовых оледенений (рис. 2.5-1).
Собственно торфяные залежи составляют всего 1-5% от общей площади заторфованной
территории (исключая площадь ареалов торфяных месторождений), однако их влияние на состояние экологической устойчивости природной среды весьма ощутимо. Распределение залежей неравномерно по площади. Наиболее крупные их массивы, образованные множественными
группами торфяников, сосредоточены в пределах низменностей – Мещерской, ВерхнеВолжской, Балахнинской, Молого-Шекснинской и Северо-Двинской [Бреслав, 1971; Оленин,
Хорошев, 1983]. Равнинный рельеф, обширная водосборная площадь, близкое расположение к
27
поверхности грунтовых вод, способствующее избыточному увлажнению, являются благоприятными условиями для развития торфяников.
Рис. 2.5.-1. Карта-схема распространения торфяников на территории Центра Русской равнины.
1 – спорадическое распространение заболоченных земель, болот, торфяных залежей; 2 – широкое развитие торфяников низинного типа мощностью до 2 м (преимущественно осушенных); 3 – широкое распространение торфяников преимущественно верхового типа, мощность залежей до 3 м и более. Границы распространения плейстоценовых оледенений: 4 - осташковского, 5 – калининского, 6 – московского, 7 – днепровского а) достоверная, б) предполагаемая; 8 – окского: а) достоверная, б)
предполагаемая; 9– донского (южная граница древнеледниковой зоны).
Пространственное расположение торфяников согласуется с палеогеографической зональностью территории. Так, наибольшая заторфованность территории и концентрация торфя-
28
ных месторождений, занимающих водораздельные площади, отмечается к северу от границы
позднеплейстоценовых оледенений в Вологодской, Псковской, Новгородской областях
(рис. 2.5-1). Преобладают верховые сфагновые торфяники, где процесс торфообразования наиболее интенсивен. Мощность торфа в среднем составляет 2,5-3,5 м [Карта…,1984].
Низинные торфяники, как правило, мелкоконтурные, обладают меньшей мощностью
(1,5-2,5 м), имеют преимущественно локальный характер, приурочены к понижениям в рельефе
часто с близким залеганием известковистых коренных пород, нередко тяготеют к поймам рек, к
выходам грунтовых вод. Крупные массивы торфяных залежей такого типа характерны для
озерно-аллювиальных и водно-ледниково низменностей Мещеры, Левобережья Клязьмы, Горьковского Поволжья северо-западнее границы распространения днепровского оледенения. Южнее этой границы территория практически лишена заболоченных земель, болот, торфяников.
Значительная часть разрабатываемых и выработанных месторождений торфа (89%) сосредоточена в центральных районах Русской Равнины – в Московской, Тверской, Ярославской,
Костромской, Смоленской, Владимирской областях [Средняя полоса…,1967]. Среди разрабатываемых месторождений торфа крупнейшими являются: Оршинский Мох (около г. Твери),
Радовицкий Мох и Туголесский Бор (около г. Шатуры). Обширные площади выработанных и
брошенных торфяных месторождений отмечаются в Московской, Владимирской, Нижегородской областях. Примером полностью выработанных торфяных залежей при их интенсивном
использовании являются торфоразработки в районе Шатуры. Осушенные и выработанные торфяники являются источниками масштабных пожаров, возникающих как при самовозгорании
торфа (на глубине 1-1,5м, местами до 2,5 м сохраняются очаги тления), происходящем в любую
погоду, так и под влиянием внешних воздействий, чаще всего антропогенных. [ДаниловДанильян, 2011]. Летний сезон 2010 г., характеризующийся аномально широким развитием
торфяных и лесных пожаров, выявил реальную опасность существования заброшенных осушенных торфяных залежей, используемых в прошлом для промышленной добычи торфа.
Проводимые с конца прошлого века и, особенно, в 50-70 годы мелиоративные работы,
направленные на осушение болот и торфяников для увеличения площади земель, пригодных
для сельскохозяйственного использования, нанесли невосполнимый вред экологии. Осушение
болот привело к деградации болотных и заболоченных почв, их экологической неустойчивости,
обусловленной, прежде всего, понижением уровня грунтовых вод и изменением водного баланса. Лишь в последнее время стали проводиться исследования по рациональному использованию
ранее осушенных болот и торфяников и их обводнению, в частности, в Белорусском Полесье
[Антошко и др., 2011], в Московском регионе – в Шатурском, Егорьевском, Луховицком районах.
Таким образом, высокая заторфованность территории увеличивает ее уязвимость при
изменении природных и антропогенных условий и уменьшает ее геоэкологическую стабильность, а осушение болот и торфяников еще более способствует значительному снижению геоэкологической устойчивости природного комплекса (см. гл. 7).
29
Глава 3. Закономерности ледникового морфолитогенеза
3.1. Структура и динамика ледниковых покровов
Ледниковый морфолитогенез по результативности рельефообразующей деятельности и
площади распространения в регионе превосходит другие экзогенные факторы, образуя различные типы ледникового и водно-ледникового рельефа и широкий спектр фациальногенетических разностей отложений (морен, флювиогляциальных, бассейновых, склоновых) в
результате сложного механизма взаимодействия ледника и ложа и последующих преобразований. Неоднократная смена в плейстоцене ледниковых и межледниковых обстановок обусловила ярусное строение четвертичной толщи, площадную изменчивость ее мощности, сложное сочетание влияющих на состав отложений удаленных и транзитных питающих и
минералогических провинций [Реконструкция…, 2008], зональные особенности рельефа и типов строения разрезов.
Детальное изучение орографической основы, строения и состава ледниковых горизонтов позволяет воссоздать на Русской равнине маргинальную и радиальную структуру разновозрастных ледниковых покровов (рис. 3.1-1). Выполненные палеогляциологические реконструкции послужили основой для выделения крупных зональных подразделений на карте экологопалеогеографического районирования (см. главу 7).
Ледниковые и перигляциальные процессы в краевых зонах московского и калининского
оледенений сыграли важную роль при становлении рельефа и формировании покрова четвертичных отложений в древнеледниковой области Русской равнины. В связи с широким площадным распространением краевых образований и дискуссионностью их стратиграфических позиций и корреляций большой интерес представляют различные аспекты их изучения:
палеогеографический, стратиграфический, геоэкологический.
В связи с этим возникает необходимость: а) уточнения геоморфологического строения
краевых зон и их размещения в соответствии с динамикой покрова; б) надежного обоснования
стратиграфической позиции разновозрастных ледниковых морфолитоструктур; в) проведения
межрегиональной корреляции стадиальных подразделений. Предлагаемое решение поставленных задач осуществляется на основе комплексного исследования, что позволило выявить определенные закономерности пространственной локализации выделенных краевых образований
(рис. 3.1-1).
На фоне сложной радиальной и маргинальной структуры краевых ледниковых образований московского оледенения [Реконструкция…, 2008] в восточном, центральном и западных
секторах Русской равнины в тылу максимальной границы московского покрова прослеживаются разноранговые стадиальные и фазиальные гряды, разнообразные по форме, строению и стратиграфической привязке. С помощью согласующихся геоморфологических, биостратиграфических и геохронологических данных удалось обосновать стадийность московского оледенения.
Установлены особенности и плановая конфигурация краевых ледниковых образований
стадиального ранга московского оледенения, ориентированных с ЮЗ на СВ, с относительными
превышениями высот 70-50 м. В западном секторе наблюдается не менее трех крупных полос
стадиальных и фазиальных краевых образований (Калужская, Боровская, Можайская), которые
сложены моренными разностями, отличающимися по минералогическому составу.
30
Рис. 3.1-1. Структура и динамика ледниковых покровов Русской равнины.
Условные обозначения: 1 – главный ледораздел среднеплейстоценового днепровского ледникового покрова;
2-3 – элементы радиальной структуры московского ледникового покрова: 2 – главные ледоразделы, 3 – угловые массивы и ледоразделы ледниковых языков; 4 – границы: а) стадиальных, б) фазиальных образований; 5-10 границы распространения оледенений: 5) осташковского, 6) калининского, 7) московского, 8) днепровского (а -достоверные, б-предполагаемые) 9) окского (а достоверные, б-предполагаемые), 10) донского (а -достоверные, б-предполагаемые)
31
Им свойственно наличие характерных холмисто-грядовых форм ледникового, напорноледникового происхождения, контрастирующих с моренной водно-ледниковой равниной. Пространственная дифференциация конечных морен, прежде всего, зависит от особенностей радиально-маргинальной структуры московского ледникового покрова.
Изучаемые объекты находятся в сфере влияния трех крупных ветвей Ладожской ледниковой лопасти на западе и Онежской на востоке, разграниченных ледораздельными зонами ЮВ
простирания. Детальное изучение парагенетических комплексов краевых аккумуляций подтвердило типичные фациально-генетические особенности строения и состава основных, напорных, насыпных и сгруженных морен и сопутствующих водно-ледниковых накоплений.
Критерием литологических различий ледниковых фаций служит степень их сортированности по размеру, удельному весу и минералогической устойчивости. Так, в морене напора,
выделяющейся по сравнению с основной мореной максимальными показателями средней гранулометрической размерности и большим выходом тяжелой фракции, заметно возрастает доля
минералов местного происхождения (ильменита, дистена и др.), а текстуры гляциодислокаций
(на северном склоне Клинско-Дмитровской гряды, на Борисоглебской возвышенности и др.)
свидетельствуют о динамической активности льда. В абляционной морене больше примеси пылеватых и глинистых частиц. Основная морена краевой зоны значительно уплотнена, ей присущи признаки минимальной осадочной сортированности. Для морен ледораздельных массивов
примечательна повышенная концентрация дальнеприносных компонентов (роговой обманки
больше 30%), как следствие ослабления экзарации и ассимиляции местного материала, тогда
как в осевой части выводных ледников их содержание уменьшается до 20% за счет активной
экзарации подстилающих пород. В ледниковых отложениях Боровско-Калужского направления
высокий фон граната, турмалина, циркона предопределён принадлежностью к Ладожскому
сектору покровного оледенения. Общая отличительная особенность состава морен Ярославского Поволжья состоит в повышенном фоне эпидота (до 15-20%).
Имеющиеся литостратиграфические, биостратиграфические и геохронологические данные указывают на принадлежность двух верхних моренных слоев к самостоятельным стадиям
московского оледенения. Впервые полученные палинологические характеристики озерной
толщи, разделяющей моренные разности М2 и М1 в Боровском районе [Антонов и др., 2000;
Реконструкция…, 2008] свидетельствуют об их формировании в условиях значительного потепления климата. Согласующиеся между собой результаты комплексного изучения стадиальных
краевых образований позволяют обосновать субширотную корреляцию разновозрастных стадиальных образований, выявить их динамику во времени. При этом краевые образования ранней калужской стадии с ТЛ датировками 221-213 тысяч лет назад (т.л.н.) уверенно коррелируются с Петровской грядой Ярославского Поволжья в Онежском секторе оледенения. Краевой
комплекс боровской стадии по времени формирования (170-168 т.л.н.) может быть сопоставлен
с икшинской стадией в Северном Подмосковье центрального сектора, а восточнее – соответствует стадиальным образованиям, слагающим Кимрско-Ярославскую гряду. Литологогеоморфологическая и стратиграфическая граница позднемосковской стадии прослеживается
от Спас-Дёменска на юго-западе до Ярославля на северо-востоке.
Итак, геоморфологическими, литологическими, стратиграфическими и геохронологическими данными обоснован стадийный характер длительного (220-150 т.л.) московского оледенения. Этапность его деградации зафиксирована на карте-схеме разновозрастными краевыми
образованиями разного ранга.
При поиске закономерностей формирования ледниковой морфолитосистемы необходимо учитывать наряду со структурой и динамикой разновозрастных ледниковых покровов, наступающих из разных центров оледенений, особенности осваиваемых удаленных и транзитных
питающих провинций коренного ложа. Главная закономерность ледникового морфолитогенеза
32
– палеогеографическая обусловленность [Судакова, 2011], которая предопределяет его характерные особенности: а) литолого-геоморфологическую палеогеографическую зональность ледникового комплекса (в границах разновозрастных ледниковых покровов), унаследованную современным рельефом; б) посекторную изменчивость строения и состава ледниковых
образований в соответствии с морфоструктурным планом ложа и расположением удаленных
источников сноса; в) провинциальные особенности гляциосистем в зависимости от подстилающих морфолитоструктур.
3.2. Минералогические провинции ледниковых отложений в связи
с литологической корреляцией.
Проблема надежности пространственной корреляции ледниковых горизонтов – актуальная многоплановая задача, требующая комплексного решения и системного палеогеографического (ПГ) подхода. Сложная ПГ обусловленность ледникового литогенеза при взаимодействии системообразующих факторов – генетических, зонально-географических, провинциальногеологических – отражается в особенностях строения и состава морен, которые нуждаются в
тщательном анализе и адекватной расшифровке. Теоретическим обоснованием правомочности
ПГ и литостратиграфических построений может служить предлагаемая палеогеографическая
концепция закономерностей литогенеза [Судакова, 2004, 2008], согласно которой литогенная
основа ПГ реконструкций рассматривается как развивающаяся в пространстве и во времени
целостная многокомпонентная система, многослойная по времени формирования. Применение
ПГ концепции литогенеза способствует корректировке стратиграфических и корреляционных
построений.
На основе принципиально нового подхода создана программа межрегиональной литологической корреляции маркирующих горизонтов [Судакова, 1990; Судакова, Немцова, 2006;
Судакова 2008], в качестве руководящей стратегии которой выступает литологопалеогеографическое районирование территории по типу ледникового питания в связи со
структурой и динамикой ледниковых покровов [Андреичева и др., 1997; Судакова, 2005]. Система литорайонов с однотипным питанием служит обоснованием правомерности литологических сопоставлений. Карта литорайонов программирует ожидаемые тенденции пространственной изменчивости показателей состава морен, а, следовательно, реальные и объективные
возможности и ограничения пространственной сопоставимости морфолитогенетических комплексов. Сформулированы основные принципы литолого-минералогической корреляции: а)
учет сбалансированного влияния удаленных, транзитных и местных питающих провинций; б)
сопряженный анализ ассоциации терригенных, аутигенных и глинистых минералов; в) учет закономерностей пространственной и возрастной изменчивости параметров. В качестве показательных критериев выбраны: руководящие терригенные и глинистые минералы и их устойчивые ассоциации из удаленных и местных областей сноса [Судакова, Немцова, 1996; 2005].
В результате обобщения систематизированного по единой методике аналитического материала в древнеледниковой области Русской равнины установлены важнейшие закономерности пространственной и возрастной изменчивости показателей состава в тесной связи с потоковой структурой ледниковых покровов и осваиваемыми питающими провинциями –
удаленными, транзитными и местными. Так, принадлежность морен к Ладожскому сектору
оледенения отражается в повышенном содержании в них граната (до 30%) и иллита (до 6070%), в умеренном – роговой обманки (не более 25%) и в незначительном включении смектита
(до 10-15%). В моренах Беломорского сектора доминирующей становится роговая обманка (до
40-50%), что тесно связано с Кольско-Карельской провинцией сноса, которая в значительной
мере определяет и высокое содержание иллита (до 70%) в моренах северных территорий Беломорского сектора. По мере удаления от Кольско-Карельской провинции на юго-восток включе-
33
ние роговой обманки и иллита в морене заметно снижается [Немцова, 1980, 1986]. Таким образом, в моренах Русской равнины с запада на восток посекторно уменьшается примесь граната и
иллита, а у эпидота обнаруживается обратная тенденция. Максимальное содержание эпидота,
ассоциирующегося с Тимано-Уральской областью сноса, свойственно моренам северовосточных областей Русской равнины, которые характеризуются также повышенным содержанием смектита, ассимилированного из мезозойских подстилающих пород.
Провинциальные различия минерального состава морен зависят от степени обогащения
ледниковых отложений компонентами из местных питающих провинций такими акцессорными
минералами, как дистен, ставролит, глауконит, сульфиды, а в спектре глинистых минералов –
каолинит, хлорит, палыгорскит и др. Более сложные связи и зависимости у гетерогенного граната, который может быть не только экзотического, но и местного происхождения. В целом
закономерности посекторной, зональной и провинциальной изменчивости состава морен предопределены особенностями радиальной потоковой структуры ледникового покрова с господствующим юго-восточным направлением движения московских ледниковых потоков и югозападным – днепровских.
Наряду с пространственным разнообразием и закономерной изменчивостью состава при
диагностике и корреляции горизонтов следует принимать во внимание возрастные тенденции
перестройки их состава, направленные на сокращение во времени (снизу вверх по разрезу) доли
местного материала и возрастание участия дальнеприносных компонентов, а следовательно,
нарастание полимиктовости и экзотичности состава. Таким образом, повсеместно проявляющиеся тенденции пространственно-временной изменчивости вещественного состава морен дают основание для признания отмеченных закономерностей в качестве одного из критериев
идентификации и корреляции разновозрастных горизонтов.
В связи с этим на современном этапе исследования ледниковой проблемы анализ минералогических провинций приобретает особую значимость в связи с запросами межрегиональной литологической корреляции. Изучение терригенных и питающих минералогических провинций, предложенное В.П. Батуриным [1947] как научное направление, реализовано им лишь
в отношении коренных пород. А.С. Рябченковым [1956] составлена мелкомасштабная схема
пяти терригенно-минералогических провинций Русской платформы для четвертичного покрова
безотносительно к возрасту и генезису отложений. В отношении ледниковых отложений перспективность этого направления очевидна, поскольку питающей минералогической провинцией для них служит гигантская территория сложного геологического строения, включающая как
области центров оледенений, так и площади транзита и аккумуляции влекомого ледником материала.
Принимая во внимание сложную природную обусловленность ледниковой литосистемы, выделение минералогических провинций морен в тесной связи с питающими провинциями
имеет важное значение для обоснованной корреляции ледниковых горизонтов при условии
учета закономерностей пространственной изменчивости состава и тенденций эволюции его во
времени. Согласно разработанной ПГ концепции ледникового литогенеза [Судакова, 1990]
межрегиональная корреляция морен представляет комплексную ПГ задачу. Минералогическое
районирование особенно актуально для обширной древнеледниковой области Русской равнины, неоднородной в геологическом и палеогеографическом отношении.
В основу создания новой модификации карты минералогических провинций ледникового комплекса положен массовый и статистически надежный аналитический материал, выполненный и систематизированный по единой методике. К преимуществам этой картосхемы относятся: комплексный спектр терригенных и глинистых минералов, представительство
разновозрастных ледниковых горизонтов, совместный показ минералогических и питающих
провинций через структуру и динамику ледника. Новые принципы организации комплексных
34
минералогических исследований позволяют обосновать в пределах Русской равнины сложную
структуру разновозрастных минералогических провинций разного ранга. На составленной карте [Судакова, Немцова, 2005; 2008] выделены: две макропровинции – западная роговообманково-гранатовая иллитовая и восточная эпидот-роговообманковая смектит-иллитовая; четыре
провинции первого порядка, подразделенные на девять провинций второго ряда, согласующиеся с ПГ условиями литогенеза. Пространственная дифференциация минералогических провинций имеет важное значение для проведения межрегиональной корреляции литосистем. Выделенные радиальные гляциоструктуры (ледоразделы и ледниковые потоки) разграничивают
площади влияния удаленных питающих провинций по секторам и контролируют пути транзита
ледникового материала, тогда как морфолитоструктуры коренного основания маркируют ареалы местного питания. Отражены одновременно пространственные посекторные различия спектров терригенных и глинистых компонентов в моренах и возрастные тенденции их эволюции
(от донской до московской). Выявленная структура минералогических провинций отражает установленные закономерности посекторной, зональной и провинциальной специфики минералогических спектров ледниковых отложений в соответствии со сбалансированным влиянием удаленных, транзитных и местных питающих провинций.
Из анализа закономерностей формирования минералогических ассоциаций и соответствующих провинций терригенных и глинистых минералов в ледниковых отложениях устанавливаются следующие тенденции. Хорошо прослеживаются широтные изменения в пропорциях
фоновых и акцессорных минералов – посекторно с запада на восток в составе уменьшается доля граната скандинавского происхождения за счет возрастания в восточном направлении содержания эпидота – типичного представителя Уральской области сноса. В том же направлении
снижается включение иллита, замещаемого смектитом. Меридионально и в дистальном направлении посекторно уменьшается процент неустойчивой роговой обманки - руководящего
минерала Фенноскандии, а также иллита за счет увеличения доли смектита, ассимилируемого
ледником из местных мезозойских пород. При этом потоковая структура ледникового покрова
определяет очертания макропровинций. Элементы зональной структуры минералогических
провинций связаны с зональностью разновозрастных ледниковых покровов. Так, границы московского и днепровского оледенений нередко предопределяют контуры минералогических провинций первого порядка.
В соответствии с ПГ концепцией ледникового литогенеза рекомендованы правила проведения дальней литологической корреляции. Так, радиальные сопоставления морен в пределах
единого сектора выполняются с учетом ареальной зональности неустойчивых экзотических
компонентов в дистальном направлении. Субширотная корреляция маркирующих горизонтов
разносекторных ледниковых потоков представляет более сложную задачу, поскольку объекты
находятся под контролем различных удаленных, транзитных и местных питающих провинций
[Немцова, Судакова, 1981], когда необходимо принимать во внимание посекторную изменчивость эрратического транзитного материала и вносить соответствующие поправки. Эффективное использование методических рекомендаций позволяет уверенно диагностировать и прослеживать разновозрастные маркирующие ледниковые горизонты по особенностям их состава.
Установленные закономерности региональной изменчивости и эволюции минералогического состава морен имеют важное значение для расчленения и корреляции разновозрастных
горизонтов, а также успешно используются в целях ПГ реконструкций радиальной и маргинальной структуры ледниковых покровов. Целенаправленная оптимизация методического решения проблемы дальней корреляции морен и реализация ПГ принципов позволяет признать
достаточно надежным литологический метод сопоставления, который способствует дополнению и корректировке климатостратиграфических построений.
35
3.3. Цветовые характеристики разновозрастных морен
Попытки использовать цвет морен в качестве стратиграфического или корреляционного
критерия сталкиваются с трудностями выбора оптимальной методики определения цветности, а
также изучения природы окраски. Чаще всего окраска морен оценивается визуально: разные
цвета описываются различными исследователями одинаково, а сходные получают различные
наименования. В силу этого использование описаний, составленных несколькими исследователями, в значительной степени затруднено. Оно приводит к разночтениям в стратиграфической
интерпретации, на что в литологической литературе, как в отечественной, так и в зарубежной
неоднократно обращалось внимание. К настоящему времени из природных образований наиболее изучены цветовые и спектральные свойства современных почв и почвообразующих пород.
Проблема причинности окраски в связи с вещественным составом и характером геохимических процессов, впервые затронутая А.Е. Ферсманом, получила развитие в дальнейших
работах. Было показано, что на формирование цвета определенным образом влияют вещественный состав (химический, гранулометрический, минералогический), а также агрегированность и
влажность породы. Выявлено также, что цветность морен, как унаследованный от коренных
пород признак, меняется в зависимости от подстилающих пород. Действительно, в целом ряде
случаев такая непосредственная связь весьма характерна. Вместе с тем известно, что на значительных площадях, покрывавшихся плейстоценовыми оледенениями, часто общий фон окраски
морен бывает, близок к бурому или буровато-коричневому цвету и, таким образом, не отражает прямой связи с подстилающими породами. На фоне действующих факторов особая роль
в окрашивании отложений отводится тонкодисперсным фракциям. Отмечается, что незначительное изменение в соотношении глинистой и алевритовой составляющих осадка оказывает
заметное влияние на показатели цветности.
Применение специально разработанной методики комплексного спектрофотометрического исследования к 300 образцам разновозрастных морен ряда литологических районов
Центра Русской равнины, различающихся по условиям ледникового питания, позволило выявить особенности хроматической структуры и установить причину их характерной окраски.
Так, в Онежском секторе это Ярославское Поволжье, занимающее мезозойскую равнину; в
Ладожском секторе – Московский округ с останцовыми возвышенностями, сложенными мезозойскими породами, Можайско-Боровский округ в пределах карбонового плато. Наиболее
полно комплекс нижне-, среднеплейстоценовых морен исследован в Ладожском секторе: в
районах Боровско-Тарусском (I), Дмитровско-Московском (II); в Онежском секторе – Загорском (III), отчасти Ростовско-Ивановском (VI) районах. Верхнеплейстоценовые морены изучены в Ладожском секторе – Дмитровско-Московском (II) и Смоленско-Белорусском (IV)
районах.
Количественный расчет и оценка цветности морен осуществлялись с помощью анализа общего вида спектральной кривой в видимой (400-750 нм) области спектра (свыше 500) и
рассчитанных на ее основе спектрофотометрических коэффициентов цветности, яркости, отражения света, относительного поглощения света, относительной чистоты цвета, тональности и
других, позволивших значительно сократить количество цифровых данных, получить объективное представление о цветовом тоне, насыщенности цвета, наметить связь между изменениями спектрофотометрических коэффициентов и палеогеографическими условиями моренообразования. Преимущества указанного метода заключаются в следующем: 1) образцы не
подвергаются химической обработке и не претерпевают изменений; 2) инструментальный метод исследования спектральной отражательной способности позволяет получить точную ко-
36
личественную характеристику их цветности. Принимая во внимание выявленные ранее закономерности изменения спектрального состава отраженных излучений в зависимости от вещественного состава и характера диагенетических преобразований, были установлены количественные параметры хроматической характеристики разновозрастных морен Центра Русской
равнины [Глушанкова, 1984, 2001].
На исследованной территории морена окского оледенения охарактеризована образцами из нескольких разрезов. Визуально определяемый цвет их варьирует от зеленоватобурого, табачного до серо-зеленого оттенка при ведущей буровато-серой компоненте. Минеральный состав глинистой фракции окской морены в окрестностях Чекалина (разрезы у
с. Бряньково и по р. Лихвинке) определяется высоким содержанием гидрослюды (около 40 %)
и монтмориллонита (до 40−50 %), а также значительным включением каолинита (до 20%)
[Судакова и др., 1989]. Преобладание минералов с лабильной решеткой в окской морене
свидетельствует о значительном участии мезозойских (преимущественно монтмориллонитсодержащих) отложений в формировании состава и цветности морены. Тонкодисперсная
фракция ее не выделяется особенно насыщенной окраской, но количество этой фракции в морене достигает значительных величин (16.6−24.8 %). Это обстоятельство, а также в меньшей степени комплекс минералов обусловливают величину коэффициента цвета окской морены. Значительное количество углекислых солей (7.5 %) в морене Тарусы, Москвы и
Подмосковья, повышая яркость, уменьшают величину коэффициента цвета. В целом для окской морены характерен широкий разброс числовых значений коэффициента цветности
(0.203−0.674 ед). Моренные суглинки в Боровско-Тарусском, Загорском, Угринском районах
обладают высокими значениями коэффициента цветности и пониженной яркостью окраски.
Колебания их цветовой насыщенности значительные (0.580, 0.674ед.; яркость 32.8−28,6).
Малые значения коэффициента цветности в Боровском и Смоленско-Белорусском районах
обусловлены, по-видимому, наложением эпигенетического гидроморфизма, сопровождавшегося развитием глеевых процессов. По своеобразию хроматической характеристики намечается
сходство наиболее типичных разностей окской морены в Дмитровско-Московском и Смоленско-Белорусском районах. Им присущи низкие значения коэффициентов цветности, относительного поглощения света, относительной чистоты цвета, тональности при значительной яркости
(табл. 3.3-1).
Отличительные свойства окской морены в рассматриваемых районах подчеркиваются
специфическим характером спектральной кривой: она высоко приподнята в коротковолновой
области спектра, равномерно отражает свет по всему спектру, что связано с особенностями ее
вещественного состава и, прежде всего, со значительной карбонатностыо и вторичными преобразованиями, связанными с процессами оглеения. Последнее обстоятельство фиксируется по
наличию максимального отражения в зеленой области спектра, что связано с концентрацией
закисных соединений железа, имеющих максимум отражения в средней части спектра. Особенно отчетливо это заметно в окской морене Смоленско-Белорусского района.
Днепровская морена, как правило, отличается более узким интервалом величин спектрального отражения, свидетельствующих об однородности ее вещественного состава в пространстве, при определенном его отличии. Визуально цветовая гамма днепровской морены, при
ведущем коричневом оттенке, разнообразна: красновато-коричневая, коричневато-серая, коричневато-серовато-бурая, серовато-сизовато-табачная, темно-серая и др. Разнообразие хроматической характеристики морены днепровского оледенения, обусловленное вещественным составом, сказывается на значениях спектрофотометрических коэффициентов, колебания
которых довольно значительные. Наибольшая цветовая насыщенность, максимально высокие
37
значения коэффициентов цветности, тональности отмечаются в морене Боровско-Тарусского
района, что связано со значительным содержанием в ней фракции мельче 0.01 мм, а также
глинозема (10.12−11.36%) (см. табл. 3.3-1). Исследования показали, что моренная толща неоднородна по минералогическому составу тонкодисперсной фракции (Судакова и др., 1989).
Так, нижний слой днепровской морены Чекалинского страторайона по своим параметрам
близок к окской, тогда как верхний определяется максимальным содержанием гидрослюды
(до 50−60 %) и каолинита (около 30 %) при незначительном (до 20 %) включении минералов с
лабильной решеткой. Такой состав глинистой фракции свидетельствует о значительном влиянии на формирование состава и цветности верхней морены удаленных питающих провинций
по сравнению с местными.
Таблица 3.3-1
Значения спектрофотометрических коэффициентов цветности разновозрастных морен
Центра Русской равнины (осредненные данные)
Районы
исследования**
Спектрофотометрические
коэффициенты
Цвет-ности
(КЦ)
Яркости
(в)
I
II
III
IV
V
0,590
0,299
0,599
0,203
0,674
32,18
46,48
34,22
44,92
28,60
1
II
III
VI
0,639
0,613
0,437
0,511
33.43
32,80
30,08
37,51
I
II
III
IV
V
VI
0,690
0,690
0,606
0,652
0,683
0,697
31,77
30,90
34,52
33,93
28,55
25,53
II
IV
0,761
0,717
30,36
33,13
Отраже-ния
света (КО)
Относительной чистоты цвета
(ОЧЦ)
Тональности
(КТ)
14,17
8,24
13,04
8,56
16,48
26,27
18,70
34,76
0,54
39,69
100,1
38,31
112,40
59,31
131,40
13,75
14,76
15,28
11,44
35,31
32 ,06
19,19
27,98
124,81
111,93
61,20
98,96
14,65
15,12
12,98
12,89
16,82
18,86
39,89
38,30
33,58
40,81
30,65
28,98
138,35
133,11
111,65
131,49
100,93
130,45
15,46
13,79
40,70
42,71
144,85
136,55
Относительного поглощения света (ОПС)
Окская морена
34,16
45,58
33,32
44,50
27,58
Днепровская морена
32,53
31,40
29,50
36,70
Московская морена
30,86
30,09
33,50
33,88
28,66
34,70
Валдайская морена
29,41
31,91
**Примечание. Районы: I – Боровско-Тарусский, II – Дмитровско-Московский, III – Загорский, IV – СмоленскоБелорусский, V – Угринский, VI – Ростовско-Ивановский
В отличие от нее одновозрастная морена в районе Боровска, при сходном составе глинистой составляющей, имеет несколько меньший коэффициент цветности, тональности, относительного поглощения света при значительной яркости окраски, обусловленной высокой
карбонатностью. По основным параметрам цветности днепровская морена ДмитровскоМосковского района приближается по показателям к Боровскому району, что указывает на
близость их вещественного состава и сходные условия литогенеза. По данным гранулометрического анализа в их составе содержание песчаных фракций колеблется в пределах
37.4−71.7% (Боровский район), 44.6−74.7% (Дмитровско-Московский район), а глинистой
фракции – соответственно 10.6-22.9, 10.5-25.2%. В спектре глинистых минералов днепров-
38
ской морены окрестностей Дмитрова, в значительной степени определяющих хроматическую
характеристику, гидрослюда составляет около 50%, монтомориллонит − 40%, а хлорит и каолинит – в сумме около 20 %. Высокое содержание лабильных составляющих в рассматриваемой морене связано, очевидно, с резким преобладанием их в подстилающих мезозойских породах, как, например, в парамоновских глинах альба, где содержание монтмориллонита
достигает 80−90%.
Для темно-серой разности днепровской морены Боровского района (разрез Руть), с
локальным ледниковым питанием, характерны невысокие значения коэффициентов цветности, яркости, тональности, относительной чистоты цвета при высоких значениях коэффициента относительного поглощения света. Можно предположить, что насыщенная темно-серая
окраска морены с отмеченной выше хроматической структурой связана как с монтмориллонитовым составом глинистой фракции заполнителя, так и с наличием особых гумусоглинистых комплексов, образующихся в соответствующих условиях даже при низком содержании гумуса [Лаврушин, Ренгартен, 1974]. Морена разреза Руть характеризуется невысоким
положением спектральной кривой над осью абсцисс, пологим ее характером без заметных
перегибов при значительной разности длинно − и коротковолновой ее частей.
Своеобразие цвета днепровской морены отмечается в Онежском секторе. В Загорском
районе она в значительной степени опесчанена, имеет пеструю окраску (от темно-серой до
красновато-сизовато-коричневой), что указывает на влияние мезозойских пород и смену
окислительно-восстановительных условий. Подтверждение тому — низкие значения коэффициентов цветности, яркости, тональности. В Ростовско-Ивановском районе морена днепровского оледенения представлена разностями с темно-коричневой и буровато темнокоричневой окраской, в значительной; степени унаследованной от подстилающих юрских
глин. Высокая глинистость морены данного района (14.5−19.4%) сообщает ей более насыщенную цветовую гамму, что отражается в повышенных значениях коэффициентов цветности, яркости, тональности, но в целом более низких, чем в Боровско-Тарусском и Дмитровско-Московском районах.
Окраска днепровской морены характеризуется не только площадной изменчивостью,
но обнаруживает непостоянство даже в пределах одного разреза. Особый интерес в этом отношении представляет толща днепровской морены в разрезе Таруса, где визуально прослеживается смена окраски от красной через коричневую с сизоватым оттенком до сероватосизовато-табачной в основании разреза. Наблюдаемые следы оглеения относятся, повидимому, к ранней стадии моренообразования, происходившей в условиях повышенной увлажненности. О последующем улучшении аэрации в толще морены свидетельствует наличие
охристой окраски. Неоднородность окраски в разрезе прослеживается в особенностях формы
и положения спектральной кривой диффузного отражения, в своеобразии спектрофотометрических коэффициентов. Следы оглеения в нижней части разреза фиксируются в низких величинах коэффициентов цветности и тональности. Максимум поглощения наблюдается в зеленой области спектра. В краевой области днепровского оледенения коэффициент цветности
морены значительно уменьшается, но повышается ее яркость. Наблюдаемое снижение цветовой насыщенности морены, обусловлено изменением ее вещественного состава и, прежде
всего, увеличением содержания в ней песчаной фракции (до 72%), значительным обеднением
тонкодисперсными частицами (5−7%).
Наибольшая вариабельность признаков свойственна московской морене, что хорошо
согласуется с ее пространственной литологической изменчивостью. Цветовая характеристика
московской морены, которой свойственен более легкий гранулометрический состав, по сравнению с днепровской, отличается довольно разнообразной цветовой гаммой и визуально пред-
39
ставлена красновато-буровато-коричневыми, коричневато-красными, красными (кирпичными)
разностями. В совокупности московская морена выделяется большими значениями коэффициентов цветности, яркости, тональности, что доказывает насыщенность ее окраски, в значительной степени производной от повышенного содержания в ней оксидов железа (4.5−5.2%).
Несмотря на значительные колебания цветовой насыщенности московской морены в пространстве, намечается сходство основных параметров хроматической характеристики Боровско-Тарусского и Дмитровско-Московского районов при некотором их различии (см. табл.
3.3-1).
Сближение хроматических и минералогических данных днепровской и московской
морен, наблюдаемое в Боровском районе, связано, по-видимому, с тем обстоятельством, что
эти моренные горизонты сформированы ледниками, пересекавшими за пределами Балтийского
щита преимущественно поле палеозойских пород, обогащенных гидрослюдой. Локально развитые здесь мезозойские породы определяют незначительное повышение содержания минералов с лабильной решеткой в нижнем моренном горизонте. Замечено, что толща морены на
контакте с межледниковыми озерно-болотными отложениями приобретает сероватый или сизоватый оттенок. Так, в Дмитровско-Московском районе морена московского оледенения, залегающая под микулинским торфяником, приобрела зеленовато-сизовато-бурый цвет, нашедший отражение в своеобразии спектральной кривой и величинах спектрофотометрических
коэффициентов. Спектральная кривая ее значительно приподнята в коротковолновой области.
Наблюдается небольшая разница между длинно- и коротковолновой частями при достаточно
равномерном отражении по всему спектру. Для нее характерны низкие значения коэффициентов цветности (0.502−0.517 ед.), тональности (55.5−71.7) при значительной яркости
(34.4−37.5). Наиболее отчетливое проявление зависимости интенсивности окраски московской морены от характера местной питающей провинции прослеживается в СмоленскоБелорусском районе на красноцветных девонских породах. В Загорском районе повышенное
содержание углекислых солей в московской морене (до 9%), увеличивая яркость, уменьшает
коэффициенты цветности и тональности.
Валдайская морена визуально характеризуется красновато-бурой и красноватокоричневой окраской. Среди разновозрастных морен ей свойственны максимально высокие
значения коэффициентов цветности, тональности, относительной чистоты цвета при невысоких
значениях коэффициентов яркости (см. табл. 3.3-1). Все это объясняется значительным участием в вещественном составе морены тонкодисперсной фракции (11.5−19.9%), оксидов железа
(4.2−5.3%) и высокой карбонатностью (9.9−10.9%).
Интенсивность цветовой насыщенности верхнеплейстоценовой морены проявляется в
большой разнице между длинно- и коротковолновой частями ее спектра. При существенном
сходстве морен Смоленско-Белорусского и Дмитровско-Московского районов наблюдается и
некоторое отличие, связанное, вероятно, с диагенетическими изменениями. Влияние последних
в морене Смоленско-Белорусского района проявляется в более низких величинах коэффициентов цветности (0.603 ед.), высоких значениях яркости (34,2).
Таким образом, предпринятое исследование оптических свойств и цветности плейстоценовых морен ряда литологических районов Центра Русской равнины и изложенные выше
результаты показали следующее.
1. Спектральный состав и интенсивность излучений, отражаемых моренами, являются
одной из стабильных и важнейших диагностических характеристик и могут применяться при
их изучении, удачно дополняя визуальные наблюдения. Они дают количественное представление о цвете ледниковых отложений, позволяют судить о связи вещественного состава с
40
хроматической структурой последних, о характере и степени диагенетических преобразований морен.
2. Цветность морен, базируясь на объективных количественных параметрах, может быть использована для стратиграфического расчленения разрезов, корреляции отложений, а также для выяснения особенностей литогенеза разновозрастных морен, связанных со
своеобразием структуры ледниковых покровов и характером питающих провинций.
3. Спектрофотометрический метод изучения цветности морен позволяет дополнить
характеристику ледниковых отложений новыми показателями, способствующими более полному раскрытию их свойств, производных от своеобразия палеогеографической обстановки
периода их формирования.
41
Глава 4. Палеомагнетизм морен
Возвращение к материалам палеомагнитных исследований морен, выполненных нами в
70-80 г.г. прошедшего столетия, обусловлено следующими обстоятельствами. Палеомагнитные
данные в те годы анализировались без строгого согласования с результатами литологофациальных исследований, хотя и проводились в совместных экспедициях с литологами и палеогеографами. Палеомагнитные данные анализировались без должного учета генетических
типов морен, условий их накопления (в частности, обводненности), литологических особенностей. Важно было определить палеомагнитную полярность морен для построения палеомагнитного разреза такого крупного региона, как древнеледниковая область Русской равнины.
Информация о наличии стабильных компонентов обратной намагниченности в исследуемых коллекциях морен в первые годы их изучения рассматривалась как свидетельство их
обратной полярности. Так, в 60-х г.г. В.И. Трухин впервые обнаружил, что в составе естественной остаточной намагниченности образцов днепровской морены (из окрестностей Одинцово,
Галича Костромского) содержится компонент, направленный противоположно современному
геомагнитному полю и более стабильный по отношению к переменному магнитному полю, чем
прямой компонент намагниченности. И это послужило основой для вывода об обратной намагниченности днепровской морены. Тогда на палеомагнитной конференции В.В. Меннер, активно
поддерживавший палеомагнитные исследования и консультировавший молодого исследователя, поставил вопрос: где же проходит граница Матуяма/Брюнес, если днепровская морена имеет обратную намагниченность? В опубликованной статье [Трухин, 1969] возникновение обратного компонента In объяснялось «отрицательным магнитостатическим взаимодействием
сильномагнитной минералогической фазы (магнетит) со слабомагнитной фазой (гематит)».
В дальнейшем обратная намагниченность1 днепровской морены была выявлена в большом числе обнажений центра Русской равнины, что дало основание авторам [Разрезы отложнений…, 1977; Исаева и др., 1978] связать ее с инверсией геомагнитного поля и выделить экскурс
«Одинцово-Галич». Обратная намагниченность днепровской морены определялась в Лихвинском разрезе [Фаустов и др., 1974], затем в ряде разрезов Сатинского учебного полигона
[Большаков, Фаустов, 1979] и других разрезах.
Этот экскурс стали рассматривать в качестве стратиграфически значимого индикатора
для диагностики днепровского горизонта [Разрезы отложений…, 1977]. Важным аргументом
являлся тот факт, что в разрезе Чеган (Горный Алтай) в ледниковых отложениях максимального оледенения была определена обратная намагниченность ленточных глин приледникового
озера, которая однозначно обусловлена экскурсом геомагнитного поля, названного по месту
его определения экскурсом Чеган [Бураков и др., 1973].
Однако впоследствии обратная намагниченность была определена также в донской морене в разрезе близ г. Новохоперска [Куликов, Красненков, 1977] и в окской морене близ
г. Чекалина [Судакова, Большаков, 1977] и это дезавуировало стратиграфическую уникальность и значимость обратной полярности днепровской морены.
Необходимо отметить, что для подавляющей части разрезов днепровской морены характерна высокая дисперсия векторов остаточной намагниченности, а индикатором обратной
полярности морен являлось, как отмечено выше, нахождение образцов с векторами стабильной
намагниченности в области обратной полярности (во II или III квадрантах стереографических
1
Имеется в виду наличие образцов со стабильной намагниченностью в области обратной полярности: во
II и III квадрантах стереографических проекций, часто с отрицательным наклонением.
42
проекций), и особенно убедительными являлись образцы с отрицательными углами наклонения
(см. рис. 4.1 и 4.2).
Рис. 4.1. Распределение направлений In для калининской (I), московской (II) и днепровской (III) морен
в разрезах у г. Сергиева посада и г. Дмитрова.
В каждой паре проекций приведены данные: в верхнем ряду (А) до магнитной чистки, в нижнем (Б) – после температурновременной чистки. Условные обозначения: 1 – проекции векторов In на нижнюю полусферу, 2 – направление на современный
геомагнитный полюс.
На рис. 4.1 показано распределение векторов остаточной намагниченности на стереографических проекциях для днепровской, московской и калининской морен по образцам из
разрезов в окрестностях г.г. Дмитрова и Загорска, а на рис. 4.2 – для днепровской морены из
Волченковского оврага на Сатинском полигоне близ г. Боровска и из Лихвинского разреза на
левобережье Оке (близ г. Чекалина). На рисунках хорошо видно, что после температурновременной магнитной чистки значительная часть векторов In днепровской морены располагается в области обратной полярности (рис. 4.1-III и 4.2). При этом почти у всех образцов из Волченковского оврага в расчистке 656 на глубине 4 и 5 м выявлено отрицательное наклонение
(см. рис. 4.2-I).
Подчеркнем еще раз, что именно такие особенности распределения векторов In служили
основанием для вывода о связи намагниченности днепровской морены с геомагнитным полем
(экскурсом) обратной полярности, что, строго говоря, не вполне корректно.
В 1978 г. П.К. Рябушкин и М.А. Певзнер опубликовали статью, которая явилась толчком для пересмотра и переоценки палеомагнитных данных по моренам. В этой статье авторы
рассмотрели палеомагнитные данные по моренам с позиций предложенной ими модели сильно
рассеянных векторов остаточной намагниченности. По этой модели в морене содержатся два
компонента намагниченности: а) систематический, контролируемый геомагнитным полем и
связанный с глинисто-алевритовой фракцией; б) случайный, связанный с песчано-гравийной
фракцией. Различное соотношение этих компонентов в образцах, по мнению этих авторов, обусловливает сильный разброс векторов остаточной намагниченности, при этом часть их может
попадать в область обратной полярности и является случайной, не связанной с обратной полярностью геомагнитного поля. Днепровская морена в Лихвинском разрезе, по их мнению, имеет
нормальную (прямую) полярность, а наш вывод [Фаустов и др., 1974] о связи её намагниченности с экскурсом геомагнитного поля они сочли необоснованным. В то же время авторы считают, что увеличивая количество образцов до статистически значимого, можно получить информацию о направлении геомагнитного поля. Значимость работы Певзнера-Рябушкина для
43
анализа палеомагнитных данных трудно переоценить. Палеомагнитные данные по моренам уже
нельзя было рассматривать без учета этой работы.
Рис. 4.2. Стереографические проекции векторов остаточной намагниченности образцов днепровской морены по разрезу Волченковского оврага (I, II)и Лихвинском разрезе (III).
Условные обозначения: 1 – проекции векторов In на нижнюю полусферу, 2 – то же, на верхнюю полусферу
В работе В.А. Большакова [2011] предложено новое, «улучшенное» толкование модели
Певзнера-Рябушкина: «…термины “глинисто-алевритисая фракция” и “гравийно-галечные
включения” следует относить не к составу морены в целом, а именно к относительным размерам магнитных частиц». Непонятно, что В.А. Большаков подразумевает под «относительным»
размером магнитных частиц. В литологии принята классификация гранулометрического состава отложений, в которой гравийно-галечниковыми являются фракции размером от 2 до 100 мм,
а глинисто-алевритовыми – размером <0,1 мм. Отметим, что магнитные частицы гравийногалечникового размера в изученных нами образцах не наблюдались. Такие крупные «рудные»
минералы трудно было бы не заметить даже при стандартной сепарации магнитом или просмотре под бинокуляром. В то же время, данные о гранулометрическом составе моренного суглинка в целом очень важны, поскольку и немагнитные фракции могут оказывать влияние на
палеомагнитные характеристики. Так, например, в соответствии с гипотезой «карманов» [Кочегура, 1992] мелкие магнитные частицы могут долго сохранять подвижность в «карманах» между потерявшими такую подвижность крупными частицами и формировать остаточную намагниченность по направлению действующего геомагнитного поля. Но в этом случае необходима
достаточная обводненность осадка. Не исключено, что этот механизм, в частности, может объяснить отмеченное нами противоречие в распределении векторов In с моделью ПевзнераРябушкина (см. ниже).
В 2008 – 2010 г.г. нами был выполнен анализ палеомагнитных данных разновозрастных
ледниковых горизонтов в связи с особенностями литогенеза морен и их литологическими характеристиками. Это стало возможным благодаря участию С.С. Карпухина и Н.Г. Судаковой,
поднявших накопленные материалы по литологии, гранулометрии морен, ориентировке обло-
44
мочного материала с учетом палеогеографических условий и фациально-генетической обстановки. В опубликованной статье [Фаустов и др., 2010] были впервые систематизированы палеомагнитные данные по моренам, которые по характеру распределения векторов остаточной
намагниченности (In) разделились на три группы.
В первую группу вошли морены, для которых характерно хаотическое распределение
векторов In. Типичные примеры приведены на рис. 4.1-III и на рис. 4.2. Такое распределение
векторов In очень распространено в днепровской морене. Как уже отмечено выше, предполагалось, что образцы, векторы In которых располагаются в области отрицательной намагниченности, являются «свидетелями» геомагнитного поля обратной полярности времени накопления
морен. Однако дисперсия векторов In столь высока, что получить по ним достоверную палеомагнитную информацию невозможно. Так, кучность векторов для днепровской морены в разрезе Волченковского оврага Сатинского полигона (рис. 4.2-I, II) составляет 2,1 и 1,3 [Большаков,
1996]. Следует заметить, что распределение векторов с кучностью К<3 в палеомагнитологии
обычно не считается значимым [Храмов и др., 1982].
Похожие картины распределения (с наличием образцов, векторы In которых расположены в области обратной полярности или имеют отрицательные углы наклонения) установлены
для морен московского и калининского оледенения [Большаков, Фаустов, 1979; Большаков,
1996]. Следуя нашим предположениям, мы должны были бы сделать вывод о том, что и они
накапливались в геомагнитном поле обратной полярности. Вместе с тем для московской и калининской морен получены данные о том, что они имеют прямую полярность. И это побуждает
предполагать, что высокая дисперсия векторов In обусловлена как особенностями литологии
(эффект Певзнера-Рябушкина), так и условиями накопления морен в результате аккумулирующей деятельности движущегося льда при дефиците воды.
Отсюда становится очевидным, что невозможно делать выводы о направлении геомагнитного поля на основании образцов с распределением векторов In, характеризующем первую
группу и, в частности, связывать намагниченность днепровской морены с экскурсом геомагнитного поля. Об этом в совместной работе с В.А. Большаковым мы писали ещё в 1979 г.:
«…средние направления свидетельствуют скорее об аномальной, причем в разных разрезах
различной, намагниченности» [Большаков, Фаустов, 1979]. Нетрудно понять, что различная
аномальная намагниченность в близко расположенных обнажениях не может иметь геофизическую природу, т.е. она не может быть связана с экскурсом геомагнитного поля. Более того, на
стр. 121 этой же публикации подчеркивалось, что по моренам (речь идет о Сатинском полигоне) «…вряд ли можно рассчитывать на получение достоверной палеомагнитной информации».
Я вынужден обратить на это внимание потому, что в статье 2011 года В.А. Большаков, по сути,
обвинил меня в плагиате, поскольку вывод о «неправомочности связывать намагниченность
днепровской морены с эпизодом обратной полярности ГМП» он сделал в 1996-97 г.г., якобы
задолго до моей публикации в 2008 г [Реконструкция палеогеографических…, 2008]. Напомним, что в этой работе были всего лишь подтверждены сделанные нами ранее выводы [Большаков, Фаустов, 1979, Фаустов, 1981] о том, что наличие обратной намагниченности в днепровской морене Сатинского полигона и ближнего Подмосковья не связано с экскурсом
геомагнитного поля, а палеомагнитные данные по днепровской морене не несут строгой информации о направлении древнего геомагнитного поля.
Вторую группу составили коллекции образцов морен московского и калининского оледенений из карьеров в окрестностях г. Дмитрова, а также в долине р. Куньи близ г. Сергиева
Посада (в котловане, заложенном при строительстве Загорской ГАЭС). Векторы In образцов
этой группы направлены на современный полюс (см. рис. 4.1-I, II). Кучность векторов даже визуально достаточно высока и может быть сравнима с кучностью векторов намагниченности отложений, накапливавшихся в водных условиях.
45
Высокую кучность векторов образцов для калининской (К=129) и днепровской (К=228)
морен отмечал В.А. Большаков [1996, 2011]. Заметим, что представленная в этих работах выборка образцов (5 и 4 соответственно) очень мала, чтобы результаты считать статистически
значимыми. Более того, наклонение векторов намагниченности днепровской морены близко к
+90º при восточном склонении, что вряд ли можно рассматривать как «надежное указание»
[Большаков, 2011, стр. 50] на прямую полярность морены днепровского оледенения. Какая уж
тут «прямая полярность». В лучшем случае более корректно было бы говорить об аномальной
намагниченности днепровской морены в районе Печегды.
В соответствии с гипотезой Э. Ирвинга магнитные частицы могут ориентироваться под
влиянием геомагнитного поля в суспензии при определенном, характерном для каждого данного типа осадка содержании воды. Как только содержание воды становится ниже критического,
намагниченность фиксируется [Храмов и др., 1982]. Эта модель очень важна для понимания
механизма образования остаточной намагниченности морен. При деградации ледника в процессе осаждения терригенного материала из тающего льда образующийся осадок может быть насыщен водой в различной степени, в зависимости от фациальной принадлежности и условий
седиментации моренного материала. При достаточном содержании воды в осадке остаточная
намагниченность будет ориентационной и может приобретать направление под влиянием действующего геомагнитного поля. В связи с этим, можно предположить, что прямая стабильная
намагниченность калининской и московской морен в долине р. Куньи и карьерах у г. Дмитрова
является ориентационной и формировалась в водонасыщенных суглинках. Косвенным свидетельством такой возможности может быть отмеченный Г.И. Лазуковым с соавторами [Лазуков
и др., 1982] значительный встречный уклон ложа, который затруднял отток талых вод. Впоследствии это вело к образованию приледниковых водоемов и, вероятно, накоплению морены в
обводненных условиях. При этом возможны локальные различия в условиях накопления морен,
что при различном гранулометрическом составе может обеспечивать различные картины
распределения векторов In.. В других, даже близко расположенных разрезах, распределение
векторов намагниченности московской и калининской может иметь иной характер (например,
подобный днепровской морене). Встречный уклон ложа не обязательно должен обеспечивать
повсеместно одинаковую обводненность морен. Поэтому неудивительно различное распределение векторов In в калининской, московской и днепровской моренах (рис. 4.1).
О влиянии содержания воды в осадке на образование ориентационной (седиментационной и постседиментационной) намагниченности отложений известно давно: этому явлению посвящено большое количество ставших уже классикой теоретических работ и экспериментальных исследований. Даже формирование намагниченности эоловых лёссов не обошлось без
воды. На это обращалось внимание в работах С.А. Писаревского. Их намагниченность, скорее
всего, является постседиментационной и связана с «обводнением» – промачиванием лёссов талыми и дождевыми водами. О таком же механизме образования ориентационной намагниченности пепловых прослоев Камчатки писал В.В. Кочегура.
В то же время механизм и условия формирования намагниченности морен, учитывая
разнообразие их генетических типов, остаются практически не изученными. Известна единственная экспериментальная работа Г.И. Гончарова [1965], в которой на основе опытов по переосаждению (заметим, что метод переосаждения принимается не всеми палеомагнитологами)
было показано, что морены обладают ориентационной намагниченностью, которая могла образоваться лишь в водных условиях при участии слабых струйных течений. На характер распределения векторов остаточной намагниченности в моренах влияют различные факторы, в частности, такие как размер частиц магнитной фракции. Но, как показано ниже, существенное
влияние на намагниченность может оказывать и направление движения ледника.
46
Наблюдаемый спектр картин распределения векторов In по моренам Сатинского полигона и Северного Подмосковья не может быть полностью объяснен с позиций модели Рябушкина-Певзнера (напомним, что эта модель объясняла, в частности, дисперсию векторов днепровской морены в Лихвинском разрезе). Все морены покровных оледенений представлены, как
правило, смесью различных гранулометрических фракций – от глинистых, до валунных. Если
принять, что модель Рябушкина−Певзнера справедлива для днепровской морены в Лихвинском
разрезе, то непонятно почему она «не срабатывает» для калининской и московской морен в
разрезах у г. Дмитрова и в долине р. Куньи, особенно если учесть, что в этих разрезах доля песчано-гравийной фракции выше в московской морене, а днепровская морена более глиниста
[Лазуков и др., 1982]. В соответствии с этой моделью большая кучность векторов In должна была бы наблюдаться в более глинистой днепровской морене.
Такая же картина наблюдается и в разновозрастных моренах Сатинского полигона. В
публикации 2008 г. [Реконструкция палеогеографических…, 2008] и журнальной статье [Фаустов и др., 2010] приведены данные о том, что для этих морен наблюдается отчетливое увеличение глинистости: от слабо глинистой М1 → к умеренно глинистой М2 → до сильно глинистой
М4. Но при этом дисперсия векторов возрастает с увеличением глинистости: наименьшую кучность векторов имеет самая глинистая днепровская морена М4, в то время как наименее глинистой и наиболее завалуненной московской морене М1 свойственна прямая намагниченность при
невысокой дисперсии векторов In. Эти факты требуют объяснения. Очевидно, что дисперсия
векторов In в морене не зависит однозначно от соотношения песчано-гравийной и глинистоалевритовой фракций: большую роль здесь может играть степень обводненности моренного материала. Кроме того, одним из возможных объяснений относительно высокой кучности векторов In слабо глинистых морен может служить упомянутая выше гипотеза «карманов». Но для ее
реализации также необходимо достаточное обводнение осадков.
Третью группу распределения векторов In составляют морены, обнаружившие отчетливую корреляцию направлений намагниченности с ориентировкой длинных осей обломков.
Известно, что одной из важных диагностических характеристик основных морен служит ориентировка включенных в них обломков, которая используется для реконструкции направления
движения ледника, рецессий и осцилляций ледникового края. Так, в пределах Сатинского
учебно-научного полигона географического факультета МГУ «…главной отличительной и определяющей особенностью М1 (московской морены – С.Ф.) является северо-западная ориентировка включенных обломков, указывающая на юго-восточное направление ледникового сноса»
[Ананьева и др., 1979]. В связи с этим большой интерес представляет изучение палеомагнитных
характеристик морен и их корреляции с ориентировкой обломков.
Впервые В.И. Трухин обратил внимание на совпадение ориентировки направлений остаточной намагниченности с ориентировкой длинных осей обломков: «Интересно, кроме того,
отметить некоторую согласованность азимута направлений In и ориентировки обломков в каждом горизонте морен. Наметившаяся закономерность, по-видимому, не случайна и объясняется
преимущественной ориентацией ферромагнитных частиц по направлению движения ледника,
подобно упорядочиванию удлиненных обломков в массе активного мореносодержащего льда»
[Разрезы отложений ледниковых…, 1977]. Позднее мы отмечали: «В московской морене в ряде
случаев наблюдается отклонение векторов остаточной намагниченности от направления современного геомагнитного поля. Сопоставление распределения векторов In с розами ориентировки
длинных осей галек показывает, что векторы остаточной намагниченности совпадают с ориентировкой длинных осей галек и, таким образом, как бы маркируют (как и гальки) направление
движения ледника» [Фаустов, 1981].
Однако во всех работах, где отмечается согласованная ориентировка длинных осей обломков и векторов остаточной намагниченности, не приводились фактические данные по
47
распределением векторов In в сопоставлении с ориентировкой обломков. В публикации
2010 г. [Фаустов и др., 2010] впервые приведены авторские материалы Н.Г. Судаковой и
С.С. Карпухина по ориентировке длинных осей обломков морен М1, М3 и М4 на Сатинском полигоне и днепровской морены Лихвинского разреза в сопоставлении с палеомагнитными данными. Здесь мы воспроизводим эти материалы (см. рис. 4.3). На рисунке хорошо видно что московская морена М1 отличается по ориентировке длинных осей обломков от двух горизонтов
днепровской морены (М3 и М4).
Очень показательны палеомагнитные данные для московской морены (М1) и морен М3 и
М4. Для морен М3 и М4 характерно генеральное направление длинных осей обломков в направлении северо-восток → юго-запад. В этих же моренах преобладает ориентировка векторов In в
северо-восточном направлении, как при положительных, так и отрицательных значениях наклонения (рис. 4.4 Г, Д). Нетрудно увидеть, что векторы остаточной намагниченности и длинные оси обломков имеют согласованные направления, ориентированные вдоль оси движения
ледника. При этом наблюдаемая высокая дисперсия векторов, наиболее вероятно, определяется
двумя причинами. Во-первых, очень низкими величинами остаточной намагниченности (для
образцов морен М3 и М4 In=2÷4⋅10-6 ед. СГС). После температурно-временной магнитной чистки при t=200°C в течение 3-4 часов намагниченность уменьшаются на 60−70% и более − это
увеличивает относительную ошибку измерения компонентов намагниченности и обусловливает
значительный разброс векторов In. Во-вторых, хаотизирующим влиянием песчано-гравийной
фракции. Так, например, морена М3 отличается как от более древних, так и более молодых горизонтов морены, максимально высокой опесчаненностью (около 70%) при незначительной
глинистости (Фаустов и др., 2010).
Рассмотрим палеомагнитные данные по днепровской морене в разрезе Волченковсого
оврага (Сатино), представленные на рис. 4.2-I. По поводу этих данных В.А. Большаков пишет:
«В то же время на рис. 3Б (здесь рис. 4.2-I – С.Ф.) генеральное направление… не выделено. Полагаю, единственное объяснение этого – направление «не нужное», фиксирующее для морены
М4 …направление движения ледника с СЗ на ЮВ.». Именно данные, приведенные на этом рисунке, «убеждают в реальности явления (связи ориентировки обломков и векторов намагниченности – С.Ф.) в наибольшей степени» [Большаков, 2011, стр. 54].
Я должен обратить внимание на следующее. Днепровская морена в Сатино полнее всего
вскрыта в расчистке 656 (Волченковский овраг), ее видимая мощность – более 7 м. Образцы
отбирались здесь с интервалом 0,5 м (в среднем). При анализе палеомагнитных данных по этой
толще отдельно были показаны образцы с глубин 4 и 5 м, поскольку уже при первых измерениях некоторые из них обнаружили отрицательную намагниченность, а после температурной чистки 5 образцов из 6 приобрели «обратную» полярность намагниченности (см. рис. 4.2-I). Только по этой единственной причине данные по 6 образцам были выделены отдельно от всей
морены, вскрытой в Волченковском овраге, как в работе 1979 г., так и в статье 2010 г., на которую ссылается В.А. Большаков. Прибавьте эти шесть образцов к данным по всей толще морены
(соедините рисунки 4.2-I и 4.2-II), и их «наибольшая убедительность» исчезает, векторы намагниченности, приведенные на рис. 4.2-I, как и вся исследованная толща морены в Волченковском овраге, не «фиксируют направление движения ледника».
48
Рис. 4.3. Ориентировка длинных осей обломков в моренах в районе Сатинского полигона и в Лихвинском разрезе
(в окрестностях г. Чекалина)
49
Очевидно, что использование палеомагнитных данных, приведенных на рис. 4.2-I, для
доказательства связи ориентировки векторов намагниченности с ориентировкой длинных осей
обломков (см. рис. 4.5) в данном случае не корректно. Днепровская морена в расчистке 656 в
палеомагнитном плане относится к выделенной нами первой группе: распределение векторов In
на стереографической проекции имеет хаотический характер, не позволяющий выделить генеральное направление намагниченности.
Изменение азимута движения ледника московского оледенения определило, как отмечено выше, ориентировку длинных осей обломков в морене М1 в направлении северо-запад →
юго-восток, что является характерным признаком для московской морены не только на территории Сатинского полигона, но и в других районах Русской равнины. Изменилось и распределение векторов остаточной намагниченности. В обнажениях урочища Прутомойка и урочища
Соколиха векторы In образцов московской морены М1 ориентированы в северо-западном направлении (рис. 4.4, А, Б, В.), также в согласии с генеральной ориентировкой длинных осей обломков. При этом все образцы имеют положительное наклонение.
Рис. 4.4. Стереографические проекции векторов намагниченности образцов московской и днепровской морен
из разрезов Сатинского полигона. Условные обозначения те же, что и на рис. 4.1.
Вернемся к материалам по днепровской морене в известном Лихвинском разрезе. На
рисунке 4.3 хорошо видно, что длинные оси обломков в морене во всех ее трех слоях ориентированы практически в направлении север – юг, с небольшим отклонением в северо-восточном
направлении. По данным П.К. Рябушкина и М.А. Певзнера [1978], несмотря на высокую дисперсию векторов In и наличие образцов с компонентами обратной намагниченности, морена
имеет преимущественное направление намагниченности по современному полю. И это хорошо
согласуется с ориентировкой обломков.
Известно, что магнитные моменты частиц являются векторами, совпадающими с их
длинными осями. Поэтому влияние движения ледника на их ориентировку представляется
вполне вероятным. С этим же фактором связана анизотропия магнитной восприимчивости морен, однако магнитное склонение представляется нам более чувствительным индикатором.
Очень важно обратить внимание на следующий факт. Если бы ориентировка магнитных частиц
зависела только от движения ледника, то векторы намагниченности образцов должны были бы
равновероятно (безотносительно к геомагнитному полю) ориентироваться в двух антипараллельных направлениях вдоль оси движения ледника. Однако в приведенных выше примерах в
моренах наблюдается отчетливое влияние геомагнитного поля современной полярности. Так, в
морене М1 наклонение намагниченности всех образцов имеет положительное значение, а скло-
50
нение векторов как в московской, так и в днепровской моренах лишь смещено от современного
магнитного меридиана и направлено на северо-запад и северо-восток соответственно, что можно объяснить только влиянием ледника. Очевидно, намагниченность морен формировалась при
совместном влиянии ледника и геомагнитного поля.
Приведенные фактические данные в наших публикациях и в работе коллектива авторов
[Ананьева и др., 1979] показывают, что ориентировка обломков в днепровской морене даже в
пределах Сатинского полигона различна в зависимости от изменения палеогляциологической
обстановки. Так, например, в расчистке 658 на глубине 3 м обломки ориентированы в направлении СВ-ЮЗ. В таком же направлении ориентированы обломки в ур. Прутомойка, в расч. 607,
на гл. 3-3,5 м и Лисьих норах, в расч. 654, на глубине 4,5 м (см. рис. 4.3). Но в том же Волченковском овраге в расч. 656 и 657 (на глуб. 2,5 и 2,8 м соответственно) обломки ориентированы
в направлении СЗ-ЮВ (рис. 4.5). Авторы приведенных материалов предлагают объяснение
причин изменения ориентировки обломков в разных расчистках в пределах небольшой территории Сатинского полигона [Ананьева и др., 1979, стр. 50].
Рис. 4.5. Ориентировка длинных осей обломков в днепровской морене. Сатинский полигон, расч. 656, 657.
(по работе [Ананьева и др., 1979]).
Обратим особое внимание на то, что векторы намагниченности образцов днепровской
морены из Волченковского оврага (расчистке 656) не связаны ни с той, ни с другой ориентировкой обломков. Они имеют на стереографической проекции хаотическое распределение (рис.
4.2-II) и относятся, как отмечено выше, к выделенной нами первой группе.
Разрезы Сатинского полигона и разрезы в окрестностях г. Чекалина расположены в
маргинальной области днепровского оледенения, и здесь, как нигде, возможно влияние местных геологических и геоморфологических условий на движение лопастей днепровского ледника и накопление моренных отложений, что и обусловливает, скорее всего, отмеченные различия в ориентировке обломков, наблюдаемые в днепровской морене.
Факты согласованной ориентировки векторов остаточной намагниченности в суглинках
морен и генерального направления ориентировки длинных осей обломков, связанной с движением ледника, как следует из приведенных материалов и имеющихся публикаций, явление не
редкое. При этом механизм влияния движения ледника на ориентировку векторов In остается не
ясным.
–•••–
Выполненная работа по анализу палеомагнитных данных по моренам совместно с материалами литологических исследований является первым опытом и первым шагом в изучении
51
природы намагниченности морен, влиянию условий седиментации моренного материала на
ориентировку векторов остаточной намагниченности. Особенности палеомагнитных характеристик и понимание механизма формирования намагниченности морен могут оказаться полезными для их использования при палеогляциологических реконструкциях и в стратиграфических целях. Разумеется, мы отдаем себе отчет в том, что изложенные выше представления о
палеомагнетизме морен по ряду позиций являются предположительными, и они, скорее всего,
долго будут оставаться такими, поскольку экспериментальная проверка тезисов о влиянии степени обводненности и других факторов на палеомагнитные характеристики морен представляется задачей чрезвычайной сложности. Реальным путем достижения поставленных задач могут
быть дальнейшие целенаправленные палеомагнитные исследования и выявление связей магнитных и палеомагнитных характеристик морен с их литолого-фациальными особенностями и
геолого-геоморфологическими условиями накопления.
52
Глава 5. Строение речных долин
Среди методов стратиграфического расчленения четвертичных отложений Русской равнины достаточно эффективен геолого-геоморфологический метод. Он основан на главной особенности четвертичных отложений, отличающих их от всех более древних – непосредственной
генетической связи с рельефом. В условиях, когда палеонтологические методы не всегда однозначно определяют возраст отложений, а методы абсолютной геохронологии еще не совершенны и дают противоречивые результаты, геолого–геоморфологический метод может стать одним
из ведущих.
Среди четвертичных отложений и образуемых ими форм рельефа необходимо выделять
и изучать единые пространственно-временные комплексы или морфогенетические ряды [Спиридонов, 1960]. Они включают главные или основные отложения и формы рельефа, связанные
друг с другом пространственно и одновременностью образования: ледниковые, флювиогляциальные, аллювиальные, морские отложения и соответствующие им ледниковые и флювиогляциальные равнины, речные и морские террасы. Связь этих отложений и форм рельефа друг с
другом закономерна. Обломочный материал из ледников поступает в реки, где он накапливается в речных долинах, но часть его переносится далее в озерные или морские бассейны, в которых он окончательно аккумулируется. Этот процесс, как известно, подчиняется климатическим
циклам и ритмам, имеющим глобальный характер. Таким образом, в этих морфогенетических
рядах аллювиальные отложения являются связующим звеном между ледниковыми и морскими
отложениями. С этими отложениями, образующими разновозрастные ряды или комплексы,
увязываются все остальные отложения: озерные, болотные, склоновые, пролювиальные, почвенно–лессовые.
Ледниковые отложения слагают обширные, но все-таки отдельные области континентов. Они отражают лишь часть климатического ритма – похолодание. В аллювии внеледниковых областей запечатлен полный климатический ритм – межледниковье и ледниковье (или потепление и похолодание), а также фиксируются изменения климатических условий более
высоких рангов. Поэтому изучение аллювия и слагаемых им террас часто дает представление
об изменяющихся климатических условиях, количестве ритмов, являющихся основой стратиграфического расчленения четвертичного покрова Русской равнины.
Особенности строения речных долин в ледниковых и внеледниковых
областях Русской равнины.
Речные долины занимают большие площади на Русской равнине. На склонах долин часто развиты оползни, а на террасах карстовые формы. Если при мелкомасштабном экологопалеогеографическом районировании территории речные долины не учитываются (не принимаются во внимание), то при более крупномасштабном районировании они выделяются как
самостоятельные единицы или районы.
В формировании речных долин и террас участвуют два основных фактора – климат и
тектонические движения. Планетарная климатическая ритмичность обусловливает не только
появление ледниковых покровов, развитие глобальных трансгрессий и регрессий, но и циклическое развитие речных долин, закономерную повторяемость во времени эрозионноаккумулятивных циклов, в процессе которых формируются цикловые террасы, развитые по
всей долине. Поскольку формирование речных врезов происходит на фоне восходящих движений, можно говорить о тектоно-климатических циклах. Несмотря на то, что горные и равнин-
53
ные области резко отличаются друг от друга по интенсивности тектонических движений, количество цикловых террас в речных долинах в них одинаковое – 5 или 6, а слагающий их разновозрастный аллювий имеет однотипное строение. Это может служить подтверждением значительной роли глобально проявляющихся климатических ритмов в формировании террас и
аллювия. Тектонические движения, проявляющиеся регионально или на отдельных участках,
определяют уклоны русел, энергию водных потоков, глубину цикловых врезов, высоту террас,
изменчивость фаций и мощности аллювия, появление на поднимающихся участках дополнительных локальных террас.
Крупные реки Русской равнины при своем течении к базису эрозии пересекают ледниковые и внеледниковые области. Это относится к Волге, Дону, Днепру и их притокам. При этом
строение долин и осадочной толщи меняются. В ледниковых областях речные долины были
неоднократно перекрыты моренами, заполнившими эрозионные врезы, и, таким образом, первичный рельеф был существенно выровнен. Поэтому слагаемые древним аллювием террасы
здесь погребены, а на дневной поверхности в речных долинах развиты молодые низкие террасы
и пойма, образовавшиеся после освобождения территории от ледниковых покровов. При движении к югу за пределы распространения каждого ледникового покрова все более древний аллювий появляется на поверхности, слагая террасы, количество которых постепенно увеличивается. Так в области развития валдайских оледенений в долинах развиты только I и II террасы; в
области развития московского оледенения, наряду с I и II террасами, выражена III терраса; в
области развития днепровского оледенения появляется IV терраса. Аллювий V и VI террас в
ледниковой области погребены. Здесь следует отметить, что указанные номера террас отражают не последовательность ступеней террас в долине, а принадлежность их к эрозионноаккумулятивным циклам определенного возраста. Во внеледниковой области в речных долинах
развит практически весь комплекс неоплейстоценовых террас – от нижнего неоплейстоцена до
голоцена включительно (если только это не область прогибания).
Высоты террас каждого цикла в разных долинах близки между собой, что отмечали
многие исследователи (см. таблицу 1). Так высота пойм крупных равнинных рек обычно равна
4-8 м, высота I террасы 11-17 м, II – 12-20 м, III – 25-30, реже до 40 м, IV – 40-50 м, V – 70-80 м.
Наибольшие значения высот террас характерны для участков тектонических поднятий, пересекаемых реками. Так, например, высота террас рек Оки и Клязьмы увеличивается при пересечении ими Окско-Цнинского вала, реки Пахры при пересечении ею Подольского поднятия и т.п.
Возраст террас и слагающего их аллювия в различных районах определен по данным
палеонтологических, археологических и радиологических исследований [Стратиграфия…,
1984]. На Русской равнине нижненеоплейстоценовый аллювий (QI), слагающий пятые террасы
рек, или соответствующий погребенный аллювий, содержит тираспольский комплекс крупных
и мелких млекопитающих; средненеоплейстоценовый аллювий (QII), слагающий четвертые и
третьи террасы, включает сингильский и хазарский комплексы; верхненеоплейстоценовый аллювий (QIII), слагающий вторые и первые террасы, характеризуется верхнепалеолитическим
(шкурлатовским и мамонтовым) комплексом.
Не останавливаясь на деталях строения аллювия каждой цикловой террасы, отметим
главные черты сходства и принципиальные особенности разновозрастных свит аллювия. Одной
из них является давно доказанное двухчленное их строение, отражающее направленное изменение климата, фиксируемое от более теплого в низах разреза к более холодному в верхах. По
литологическим, палинологическим и палеонтологическим признакам нижние части разновозрастных аллювиальных свит накапливались преимущественно в теплых условиях, а верхние в
холодных перигляциальных [Горецкий, 1966, 1982; Кожевников и др. 1979; Стратиграфия…,
1984; Строение и история…, 1996 и др.].
54
Таблица. 1
Характерные высоты террас над современным меженным уровнем в долинах некоторых рек Русской равнины
Террасы (I-V), их возраст и высота (м)
Реки
Волга
Воркута
Вычегда
Десна
Днепр
Дон
Клязьма
Москва
Ока
Пахра
Протва
Сухона
Угра
Пойма
Q IV
(высокая)
5-10
3-6
3-7
3-4
3-5
5-10
5-6
4-8
5-10
3-5
3-5,5
2-4
2,5-6
I
Q III 3-4
II
Q III 1-2
III
Q II 3-4
IV
Q II 1-2
10-17
8-12
10-11
7-10
6-17
11-15
10-11
8-12
11-17
8-9
7-15
10-12
8-12
20-25
14-18
14-16
18-25
12-20
18-25
15-17
12-18
16-25
12-18
12-18
16-20
12-18
30-40
20-30
20-22
25-30
35-40
35-40
20-25
25-30
27-45
25-30
23-25,30-40
25-28
25-30
60-80
45-50
40-50
40-55
V
QI
70-80
70
40-50-60
40-50
По данным Г.И. Горецкого [1966, 1982], Н.М. Грищенко [1976], А.В. Кожевникова [1970], Л.Л. Розанова [1977],
Г.И. Холмового и Б.В. Глушкова [2001] и др.
Таким образом, аллювий первых террас Волги, Дона, Оки, Москвы и многих других рек
Русской равнины формировался во время средневалдайского (молого-шекснинского или ленинградского) межледниковья и осташковского оледенения, аллювий вторых террас - во время
микулинского межледниковья и калининского оледенения, аллювий третьих террас во время
горкинского (сатинского) межледниковья и московского оледенения, аллювий четвертых террас – во время лихвинского межледниковья и днепровского оледенения, аллювий пятых террас
– во время мучкапского межледниковья и окского оледенения. Что касается аллювия шестой
террасы, известной в погребенном состоянии на Окско-Донской равнине, то его формирование,
судя по палинологическим данным [Трегуб, 2009], происходило во время довольно сложной
природной обстановки ильинской межледниковой эпохи и донского оледенения.
Аллювий разновозрастных террас имеет черты сходства не только по климатическим
условиям накопления, но и по фациально-динамическим, отражающим процесс выработки вреза и заполнения его аллювием [Ламакин, 1948; Макарова и др. 2011]. Обычно каждый эрозионно-аккумулятивный цикл начинается со стадии или фазы врезания (инстративной), выработки
вреза и его наиболее глубокой части – тальвега. У равнинных рек, в отличие от горных, тальвеги не глубокие, до 5 м, реже глубже, плохо сохраняются в процессе боковой миграции русел.
Они выполнены песчано-гравийно-галечными отложениями.
Чаще всего разрезы аллювия каждой свиты начинаются с аллювия, фиксирующего стадию расширения долины, называемую субстративной, сменяющую стадию врезания. Это базальный горизонт, или горизонт размыва по Г.И. Горецкому [1966], мощность которого в долинах Волги, Оки, Москвы и многих других рек составляет в среднем 1-3 м, достигая 4-5 м и
более. Это наиболее грубый русловой аллювий, состоящий из крупнозернистого песка, с гравием, мелкой галькой и щебнем. В петрографическом составе обломков преобладают местные
подстилающие породы. Он служит маркирующим горизонтом, определяющим нижнюю границу разновозрастных свит в условиях их наложения друг на друга (рис. 5.1). Базальный горизонт
55
обычно выстилает относительно плоское днище долины того или иного цикла, залегая на коренных породах или более древнем аллювии. Это наглядно представлено в многочисленных
разрезах разновозрастного аллювия, построенных по данным бурения, в долинах рек Москва,
Ока, Волга от их верховий до низовий [Горецкий, 1966]. Ширина днища разновозрастных долин указанных рек по базальному горизонту (возможно, не полная) составляет 3-5 км и более и
изменяется в зависимости от структурной обстановки. Как правило, ширина днища сокращается от более древних долин к более молодым.
Рис. 5.1. Схематический профиль через долину Оки в Угринско-Яченском районе
(с использованием данных Г.И. Горецкого [1966])
1 – валунный суглинок (моренный), 2 – галька с гравием и щебнем (базальный горизонт аллювия) , 3 – песок с гравием и редкой
галькой, 4 – супесь, 5 – суглинок. Геологические индексы: аллювий: aIV – голоценовый, aIII – верхнеплейстоценовый, aIIkr2 и aIIkr1
– среднеплейстоценовый верхне-и нижнекривичской свит; флювиогляциальные отложения московского оледенения: f2IIms – времени его отступания и f1IIms – времени его наступания: gIIms – морена московского оледенения; dIV – современный делювий; C1 –
нижнекаменноугольные породы
Вышележащий аллювий имеет преимущественно песчаный состав с прослоями и линзами гравия, мелкой гальки, супесей и суглинков, реже глин. Это констративный аллювий, наслаивающийся в процессе поступления материала. Его мощность может достигать первых десятков метров, а верхняя часть представляет упомянутый выше перигляциальный аллювий,
отложенный разветвленными руслами. Заканчивается разрез свит пойменными осадками, время
образования которых соответствует заключительной фазе или стадии эрозионноаккумулятивного цикла, называемой перстративной, или стадией динамического равновесия.
Однако пойменные осадки присутствуют в основном на низких террасах, а на высоких сохраняются редко. Таким образом, в равнинном аллювии всех крупных рек Русской равнины наиболее отчетливо и практически повсеместно выражены стадии расширения долины и заполнения ее аллювием.
Общая глубина цикловых врезов контролируется уровнем моря, служащим базисом
эрозии рек. Для Волги, Дона, Днепра и их притоков – это уровень Каспийского, Азовского и
Черного морей; для северных рек – Сев. Двины, Печоры и др. – уровень Белого и Карского морей. Регрессивное понижение уровней морей в эпохи оледенений на 30-100 м и более, по сравнению с современным положением, определяло глубину врезов, которые по долинам рек распространялись к их верховьям. Наиболее глубокие врезы, превышающие 100 м, характерны для
раннего и начала среднего неоплейстоцена. Возможно, что на их выработку в это время влияли
не только низкий уровень моря, вызванный мощными оледенениями, но и тектонические движения, неоднократно проявлявшиеся на всей территории Русской равнины.
56
Поверхности террас перекрыты комплексом отложений, включающих склоновые отложения, лессы с прослоями почв, общая мощность которых увеличивается на более высоких и
древних террасах.
В качестве примера существования указанных закономерностей в строении аллювия
разновозрастных террас показательна долина р. Протва, левого притока р. Оки, находящаяся в
области развития среднеплейстоценовых оледенений [Строение и история…, 1996]. В долине
развиты три относительно молодые террасы, высота которых приведена в таблице 1. В пределах Сатинского учебного полигона большим коллективом авторов детально изучен фациальный, гранулометрический, минералогический состав аллювия, дана палинологическая его характеристика и определен абсолютный возраст.
III терраса р. Протвы является эрозионно-аккумулятивной. В ее цоколе обнажается московская морена, над которой залегает перигляциальный аллювий. Он формировался по типу
долинных зандров в условиях прохладного и, вероятно, сухого климата, типичного для заключительных этапов московской ледниковой эпохи. Возраст отложений 150±32 тыс. лет назад
(РТЛ-637).
Аллювий II террасы р. Протвы имеет мощность 30-35 м. В нем выделяются аллювий,
заполняющий эрозионный врез, углубленный на 15-17 м ниже современного русла, базальный
горизонт стадии расширения долины и аллювий стадии заполнения долины. В верхней части
разреза присутствуют пойменные и старичные фации. Детальная спорово-пыльцевая характеристика аллювия позволяет констатировать, что осадки, залегающие в основании эрозионного
вреза, относятся ко второй половине оптимума микулинского межледниковья. Вышележащие
осадки формировались при постепенном нарастании похолодания, отвечающего начальным
этапам ранневалдайской ледниковой эпохи, что особенно характерно для перигляциального
аллювия верхних частей разрезов. Это подтверждено термолюминесцентными датировками
70±10 т.л.н.
Аллювий I террасы представлен русловыми и пойменными фациями общей мощностью
12-19 м. Спорово-пыльцевые данные свидетельствуют о формировании нижней пачки аллювия
в условиях господства сосново-березовых и еловых лесов с небольшим участием широколиственных пород. Верхняя пачка аллювия накапливалась в обстановке господства перигляциальной растительности. Абсолютные (РТЛ) датировки указывают возраст аллювия от 43±13 т.л.н.
для нижней пачки и до 14±5 т.л.н. для верхней.
Пойменные осадки р. Протвы имеют мощность 10-12 м. Нижние их части, накапливались в ранне-среднеантлантическое время, средние – в послеантлантическую эпоху наибольшего потепления, а осадки, завершающие разрез, начали формироваться в сравнительно прохладную суббореальную эпоху. Абсолютный возраст осадков по радиоуглероду более 2900 л.н.
Практически аналогичное строение имеют террасы и слагающий их аллювий в долине
р. Москва в пределах города и Подмосковья [Кожевников и др., 1979]. По данным споровопыльцевого анализа нижние части аллювиальных свит, слагающих три террасы, накапливались
в межледниковья, а верхние части свит – в эпохи оледенений. В самой низкой – серебряноборской I террасе р. Москвы базальный горизонт аллювия накапливался в молого-шекснинский
(ленинградский) относительно теплый интервал, а верхние перигляциальные пески с мерзлотными текстурами отвечают суровому климату осташковского оледенения. II терраса – мневниковская – сложена преимущественно песками. Однако в районе с. Троицко-Лыково в ее разрезе
выделяются озерные осадки, уверенно относимые по спорово-пыльцевому спектру к микулинскому межледниковью [Москвитин, 1965]. Пески, завершающие разрез мневниковской террасы, содержат растительные остатки, соответствующие умеренно холодному климату и накапливались во время калининского оледенения. III терраса – ходынская. Слагающие ее нижнюю
часть песчаные одинцовские (горкинские) отложения перекрываются московской мореной.
57
Интересные данные по строению поймы и слагающего ее аллювия приводятся
А.В. Паниным с соавторами [2011]. В долинах многих рек Северной Евразии, в том числе Дона,
Десны, Хопра и др., с конца позднего неоплейстоцена и на протяжении голоцена наблюдается
общее сокращение ширины поймы и меандрового пояса. В связи с некоторым похолоданием и
увеличением осадков в суббореальный и субатлантический периоды (4000-2000 лет назад) русла рек становятся однорукавными с побочнями и осередками. Пойменный аллювий несет следы
похолодания. Все это свидетельствует, по нашему мнению, о предстоящем похолодании и, в
дальнейшем, наступлении нового эрозионно-аккумулятивного цикла, который должен начаться
с врезания.
Связь аллювия с ледниковыми отложениями
Непосредственная связь аллювия с моренами наиболее ярко проявлена в горах, где каждая цикловая терраса вверх по долине сочленяется с моренами, обычно через флювиогляциальные отложения. От стадиальных морен также берут начало локальные (или промежуточные)
террасы, которые затем ниже по долинам сливаются в единую цикловую террасу. Такое же соотношение аллювия и морен существует и в равнинных областях, в частности на Русской равнине. Цикловые террасы на Русской равнине начинаются только от зандров каждого оледенения. Это отмечали Н.И. Кригер, А.А. Асеев, Ю.М. Васильев, Г.И. Горецкий, Е.П. Заррина, А.В.
Кожевников, Ю.А. Лаврушин, А.И. Москвитин, Г.В. Обедиентова и другие исследователи для
многих рек Русской равнины, в том числе, Оки, Москвы, Волги, Дона и др. Обычно от конечных моренных гряд какого-либо оледенения начинаются обширные зандровые равнины или
долины. Они развиты и в пределах моренного покрова в виде водораздельных зандров времени
отступания ледника. Маломощные (первые метры) гравийно-песчаные их отложения обычно
перекрывают морену на водоразделах. В водораздельные зандры слабо врезаны долинные зандры, выработанные более энергичными потоками и выполненные несколько более грубым
флювиогляциальным материалом. Часто их образуют реки, освободившиеся из-подо льда и возобновившие свое течение. Аккумулятивная поверхность этих ложбин при последующем врезании переходит в поверхность террасы, протягивающейся вниз по долине за пределы области
оледенения.
В долине Волги I терраса начинается далеко на северо-западе в пределах развития зандров осташковского оледенения, II терраса начинается от зандров калининского оледенения. III
терраса берет начало от зандра московского оледенения, протягивающегося по долине Волги
до Ветлуги, а IV появляется в районе Казани, где заканчивается зандровая равнина днепровского оледенения. Еще в конце тридцатых годов прошлого столетия З.Н. Барановская и Н.Е. Дик
[1938, с.35] писали: «Обращает на себя внимание точное совпадение количества террас у большинства рек с количеством приостановок отступающего ледника». Следовательно, количеству
морен в ледниковой области должно отвечать такое же количество террас и аллювиальных свит
во внеледниковой области. Этот важный вывод имеет большое значение для стратиграфии четвертичных отложений.
В ледниковой области межледниковый аллювий каждого цикла перекрыт, как правило,
сначала флювиогляциальными или перигляциальными отложениями эпохи наступания ледника, а затем мореной, заканчивающей климатический ритм.
Во внеледниковых областях времени оледенений отвечают горизонты лессов, перекрывающих террасы; при этом количество горизонтов тем больше, чем древнее терраса.
58
Асимметрия речных долин
Характерной особенностью морфологии речных долин, давно установленной многими
исследователями, является их асимметричное строение. Независимо от ориентировки долин
часто наблюдается направленная миграция речных русел к правым берегам, вследствие чего
эти правые берега выше и круче левых. Исследователи объясняли такую асимметрию различными причинами – литологическими, климатическими, но, главное, тектоническими. Однако
основной причиной являются ротационные процессы и действие сил Кориолиса, заставляющие
реки в северном полушарии смещаться к правым берегам, а в южном – к левым. Это явление
известно как закон Бэра-Бабине.
По данным С.С. Воскресенского [1947], правая асимметрия долин характерна для 90%
рек Русской равнины. Наиболее ярко она выражена на большей части протяжения крупных
полноводных рек – Волги, Дона, Оки и других рек с хорошо разработанными долинами, развивающимися с олигоцена или неогена после регрессии морей и начавшихся тектонических поднятий. У долин, сформированных с конца среднего или позднего плейстоцена в ледниковых
областях, после таяния ледниковых покровов асимметрия еще не успела проявиться в достаточной мере, и она выражена не так отчетливо. Здесь речные долины морфологически молодые, древние террасы погребены под моренами, и, как указывалось выше, развиты лишь низкие
одна или две террасы. Следовательно, фактор времени или длительность развития долин играет
большую роль при выработке асимметрии.
Выше было сказано, что тектонические движения влияют на морфологию долин, глубину эрозионных врезов, высоту террас и т.д. Однако они не являются основной причиной асимметрии большинства крупных долин (в отличие от долин малых рек, асимметрия которых часто
определяется различными причинами, в том числе тектоническими). Об этом говорят многочисленные факты миграции рек на склоны растущих новейших поднятий. При этом известны
расстояния, на которые сместились русла рек за четвертичное или более длительное время. Они
измеряются десятками километров. Так Дон за плиоцен-четвертичное время сместился к западу
на 100-110 км и врезается в склон Воронежского поднятия, уходя из Окско-Донского прогиба.
Волга на широтном отрезке от Нижнего Новгорода до Казани сместилась вправо на северный
склон новейшего Токмовского поднятия за среднечетвертичное время на расстояние 5-10 км.
Известны еще большие расстояния ее смещения ниже по течению. Река Москва в пределах города на отдельных участках сместилась от своих погребенных долин на склон Теплостанской
возвышенности за поздний неоплейстоцен-голоцен на 3-4 км. То же самое наблюдается во многих других долинах Русской равнины. На основании этого определены скорости латерального
смещения или боковой эрозии рек за четвертичное время [Макарова и др., 2008]. Они составляют от 5-6 мм/год у многих рек до 40-50 мм/год у Волги. Сравнительно небольшие реки смещаются вправо со скоростью 1-3 мм/год.
Глубинная эрозия у равнинных рек протекает с меньшей скоростью, чем боковая эрозия. В среднем за все четвертичное время она равна 0,1-0,8 мм/год. При этом скорость углубления русел за голоценовое время (10 000 лет) составляет 2-5 мм. Рост же тектонических структур на Восточно-Европейской платформе, в частности, поднятий, происходит со скоростью,
несравнимо меньшей, чем скорость экзогенных процессов – боковой и глубинной эрозии. Если
за амплитуду поднятий за весь новейший этап (25-30 млн лет) принять абсолютные отметки
возвышенностей, равные 350-370 м (Среднерусская, Приволжская возвышенности и др.), то
средние скорости поднятий составят всего 0,01-0,02 мм/год. Скорости современных тектонических движений, измеренные точными геодезическими методами, достигают 2-6 мм/год. Но эти
59
движения короткопериодичные, меняют знак, проявляются на локальных участках и поэтому
не могут кардинально влиять на строение долин.
Таким образом, асимметрия речных долин в значительной мере может быть обусловлена экзогенными процессами, в частности, ротационными. Боковая эрозия в настоящее время
интенсивно идет на берегах многих рек, особенно за пределами развития морен валдайских и
отчасти московского оледенений. Она отмечается в нижнем течении Угры, Жиздры, на отдельных участках средней Оки, Клязьмы и других рек, где размыв берегов в годы с высоким половодьем идет со скоростью до 5-7 м в год [Чернов, 2009]. При эколого-палеогеографическом
районировании, в частности, при прогнозировании опасных эрозионных процессов в долинах
рек следует учитывать и этот природный ротационный фактор.
Погребенные долины
Погребенные палеодолины широко распространены на территории Русской равнины
(рис. 5.2). Их существование может нарушать геоэкологическую устойчивость территорий на
отдельных участках. В пределах палеоврезов изменяется соотношение ледниковых, флювиогляциальных, аллювиальных отложений, увеличивается их мощность и водонасыщенность, появляется угроза развития суффозионных и оползневых процессов. Через глубокие погребенные
врезы осуществляется гидравлическая связь между водоносными горизонтами четвертичных
отложений и водами коренных пород. В палеоврезах происходит разгрузка вод нижних горизонтов в вышележащие горизонты и наоборот. При этом может происходить загрязнение водоносных горизонтов, используемых для водоснабжения, химическими продуктами отходов производств и др. Поэтому изучение палеодолин имеет практическое значение не только при
гидрогеологических, инженерно-геологических, но и эколого-палеогеографических исследованиях.
Среди палеодолин выделяются долины разного возраста. Они вскрываются бурением и
отмечаются геофизикой на разной глубине в разрезах палеозойско-кайнозойского чехла, фиксируя наступление континентальных условий, а также время врезания и аккумуляции. Последнее может быть связано с активизацией тектонических движений и изменением климата. Известны раннекаменноугольная долина Пра-Оки, средне-верхнеюрская (бат-келловейская)
долина Пра-Москвы, неогеновые долины Волги, Дона, Оки и др., плейстоценовые погребенные
долины большинства рек Русской равнины. Древние докайнозойские палеодолины обычно перекрыты морскими осадками, а неогеновые и четвертичные в большинстве случаев погребены
под ледниковыми отложениями.
Неогеновые палеодолины наиболее широко сохранились на обширной Окско-Донской
равнине, являющейся новейшим тектоническим прогибом. Во многих других областях Русской
равнины сохранность неогеновой сети плохая, отдельные ее фрагменты присутствуют на склонах Среднерусской и Верхневолжской возвышенностей.
На Окско-Донской равнине погребенные долины изучались Г.В. Холмовым [1975,
1985], М.Н. Грищенко [1976], Ю.И. Иосифовой, Р.В. Красненковым [Миоцен…, 1977],
Г.И. Горецким [1982] и многими другими. Долины принадлежат Палео-Дону и его притокам.
Они стали формироваться после регрессии олигоценового моря. Большая часть долин имеет
меридиональное простирание. На некоторых участках они приурочены к разрывным нарушениям в фундаменте и тектоническим трещинам. На протяжении неогена происходила постепенная миграции долин к западу. Возраст палеодолин определен на основании специфических
спорово-пыльцевых, карпологических и диатомовых комплексов и хорошо сохранившихся остатков растительности [Миоцен…, 1977].
60
Рис. 5.2. Схематическая карта положения некоторых погребенных долин в Центральной части Русской равнины.
Составлена с использованием материалов С.М. Шика [1960], Г.И. Горецкого [1966, 1982], В.Ф Филиппович [1984],
Е.В. Холмового [1975] и геологических съемок
1 - 3 –- границы и отложения погребенных долин палео-Дона:1 – миоценовой, 2 – ранне- и среднеплиоценовой, 3 – позднеплиоценовой; 4 – доледниковые четвертичные долины, 5 – граница максимального донского оледенения. Буквами обозначена сеть
палеодолин: Д – Деснинская, ОУ - Окско- Угринская, ВН – Волжско-Нерльская
Среди палеодолин выделяется несколько разновозрастных генераций. Наиболее древняя
из них – раннемиоценовая, еще не глубоко врезанная (до 3-8 м), заполнена аллювием, слабо
дифференцированным на фации. Ее фрагменты вскрываются бурением лишь в самых восточных частях Окско-Донской равнины. Более молодые средне- и верхнемиоценовые палеодолины
врезаны на 50-70 м глубже современного русла Дона. Заполняющий их аллювий, относящийся
соответственно к терновской и сосновской свитам, в нижней части представлен гравийногалечным материалом, перекрытым разнозернистыми песками с прослоями серых и темно-
61
серых глин, количество которых в верхней части разрезов возрастает. На склонах выделяются
террасообразные уступы.
Наиболее молодая верхнеплиоценовая (кривоборская) долина Дона с его притоками
протягивается от Рязани на севере до Калачской возвышенности на юге. Здесь, огибая ее с севера, она уходит далее на юг (см. рис. 5.2.). Относительно современного русла р. Дон она переуглублена на 30-40 м. Ширина отдельных долин составляет 10-15 км, а общая ширина всей
плиоценовой долинной сети достигает 50-70 км. Заполняющий главное русло долины и ее притоков аллювий представлен кривоборской серией, в составе которой выделяются усманская,
кривоборская и яманская свиты. В свою очередь, они разделяются на подсвиты, заполняющие
последовательно углубляющиеся врезы. Отложения состоят из песчано-глинистого и суглинистого материала, с галечно-гравийными горизонтами и более крупной галькой базального горизонта. Мощность аллювия от 15-20 до 30-40 м и более.
Неоплейстоценовые погребенные долины образуют разветвленную сеть на всей территории Русской равнины и свойственны практически всем крупным долинам Центра Русской
равнины – Волге, Дону, Оке, Москве и их многочисленным притокам. Они врезаны в различные по возрасту породы, преимущественно палеозойского и мезозойского возраста, причем,
глубина вреза в доледниковые водоразделы иногда достигает 100-120 м и более, что глубже
вреза современных долин. Поперечный профиль большинства долин V-образный, склоны крутые, однако местами на них сохранились террасообразные уступы. В некоторых долинах дно
опущено ниже нулевой отметки на 30-40 м, а местами на 60-80 м и более. Это объясняется тем,
что в конце неогена и начале неоплейстоцена резко активизировались тектонические движения
и понизился уровень Балтийского, Черного, Каспийского и северных морей в связи с начавшимися ранненеоплейстоценовыми оледенениями.
Ширина палеоврезов в низовьях составляет 2-4 км и увеличивается к верховьям за счет
расширения ледниками. Новейшие поднятия сужали долины, обусловливая переуглубления
русел. Такие участки известны в палеодолинах, существовавших вдоль северного склона Клинско-Дмитровской гряды. Многие палеореки имели направление стока, не совпадающее с современными реками. Например, река Пра-Нерль (Клязьминская) направлялась на северо-запад
(сейчас на юго-восток), а Пра-Дубна и Пра-Нерль (Волжская) – на восток (сейчас на северозапад). Палеодолины погребены под моренами и флювиогляциальными отложениями разного
возраста и в современном рельефе не всегда выражены. Южнее границы распространения московского оледенения древние долины не были целиком заполнены осадками и сохранились в
современном рельефе. В этом случае они использованы современными реками, как например,
долины, относящиеся к бассейну Десны в Брянском районе.
Большая часть погребенных долин в центральной части Русской равнины имеет ранненеоплейстоценовый возраст. В основании их залегают аллювий этого возраста (венедская свита
по Г.И. Горецкому [1966]) и флювиогляциальные отложения времени наступания окского оледенения (рис. 5.3А). Отложения состоят из серых, желто-серых песков с гравием с примесью
гальки и валунов в базальном горизонте. Часто присутствуют глины озерного генезиса. Мощность отложений колеблется от первых метров до 45 м, как, например, в долине пра-Оки на
участке от устья Угры до устья Суходрева, [Филиппович, 1984]. Иногда аллювий отсутствует, и
палеоврез выполнен окской мореной, как, например, в притоках р. пра-Нерли (Клязьминской)
(рис.5.3Б).
62
Сложная сеть палеодолин известна на западе Русской равнины между Калугой и Брянском [Шик, 1960; Филиппович, 1984]. Здесь выделяются три основные системы погребенных
ископаемых речных бассейнов с северным, южным и юго-восточным направлением стока. Первый из них не имеет аналога в современной гидрографической сети; сток из него осуществлялся, очевидно, в Балтийское море. Система стока погребенных долин с южным направлением
названа пра-Десной (Д на рис 5.2.). Другая палеосеть – Окско-Угринская – развита северовосточнее (ОУ на рис. 5.2). Основная ложбина стока довольно близко совпадает с современной
долиной Угры на участке между городами Юхнов и Кондрово, а также прослеживается вдоль
долин рек Вори и Угры к северо-западу от г. Юхнов. Ширина долин составляет от 1,5 до 5 км.
Вдоль левого склона долины р. Оки южнее Калуги протягивается погребенная ее древняя ложбина. Некоторые исследователи [Филиппович, 1984 и др.] считают, что Пра-Ока направлялась к северу к городу Боровск, минуя Калужско-Серпуховский участок современной
долины, и только оттуда поворачивала на юго-восток. Другие исследователи, в том числе Г.И.
Горецкий [1966], проводят древнее русло Оки параллельно современному практически на всем
его протяжении. Древний аллювий представлен грубозернистыми песками с базальным галечниковым горизонтом русловой фации в основании, а также супесями и алевритами пойменной
фации и пластичными глинами старичной фации.
Сложная сеть палеодолин – Волжско-Нерльская – выделяется севернее Москвы в районе Дубны (ВН – на рис. 5.2). Здесь существовали палеореки, пересекающие современную долину Волги (наиболее крупной из которых была пра-Медведица), текущие на юго-восток в долину пра-Нерли, а затем направлявшиеся на север к оз. Неро и далее к городу Ярославль. С
учетом этого существует точка зрения, что долина Волги на участке Кимры-Рыбинск образовалась только в среднем плейстоцене во время таяния ледника московского оледенения. Палеореки в этом районе были глубоко (до – 80 м) врезаны в пермские и каменноугольные породы. Более древние погребенные ранненеоплейстоценовые долины известны в отдельных местах
Окско-Донской равнины и других районах Русской равнины.
Помимо ранненеоплейстоценовых долин в погребенном состоянии находятся долины
среднего неоплейстоцена, образовавшиеся после окского оледенения, вследствие чего они выполнены аллювиальными, озерными, флювиогляциальными отложениями, перекрытыми днепровской мореной (рис. 5. 3В,Г). Палеодолины вскрываются скважинами на отдельных участках
долин Волги, Оки и др. под отложениями низких террас или поймы. В долине р. Москва в пределах города Москвы существуют погребенные долины – правобережная Татаровская и левобережная Хорошевская [Кожевников, 1979]. Обе долины заполнены аллювием, относящимся к
лихвинскому межледниковью, и перекрыты днепровской мореной.
Многие погребенные долины расположены в стороне от современных долин, и русла
последних на большом протяжении смещены к правым склонам, что, как показано выше, может быть связано не только с влиянием новейшей тектоники, но и с действием ротационных
процессов. Такое возможное положение погребенных долин по отношению к современным долинам следует учитывать при эколого-палеогеографических реконструкциях.
63
64
1-3 – морены: 1 – московская, 2 – днепровская, 3 – окская; 4 – песок, 5 – песок с галькой, гравием и суглинком. А, Б, В, Г – различные типы погребенных долин (указаны в тексте)
Рис. 5.3. Строение некоторых неоплейстоценовых погребенных речных долин
(с использованием данных С.М. Шика [1960])
В заключение следует сказать, что исследования многих речных долин Русской равнины показало однотипное строение аллювия, слагающего цикловые террасы. Эрозионноаккумулятивные циклы контролируются планетарными климатическими ритмами ранга межледниковье-оледенение. Они вызывают в долинах рек чередование процессов преобладающей
эрозии и аккумуляции, стадий формирования вреза и заполнения его аллювием. Аллювиальные
отложения несут информацию о планетарных климатических ритмах, происходящих на фоне
региональных тектонических движений.
Террасы и слагающий их аллювий по периферии ледниковых покровов сопрягаются с
одновозрастными зандрами и моренами, а в ледниковых областях межледниковый аллювий
перекрыт перигляциальными отложениями и мореной, образуя комплекс, соответствующий
климатическому ритму. Вследствие этого количество цикловых террас в долинах рек свидетельствует о количестве теплых (межледниковых) и холодных (ледниковых) эпох.
Гидрографическая сеть Русской равнины изменялась на протяжении неогенового и четвертичного периодов вследствие изменения климатических условий, тектонических движений,
влияния ротационных процессов. Об этом свидетельствуют асимметричное строение многих
речных долин, особенно крупных рек, существование погребенных долин, часто не совпадающих в плане с современной сетью.
Долины рек с террасами и слагающим их аллювием являются важными элементами при
эколого-палеогеографическом районировании территорий. Развитые в их пределах различные
процессы, в том числе эрозионные, склоновые и др. влияют на геоэкологическую устойчивость
территорий.
65
Глава 6. Актуальные вопросы стратиграфии
Центральный регион России неслучайно привлекает пристальное внимание исследователей плейстоцена. Здесь сосредоточены хорошо изученные сопряжённым методом ключевые
опорные разрезы, обеспеченные представительным аналитическим материалом, что служит
надёжным основанием для реконструкций палеогеографической ритмики, а также для решения
сложных дискуссионных проблем стратиграфии и палеогеографии. Проблема стратиграфического расчленения и палеогеографических реконструкций среднего и верхнего неоплейстоцена
остается остро дискуссионной, прежде всего из-за разногласий по вопросам возрастного объема, ранга и границ распространения днепровского, московского и калининского оледенений
[Алексеев и др., 1997; Борисов, 2010; Величко и др., 2002, 2010; Лаврушин, 2001; Реконструкция…, 2008; Шик, 2004, 2010 и др.].
Анализ результатов комплексных палеогеографических исследований важнейших
опорных разрезов Центрального региона и систематизация массового аналитического материала, включая вновь полученные данные по Сатинскому полигону, позволяют дать ответы на
наиболее существенные вопросы, касающиеся: обоснования ледниковой и палеогеографической ритмики среднего неоплейстоцена; статуса днепровско-московского интервала в Сатинском разрезе; границ распространения калининского оледенения.
Сопоставление Сатинского стратотипического разреза среднего неоплейстоцена с эталонным для Центра Восточно-Европейской равнины Чекалинским опорным разрезом
(рис. 6.1.), уникальным по полноте геологической летописи и изученности, позволяет более
достоверно воспроизвести развитие палеогеографической обстановки среднего плейстоцена в
бассейне Верхней Оки. Эти разрезы удачно дополняют друг друга. В районе Чекалина представлен стратотип окской морены и подробно расшифрована палеоклиматическая ритмика
лихвинской эпохи. На Сатинском полигоне достоверно диагностирован двухъярусный ледниковый стратотип, включающий днепровский и московский ледниковые этапы с разделяющим
их межледниковьем.
Стратиграфическая позиция окской (нижнеплейстоценовой) морены надежно установлена на Верхней Оке в ряде разрезов: в Чекалинском разрезе, по руч. Лихвинке в глубокой выемке трубопровода, где она прослежена вплоть до центрального обнажения по р. Оке
(рис. 6.2.); у села Бряньково, в 8 км ниже по течению от г. Чекалина; в обнажении под
г. Тарусой, в котором окская морена непосредственно подстилает лихвинские слои. Таким образом, стратотип окского горизонта получил подтверждение своего статуса на Верхней и Средней Оке. Судя по пространственному положению изученных опорных разрезов, окский ледниковый горизонт распространен значительно южнее, чем предполагалось ранее, охватывая
правобережье широтного отрезка долины р. Оки.
66
Рис. 6.1. Обзорная карта Чекалинского страторайона.
Условные обозначения: 1 – леса, 2 – опорные разрезы, расчистки, 3 – буровые скважины и их номера, 4 – изученные карьеры, 5
– положение корреляционного профиля, показанного на рис. 6.2, 6 – участок лихвинского опорного разреза. Цифрой 1 (со стрелкой) на карте показан ручей Лихвинка.
В Чекалинском разрезе, выделяющемся полнотой геологической летописи и детальной
изученностью, представлен лихвинский стратотип, залегающий поверх нижнеплейстоценового
аллювия, и перекрытый сложно построенной пачкой речных, озерных, болотных и водноледниковых осадков, вмещающих калужский и чекалинский слои, стратиграфическое положение и палеогеографический статус которых вызывает полемику [Реконструкция..., 2008].
67
68
Рис. 6.2. Геологический корреляционный профиль Бряньково-Жеремино. Условные обозначения: 1 – гравий и галька, 2 – песок, 3 – глина, 4 –
листоватый мергель, 5 – суглинок, 6 – суглинок покровный, безвалунный; суглинок валунный (морена): 7 – среднеплейстоценового днепровского возраста, 8 – раннеплейстоценового, окского возраста, 9 – известняк, 10 – погребенные почвы, 11 – буровые скважины; Индексами обозначены: отложения
голоценового возраста: aIV – аллювиальные; отложения позднеплейстоценового возраста: aIIIv2 – подневалдайские, аллювиальные, aIIIv1 –
ранневалдайские, аллювиальные; отложения поздне-среднеплейстоценового возраста: pr II-III – покровные; отложения среднеплейстоценового возраста: московские: f II ms– флювиогляциальные; днепровско-московские: aIIdn-ms – аллювиальные; днепровские: gIIdn – гляциальные, fIIdn – флювиогляциальные, lg IIdn – лимногляциальные; лихвинские: l II lh2 – позднелихвинские, озерные, l II lh1 – раннелихвинские, озерные; отложения раннеплейстоценового возраста: окские: g Iok – гляциальные; нерасчлененные: lg I – лимногляциальные, a I – аллювиальные; дочетвертичные отложения: С1 –
раннекаменноугольные.
В результате многолетних исследований 40-метрового обнажения протяженностью около 2 км вдоль левого берега Оки у г. Чекалин установлены условия залегания разновозрастных
и разногенетических толщ, включающих два ледниковых, пять криогенных, семь почвенных
горизонтов, трех аллювиальных свит, перемежающихся с озерными пачками. Уточненные варианты панорамной зарисовки обнажения с помощью теодолитной съемки приведены в ряде
публикаций [Судакова 1973, 1975, 1990].
В связи с неоднозначной трактовкой возраста верхней днепровской морены (в Чекалинском разрезе) для объективного решения проблемы следует принимать во внимание совокупность имеющихся литостратиграфических, биостратиграфических и геохронологических данных, по которым её отнесение некоторыми исследователями к московскому горизонту
неприемлемо. В пользу ранне-средненеоплейстоценового (днепровского) возраста этой морены
свидетельствуют следующие факты.
а) Верхнюю днепровскую морену (с РТЛ датами от 310 до 270 тыс.л.н.) подстилают перигляциальные осадки с лемминговой фауной раннеднепровского возраста [Разрезы...,1977].
б) Стратиграфически выше морены с размывом залегает (как и в Сатинском страторайоне) мощная аллювиальная свита днепровско-московского возраста, перекрытая осадками перигляциального облика с мерзлотной текстурой. Возраст этой толщи – 215186 тыс.л.н., т.е.
соответствует времени московского оледенения. На лёссовидных суглинках, кроющих аллювиальную свиту сформировался мезенский почвенный комплекс. Таким образом, строение надморенной толщи в совокупности с биостратиграфическими и геохронологическими данными не
позволяет
омолаживать
верхнюю
морену
Чекалинского
разреза
до
позднеесредненеоплейстоценового возраста и однозначно подтверждает её принадлежность к днепровскому горизонту.
в) Диагностический комплекс минералого-петрографических показателей позволяет
достаточно уверенно идентифицировать морену у г. Чекалин как ранне-средненеоплейстоценовую (днепровскую) и коррелировать ее на большом расстоянии от Верхней Оки
и Протвы до Верхней Волги.
Решительное возражение вызывает необоснованная подмена в некоторых вариантах региональной стратиграфической схемы нового поколения днепровского ледникового горизонта
(8 ИКС) его гипотетическим «аналогом» – маломощными озерно-болотными отложениями
эпохи кратковременного (330320 тыс.л.н.) калужского похолодания. Некорректность такой
подмены заключается, как сказано выше, в отсутствии прямых доказательств покровного оледенения в калужском интервале и собственно ледникового стратотипа. Стратиграфическая позиция калужского и чекалинского горизонтов, впервые выделенных нами в Чекалинском разрезе [Судакова, 1975], вполне определенна – они заведомо старше днепровской морены и моложе
лихвинского пойменного аллювия [Разрезы..., 1977]. Калужский интервал (и соответственно
стратон) не соизмерим ни по времени и геохронологическому объему, ни по масштабности изменения палеогеографической обстановки с великим днепровским оледенением.
В Лихвинском (Чекалинском) страторайоне чётко различаются две морены: окская
(нижнеплейстоценовая) и днепровская (ранне-среднеплейстоценовая). Последняя в районе Калуги и севернее перекрывается более молодой поздне-среднеплейстоценовой московской мореной. Граница московского оледенения хорошо выражена в рельефе и одновременно служит
ландшафтной границей, отмечаемой географами, почвоведами и ботаниками. К югу от границы
московского оледенения наблюдается типичный эрозионно-денудационный рельеф.
Детально изученный Сатинский страторайон (рис.6.3 и 6.5) и сводный опорный разрез
обладает рядом преимуществ: а) представительностью сводной колонки, включающей основные стратиграфические подразделения среднего плейстоцена; б) четким стратиграфическим
положением двухъярусного ледникового комплекса между лихвинским и микулинским гори-
69
зонтами, что исключает отнесение второй сверху (днепровской) морены к нижнему плейстоцену; в) наличием между этими моренами мощной озерно-аллювиальной толщи до 40 м, накапливавшейся в интервале 213-265 т.л.н. и вмещающей палинокомплексы межледникового типа;
г) хорошей площадной и послойной аналитической изученностью всех горизонтов комплексным методом.
Рис. 6.3. Карта-схема Сатинского страторайона.
Условные обозначения: 1 – леса, 2 – опорные разрезы, расчистки; 3 – изученные карьеры; 4 – государственные геологические и гидрогеологические (водозаборные) скважины, разрезы которых использовались при построении корреляционного
профиля; 5 – буровые скважины, пробуренные сотрудниками ПНИИИСа и географического факультета МГУ в 1986 г, и их номера;
6 – положение корреляционного профиля, показанного на рис. 6.4; 7 – положение Сатинского учебного полигона.
Материалы, полученные на Сатинском учебно-научном полигоне (рис. 6.5) географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова, расположенном в среднем течении р. Протвы,
(где на площади более 20 км2 пробурено несколько десятков буровых скважин и изучено более
двадцати естественных обнажений), позволяют в деталях воспроизвести условия залегания и
состав каждого стратиграфического горизонта [Материалы...,1977, 1979; Комплексный…,1992;
Реконструкция..., 2008 и др.] и сделать заключение о том, что два верхних ледниковых комплекса относятся к двум самостоятельным среднеплейстоценовым оледенениям – днепровскому и московскому. В подтверждение этому на Сатинском полигоне впервые получены палинологические доказательства существования межледниковых ландшафтно-климатических
условий при накоплении озерно-аллювиальной толщи, разделяющей днепровский и московский ледниковые горизонты (рис. 6.6).
70
Палинологический спектр этой мощной толщи по данным Е.М. Малаевой характеризуется растительностью смешанных лесов со значительной примесью широколиственных пород
(до 16–20%) в оптимуме потепления [Антонов и др., 2000; Рычагов и др., 2007]. Большая мощность межледниковых отложений, содержащих спорово-пыльцевые спектры, характеризующие
растительность смешанных лесов, широкое площадное распространение вмещающих аллювиальных и озерных отложений – дают основание для признания регионального значения этого
термохрона. Выявленные здесь значительные временные интервалы ледниковых и межледниковых этапов, кардинальная перестройка гляциальной обстановки в днепровское и московское
время, плановая перестройка гидрографической сети – подтверждают сделанный выше вывод о
самостоятельности днепровского и московского оледенений.
В Волжско-Окском секторе появились реальные основания для климатостратиграфического расчленения сложно построенного московского горизонта. Выделенные ранее по геолого-геоморфологическим данным строения и литолого-минералогическим особенностям состава
краевых ледниковых образований хорошо выраженные в рельефе – калужская, боровская и
можайская гряды, получили палеоклиматическое подтверждение разновозрастности. Палинологический анализ межстадиальных озерных слоев на Бутовском холме Сатинского полигона
позволяет реконструировать развитие относительно теплолюбивой растительности между двумя фазами наступания московского ледника, когда в составе древесных пород преобладала береза, сосна, ольха с единичным включением дуба [Реконструкция..., 2008]. По совокупности
данных в Боровском районе обосновано выделение нижнемосковской морены (ранняя ледниковая подвижка) среднемосковских межстадиальных озерных слоев и верхнемосковской морены более поздней подвижки ледникового покрова, произошедшей около 170 т.л.н. [Комплексный..., 1992].
Корреляционное значение Сатинско-Чекалинского комплекса определяется возможностью сопоставления как ледниковых, так и межледниковых стратонов по совокупности лито-,
био- и геохронологических показателей с опорными разрезами ледниковой и внеледниковой
зон.
В отношении стратиграфии верхнего неоплейстоцена различия мнений касаются в основном положения границы распространения калининского оледенения в Центральном регионе. Наличие его следов в ряде разрезов, расположенных вдоль прадолины р. Яхромы на северном склоне Клинско-Дмитровской гряды (в окрестностях г. Дмитров и в Спас-Каменском
карьере), подтверждается совокупностью результатов исследований [Лазуков и др., 1982]. Новые материалы комплексных ПГ исследований, полученные на территории КлинскоДмитровской возвышенности, позволяют более обоснованно подойти к расчленению четвертичной толщи этого сектора Подмосковья и уточнить границы распространения последнего для
данного региона оледенения. В этом отношении большой интерес представляют вскрывающиеся тощи в окрестностях г. Дмитрова [Лазуков и др., 1982; Лазуков и др., 1983; Судакова и др.,
1997 и др.].
71
72
Рис. 6.4. Геологический корреляционный профиль по Сатинскому страторайону (по линии Семичево – Бутовка). Условные обозначения: 1 - гравий и галька, 2 – песок, 3 – алеврит, 4 – глина, 5 – суглинок, 6 – суглинок покровный, безвалунный; суглинок валунный (морена): 7 – среднеплейстоценового, позднемосковского возраста (Боровская стадия), 8 – среднеплейстоценового, раннемосковского возраста (Калужская стадия), 9 – среднеплейстоценового днепровского возраста; 10 – известняк: а) в виде отторженцев в морене, б) в коренном залегании; 11 – буровые скважины; Индексами
обозначены: отложения позднеплейстоцен-голоценового возраста: lb III-IV – озерно-болотные; отложения позднеплейстоценового возраста: l III – озерные; отложения поздне-среднеплейстоценового возраста: pr II-III – покровные; отложения среднеплейстоценового возраста: московские: среднемосковские: f IIms2 – флювиогляциальные; lg IIms2 – лимногляциальные, f IIms1 – раннемосковские, флювиогляциальные; днепровско-московские: f+l IIdn-ms –
флювиогляциальные и озерные; днепровские: lg IIdn – лимногляциальные; отложения ранне-среднеплейстоценового возраста: нерасчлененные: a I-II –
аллювиальные; дочетвертичные отложения: J – юрские (нерасчлененные); C2 – среднекаменноугольные, С1 – раннекаменноугольные.
Сводный Дмитровский разрез составлен на основании сопоставления ряда конкретных
разрезов, описанных в стенках карьеров: Дачное, у мясокомбината, в урочище Табор и Борисова Гора, у кирпичного завода. Все обследованные разрезы приурочены к восточному ответвлению древней Яхромско-Дмитровской ложбины. По условиям залегания, особенностям строения
и состава выделяется 7 разновозрастных толщ, включающих 10 слоев (снизу вверх): а) подморенные пески, б) прослой темно-коричневого моренного суглинка (днепровского), в) мощная
сложно построенная межморенная гравийно-песчаная пачка аллювиальных отложений, г)
опесчаненная московская морена преимущественно плитчатой текстуры (при наличии сланцеватой и чешуйчатой) мощностью до 10 м, д) переслаивание озёрных супесей, суглинков, торфянистых гиттий, торфа времени микулинского межледниковья, е) завалуненная верхняя красновато-бурая морена мощностью 1-3 м, ж) лёссовидные безвалунные суглинки. Выявлены
специфические особенности вещественного состава каждого горизонта морен – различия в текстурах, структуре заполнителя, морфоскопии зёрен, в минералогических и петрографических
спектрах из гравийных, крупно- и мелкопесчаных фракций [Лазуков и др., 1982; Боярская,
Крамаренко, Судакова, 1983].
Для установления следов позднеплейстоценового оледенения в Северном Подмосковье
принципиально важна объективная интерпретация повторно обследованного торфяника на окраине г. Дмитрова у мясокомбината и в урочище Борисова Гора. Здесь под двухметровой покровной мореной вскрываются слоистые супесчаные осадки с прослоями органогенного материала и мощной линзой древесного торфа, который прослеживается по простиранию на 3040 м. Его микулинский возраст подтверждается повторным спорово-пыльцевым анализом [Боярская, Крамаренко, Судакова, 1983]. Установленный межледниковый характер растительности
во время накопления подстилающих верхнюю морену осадков дает надёжное основание для
отнесения последней к самостоятельному (калининскому) оледенению. Нижний возрастной
предел этого ледникового горизонта определяется термолюминесцентной датировкой подстилающих песков 123±7 тыс. лет (ТЛМ-322) [Судакова и др. 1997]. В этой связи важно отметить,
что сходные результаты абсолютного датирования получены независимым методом оптически
стимулированной термолюминесценции [Алексеев и др., 1997]. Калининской морене присущи:
коричневато-красная окраска, обилие гравийных и мелкогалечных включений, четко выраженная плитчатая текстура, свидетельствующая о принадлежности к фации основной морены, высокая (до 68%) опесчаненность, наличие характерных новообразований – агрегатов с железисто-марганцовистым цементом.
Совместное нахождение в одном разрезе трёх моренных горизонтов, разделённых межледниковыми осадками, чёткое стратиграфическое положение и достаточно выразительные литолого-минералогическая и спорово-пыльцевая характеристики толщ ставят Дмитровский разрез в разряд эталонного для стратиграфических построений и палеогеографических
реконструкций в части среднего и позднего плейстоцена. Установленные особенности строения
и состава ледниковых и межледниковых горизонтов приобретают корреляционное значение для
Центрального региона Восточно-Европейской равнины.
73
Рис. 6.5 Обзорная карта Сатинского полигона.
1 – леса; 2 – луга; 3 – болота; 4 – населенные пункты; 5 – геодезические знаки; 6 – главные опорные разрезы; 7 – буровые скважины (а – геологические, б – гидрогеологические); 8 – положение Сатинской учебно-научной станции; 9 – линия профиля, показанного на рис. 6.6.
Близлежащий разрез Спас-Каменского карьера в окрестностях г. Икши хорошо дополняет Дмитровский, имея много общего в стратификации горизонтов. Здесь также фиксируется
три разновозрастные моренные толщи, разделённые межморенными слоями. Серия ТЛдатировок, полученных Л.Т. Восковской из разных пластов, в совокупности с контрастной минералогической характеристикой подтверждает разновозрастность трех ледниковых горизонтов
[Судакова и др., 1997]. Достоверная ТЛ датировка – 94 ± 9 тыс. лет (ТЛМ-328) из песка ниже
подошвы верхней морены указывает на её позднеплейстоценовый возраст. По сумме литологогеологических данных она сопоставима с калининской мореной под Дмитровым. Её нижним
возрастным ограничением служат даты 110 и 123 тыс. лет, полученные из подстилающих песков. Сама моренная супесь имеет датировку около 88 тыс. лет, что хорошо согласуется с результатами по Дмитровскому разрезу. Её верхний возрастной предел около 80 тыс. лет. Немаловажно заметить, что покровные лессовидные суглинки, перекрывающие морену, датируются
поздним валдаем – 42 и 24 тыс. лет. Серия из пяти датировок второй от поверхности московской морены мощностью от 2 до 7 м располагается в интервале 154-196 тыс. лет. Возраст более
мощной (10-12 м) днепровской морены, судя по полученным ТЛ датам, не моложе 280 тыс. лет.
Следовательно, от конца днепровского до начала московского оледенения прошло не менее 100
тыс. лет, что не противоречит представлениям о самостоятельности этих двух среднеплейстоценовых оледенений [Судакова, 2005].
Таким образом, литолого-минералогические характеристики отложений в сочетании с
биостратиграфическими данными, подкрепленными серией ТЛ дат, – позволяют уверенно подразделять ледниковый комплекс северного склона центральной части Клинско-Дмитровской
гряды на самостоятельные горизонты: днепровский, московский, калининский. Наиболее уверенно по комплексу признаков коррелируются маркирующие средненеоплейстоценовые лед-
74
никовые горизонты. О границе максимального продвижения в этом секторе калининского оледенения можно судить по Яхромскому ледниковому языку, продвигавшемуся вдоль сквозной
прадолины р. Яхромы, внедряясь в северное подножье возвышенности.
Рис. 6.6. Геолого-геоморфологический профиль I–I (урочище Соколиха).
В скобках показаны номера разрезов, непосредственно не попадающие на линию профиля. Условные обозначения: 1 – валуны; 2
– гравий и галька; 3 – песок; 4 – алеврит; 5 – глина; 6 – суглинок; 7 – покровный суглинок; 8 – известняк; 9–11 – валунные суглинки (морена): 9 – среднеплейстоценового московского оледенения, 10 – среднеплейстоценового днепровского оледенения, 11
– нижнеплейстоценового окского оледенения; 12 – криотурбации; 13 – палинологически изученные слои; 14 – стратиграфические
границы (а – достоверные, б – предполагаемые); 15 – геологические выработки (а – буровые скважины, б – расчистки).
Индексами обозначены отложения: аIV – голоценовые: аллювиальные;: dIII–IV, lbIII–IV, aIII–IV– позднеплейстоцен-голоценовые,
нерасчлененные, делювиальные, аллювиальные; aIII – позднеплейстоценовые нерасчлененные, аллювиальные; pII–III – поздне-среднеплейстоценовые, нерасчлененные, покровные; fIIms3 lIIms3,– среднеплейстоценовые, позднемосковские надморенные,
флювиогляциальные, озерные; gIIms2 – позднемосковские, гляциальные; afIIdn-ms – днепровско-московские, аллювиальнофлювиогляциальные; fIIdn, gIIdn – днепровские, флювиогляциальные, гляциальные; aIIlh – лихвинские, аллювиальные, озерные;
аI-II – ранне-среднеплейстоценовые, нерасчлененные, аллювиальные; gIok – раннеплейстоценовые, окские, гляциальные; аI –
раннеплейстоценовые, нерасчлененные, аллювиальные; mK1– раннемеловые, морские; mC1,2 – ранне- и среднекаменноугольные, морские.
Прослеженный в карьерах на десятки метров достаточно мощный (до 3 м) горизонт основной калининской морены находится в ясных стратиграфических условиях залегания над
микулинскими озерно-болотными торфянистыми отложениями и под покровом лёссовидных
суглинков. Полученная серия соизмеримых датировок, выполненных различными методами
(термолюминесцентным [Судакова и др., 1997] и ОСЛ – оптически стимулированной люминесценцией [Алексеев и др., 1997]), позволяет уточнить возраст напластований. Датировки из подстилающего морену песка (94±9 тыс.л.н., ТЛМ-328) и перекрывающего покрова суглинков
(42±4 т.л.н. ТЛМ-421) в комплексе с другими показателями однозначно указывают на позднеплейстоценовый, калининский возраст этой морены.
Большим своеобразием отличается строение новейших отложений в долине р. Куньи
(левого притока р. Дубны) в 20 км к СВ от г. Сергиев-Посад. Геологическое строение территории проектируемой ГАЭС изучалось нами с начала 80-х годов под руководством Г.И. Лазукова
в сотрудничестве с институтом «Гидропроект» [Лазуков и др., 1982]. В гигантском котловане
нижнего бьефа и в каскаде более мелких карьеров в верхнем створе сооружений открываются
уникальные возможности для наблюдения в свежей стенке выемки высотой около 70 м сложно
построенной 50-и метровой толщи плейстоценовых отложений, залегающей на меловых песках
(рис. 6.7.). Чётко прослеживаются стратиграфические взаимоотношения горизонтов, характер
75
их контактов, фациально-генетические переходы. В строении этого интереснейшего и не оцененного еще по достоинству разреза принимают участие не менее шести разновозрастных и
разногенетических пачек, включающих 11 слоев. Три маркирующих моренных горизонта перемежаются с межледниковыми песчано-глинистыми осадками. Верхняя красно-бурая морена
монолитной текстуры, мощностью 7-10 м, и вторая сверху темнокоричневая морена с отторженцами и гляциодислокациями, мощностью 10-20 м. Как правило, эти морены разделены песчано-гравийными отложениями неравномерной мощности (от 2-х до 10-и метров). По условиям
залегания, цвету, текстурным особенностям, соотношению местных и эрратических компонентов минералогического и петрографического спектра верхняя морена ассоциируется с московской, а нижележащая сходна с днепровской.
Существенные уточнения в стратиграфические построения вносит впервые выполненный Т.Д. Боярской палинологический анализ двенадцатиметровой пачки аллювиаьных и озерных осадков, подстилающих днепровскую морену в глубоком карьере Загорской ГАЭС в долине р. Куньи [Боярская и др., 1983]. На основании проведенных реконструкций по особенностям
спорово-пыльцевых спектров (богатство флоры, наличие некоторых реликтовых элементов,
присутствие хвойных пород во время господства широколиственных, а также произрастание
граба одновременно с пихтой) сделан вывод о лихвинском возрасте вмещающих отложений.
Последние залегают гипсометрически ниже современного уреза рек. Таким образом, получены
биостратиграфические доказательства среднеплейстоценового возраста перекрывающей лихвинские слои второй от поверхности (днепровской) морены. Возраст третьей от поверхности
древнейшей морены пока установить не удается. Следов калининской морены на этой возвышенной северо-восточной части Клинско-Дмитровской гряды не обнаружено.
Рис. 6.7. Строение разреза плейстоценовых отложений в долине р.Кунья. Жирной линией показана подошва
плейстоценовых отложений. Условные обозначения на рисунке 6.6.
По основным минералогическим показателям московская морена Северного Подмосковья четко отличается от днепровской. Если в московской морене доминируют минералы Балтийской питающей провинции – амфиболы и пироксены (до 25-44%), а гранат и эпидот занимают подчиненное положение, то в днепровском горизонте содержание руководящей роговой
обманки сокращается почти вдвое, а примесь компонентов из местных и транзитных питающих
провинций – турмалина, ставролита, ильменита, дистена и других, – напротив, возрастает. Реконструкция структуры и динамики ледниковых покровов с помощью ориентировки включен-
76
ных обломков фиксирует кардинальные различия в господствующем направлении движения
ледниковых потоков: юго-западного в днепровскую эпоху и юго-восточного в московскую, что
предопределяет различия минералого-петрографического состава, а именно возрастание в спектрах московской морены эрратического материала из Фенноскандии. Разновозрастность ледниковых горизонтов подтверждается серией ТЛ датировок.
Территория Ржевского Поволжья одними исследователями относится к области распространения московского оледенения, другими – к ареалу калининского. Дискуссионность биостратиграфического обоснования возраста плейстоценовой толщи в этом районе стимулирует
поиск надежных литологических критериев расчленения и корреляции ледниковых горизонтов.
Проведенная статистическая обработка данных детального минералогического анализа разновозрастных горизонтов позволяет оценить надежность их диагностических и корреляционных
признаков [Логинова, Немцова, Судакова, 1988]. С помощью корреляционного анализа уточнены устойчивые ассоциации минералов удаленных, транзитных и местных питающих провинций. Выявленные различия в структуре корреляционных связей минералов в разновозрастных
спектрах (отражены на корреляционной матрице) подчеркивают индивидуальные особенности
каждого из них.
На построенных профилях для двух ключевых участков междуречий в бассейне
р. Молодой Туд и в долине Волги, в 50 км выше по течению от г. Ржева, по условиям залегания, особенностям строения и вещественного состава отложений выделяются три горизонта
морен. Самый нижний из них (М3) мощностью 15-18 м в долине и 7-24 м на междуречье имеет
более ограниченное распространения по сравнению со средней мореной М2, мощность которой
на плакоре колеблется от 5 до 25 м, а в долине повышается до 27 м. Верхняя морена (М1), мощностью 4-10 м, слагает поверхности междуречных пространств. В долине р. Малая Коша у
д. Лошаково она подстилается микулинскими отложениями, что свидетельствует о позднеплейстоценовом (калининском) возрасте морены. При сравнительном анализе количественных параметров минерального состава установлены показательные различия каждого ледникового
горизонта. Верхняя калининская морена М1 характеризуется повышенным содержанием руководящей роговой обманки и по совокупности статистических показателей минсостава чётко
отличается от нижележащих. Примечательно то, что в ней обнаруживаются новые корреляционные зависимости между минералами, не отмеченные для более древних морен. Выявляется
устойчивая триада гранат-дистен-ставролит.
Изучение минерального состава разновозрастных морен Ржевского Поволжья показало,
что отмеченные диагностические признаки каждой из них можно использовать в целях пространственной корреляции ледниковых толщ. По сумме показателей морена М3 сопоставляется
с днепровским горизонтом смежных территорий; морена М2 чётко коррелируется с московским
горизонтом центральных районов; морена М1, имеющая биостратиграфическое обоснование
(залегает на микулинских слоях), уверенно соотносится с калининским оледенением. Последнее занимало бассейн р. Молодой Туд. Далее к северо-востоку его максимальная граница пересекала долину р. Волги ниже г. Ржева.
Представительность ключевых разрезов, комплексное их изучение и репрезентативность полученного аналитического материала – дают основания рассматривать территорию
Центральных районов Восточно-Европейской равнины в качестве опорной для изучения палеогеографической ритмики среднего и позднего неоплейстоцена и позволяют сделать следующие
выводы.
1. Детальное исследование наиболее полных плейстоценовых разрезов (Бряньково,
Лихвинка, Таруса, Очаковка, Котельники, Кунья) не позволяют согласиться с ограниченным
площадным распространением древнейших (долихвинских) морен.
77
2. Во вновь открытом и впервые изученном представительном разрезе Кунья зафиксирован лихвинский горизонт, это позволяет датировать перекрывающий комплекс ледниковых
отложений средним плейстоценом.
3. Широко распространенные в Центральном регионе маркирующие горизонты днепровской и московской морен по контрастной литологической характеристике четко различаются между собой, что обусловлено кардинальной перестройкой палеогеографических условий,
структуры ледниковых покровов и ледникового литогенеза. В совокупности с полученной серией ТЛ датировок это свидетельствует в пользу самостоятельности днепровского (310-270
т.л.н.) и московского (220-150 т.л.н.) оледенений. Выявленные диагностические критерии разновозрастных горизонтов позволяют надежно их распознавать и коррелировать в пределах
Центрального региона.
4. На северном склоне Клинско-Дмитровской возвышенности, Ржевском и Ярославском Поволжье установлены следы позднеплейстоценового калининского
оледенения, что получило палинологическое обоснование и геохронологическое подтверждение. Надёжные литостратиграфические, палинологические и геохронологические доказательства наличия калининской морены, залегающей поверх микулинских межледниковых отложений в разрезах Северного Подмосковья и Ржевского Поволжья свидетельствуют о более
южном, чем предполагалось ранее, продвижении калининского ледникового покрова в Центральном регионе.
По согласующимися между собой геологическими, геоморфологическими, литостратиграфческими и биостратиграфическими материалами и под контролем палеомагнитных и геохронологических данных в Центральном страторегионе выше лихвинских
слоев в среднерусском надгоризонте уверенно выделяются два ледниковых горизонта: днепровский
(8 ИКС) и московский (6 ИКС), отвечающие самостоятельным оледенениям. Они разделены сатинским
межледниковым горизонтом.
Принципиальные отличительные особенности
стратиграфической позиции подразделений среднего
и позднего неоплейстоцена представлены на схеме
(рис. 6.8), выполненной в шкале абсолютного возраста
в сопоставлении с изотопно-кислородными стадиями.
Рис. 6.8. Предлагаемая схема стратиграфических
Подразделений среднего неоплейстоцена
Центра Русской равнины
78
Глава 7. Комплексное эколого-палеогеографическое
районирование Русской равнины
Проведенный сопряженный ПГ анализ особенностей рельефо- и осадкообразования на
обширной территории, отличающейся сложной ПГ историей развития и региональной спецификой, позволяет обосновать ведущие закономерности развития морфолитогенной основы: а)
ПГ обусловленность и геолого-геоморфологическую наследственность; б) тенденции пространственной изменчивости характеристик геосистем (зональные, провинциальные) в зависимости
от природных условий; в) эволюционные тренды преобразования состава отложений в соответствии с возрастной принадлежностью. Выявленные пространственно-временные закономерности изменчивости природной среды составляют ПГ основу геоэкологических исследований.
Палеогеографически обусловленные особенности природного комплекса представляют
в этой связи многокомпонентную и многослойную по времени формирования геосистему, достаточно уязвимым звеном. которой оказывается морфолитогенная основа ландшафта, унаследовавшая особенности геологического и геоморфологического развития и содержащая ценную
палеогеографическую информацию о состоянии геоэкологической устойчивости всей системы.
Оценка состояния устойчивости окружающей среды к неблагоприятным природным и техногенным воздействиям – актуальная проблема рационального природопользования, решение которой имеет важное методологическое и прикладное значение.
Отмеченным запросам отвечает предпринятое комплексное палеогеографическое районирование, основывающееся на анализе закономерных пространственно-временных тенденций эволюционного развития геосистем [Марков, 1960; 1986]. Оно направлено на более полную
и достоверную оценку состояния их геоэкологической устойчивости с учетом как современных
процессов, так и истории палеогеографического развития геосистем, а значит и унаследованных возрастных признаков. Вклад последних в суммарную оценку геоэкологической устойчивости весьма значителен, что, к сожалению, не всегда принимается во внимание. Вместе с тем,
для интегральной оценки устойчивости морфолитосистем чрезвычайно важно учитывать не
только отдельные составляющие природного комплекса (геологическое строение, неотектонику, геоморфологию, литологию, экзогенные процессы), но в не меньшей степени необходим
сопряженный региональный анализ взаимодействующих в единой системе факторов морфолитогенеза, а также тенденций их возрастных изменений. В качестве конструктивного методического решения этой многоплановой проблемы предлагается эколого-палеогеографическое районирование территории на основе системного подхода.
В основу регионального палеогеографического обобщения положен обширный фактический материал (см. рис.I-1) по результатам комплексных исследований [Разрезы…, 1977; Материалы Сатинского…, 1977, 1979; Новейшие отложения …, 2004 и др.]. В этих целях синтезирован опыт составления базовых (палеогеографических, геолого-геоморфологических)
оценочных и прогнозных эколого-палеогеографических карт на отдельные регионы (Московский, Окско-Волжский, Окско-Донской, Ярославско-Вологодский) [Спиридонов и др., 1994;
Реконструкция…, 2008; Судакова и др., 2010]. Анализ составленных базовых и вспомогательных отраслевых карт, обобщающих многоканальную информацию, позволяет дифференцировать территорию на участки с различными ПГ обстановками, влияющими на геоэкологическую
ситуацию.
По итогам сравнительного анализа ведущих зональных и азональных факторов развития
рельефа и осадкообразования на сводной карте комплексного эколого-палеогеографического
районирования выделяются таксономические единицы районирования разного ранга и подчи-
79
нения (рис 7.1). Разработаны руководящие критерии для выделения ареалов зонального и провинциального подчинения. Обширная многослойная по времени формирования информация о
геолого-геоморфологических и палеогеографических условиях морфолитогенеза [Разрезы…,
1977; Реконструкция…, 2008; Материалы…, 1977, 1979; Новейшие…, 2004; Судакова и др.,
2002] систематизирована порайонно в классификационной матрице-легенде (Таблица 7.1). Легенда построена одновременно по зональным и провинциальным признакам морфолитогенеза.
В ней отражено пять групп системообразующих факторов: 1 – палеогеографические зоны, соответствующие разновозрастным оледенениям, 2 – морфолитоструктуры коренного основания,
3 – абсолютные высоты поверхности, 4 – мощность четвертичных отложений, 5 – экзогенные
процессы.
Выявляющиеся пространственные и возрастные особенности рельефо- и осадкообразования, обусловленные сложным сочетанием зональных и азональных факторов, служат основой
для интегральной оценки устойчивости морфолитосистем. Экспертная оценка проводилась порайонно с учетом закономерностей рельефо- и осадкообразования по коренному основанию и
плейстоценовому срезу в четырехбалльной шкале. Полученные оценки геоэкологического состояния морфолитосистем позволяют определить порайонную зависимость неблагоприятных
последствий от природных условий, с одной стороны, и характера техногенеза – с другой.
На обобщающей карте выделены единицы районирования различного таксономического ранга и подчинения (рис.7.1; Таблица 7.1): на фоне разновозрастных ПГ зон обособлено 9
провинций, различающихся контрастными геолого-геоморфологическими особенностями в
тесной связи с морфолитоструктурами коренного основания. Провинции включают
20 областей, отличающихся по типу строения рельефа и разреза плейстоценовой толщи, по
особенностям питающих провинций. Области подразделяются на районы с характерным для
каждого из них однотипным строением разреза и мощностью одного порядка, а также спецификой экзогенных процессов – их направленностью и интенсивностью.
Зональные и азональные природные факторы, определяющие геоэкологическое состояние морфолитогенной основы изучаемой территории, разнообразны и тесно взаимосвязаны
между собой. Пространственные и возрастные закономерности рельефо- и осадкообразования,
устанавливаемые с помощью специально составленных карт, служат основой для порайонной
суммарной оценки состояния устойчивости морфолитосистем.
К главным факторам нестабильности морфолитоструктур дочетвертичного основания
относятся: контрастность палеорельефа, неглубокое залегание карстующихся пород, а также
унаследованные линейные тектонические структуры. При анализе природной устойчивости
морфолитосистем особое внимание обращается на геолого-геоморфологические факторы нестабильности. В группе факторов риска - фациально-генетическая и литологостратиграфическая неоднородность и маломощность четвертичного покрова, близкое залегание
к поверхности неустойчивых коренных пород в сочетании с относительно большой глубиной и
густотой расчленения рельефа и высоким уровнем грунтовых вод. Устойчивость морфолитосистем ослаблена в полосах конечно-моренных образований, где наблюдается площадная изменчивость строения и состава четвертичных отложений, колебания их мощности, наличие отторженцев и гляциодислокаций. Снижает геоэкологическую устойчивость морфолитоосновы
широкое распространение легко размываемых и просадочных лёссовых пород.
80
Рис. 7.1. Карта-схема эколого-палеогеографического районирования Русской равнины
81
Таблица 7.1. Легенда к карте-схеме «Эколого-палеогеографическое районирование…»
82
Таблица 7.1, продолжение
83
Геоэкологическая напряженность определяется также типом и интенсивностью экзогенных процессов. К наиболее деструктивным из них относятся: карстовые, овражно-балочное
расчленение, оползневые и просадочные явления. Развитие склоновых оползневых процессов
предопределено выходами на дневную поверхность глинистых отложений различного возраста.
Оползни приурочены, как правило, к крутосклонным участкам долин – р. Оки от устья р. Упы
до Москва-реки и от г. Мурома до впадения в Волгу, в Угличском Поволжье, вдоль Средней
Волги, Камы и их притоков, по берегам водохранилищ. На Среднерусской возвышенности, в
бассейнах рек Оки и Быстрой Сосны, в долине Волги на участке от Твери до Рыбинского водохранилища появление оползней связано с подстилающими глинами юрского возраста. В Московской области встречаются оползни, обусловленные выходами глинистых отложений мела.
Карстовыми процессами поражены значительные площади Карбонового плато, южного Подмосковья, бассейна верхнего течения Оки, Среднерусской возвышенности, а также ОкскоЦнинский вал, Белозерская равнина. Карст проявляется в виде воронок, блюдец, слепых оврагов, провалов, бессточных долин, периодически исчезающих озер.
Густота эрозионного расчленения речными долинами, балками, оврагами колеблется от
0,4 до 1,8 км/км2. К северу от Смоленско-Московской возвышенности распространение овражно-балочных форм невелико, на широте Валдайской возвышенности минимально. Овражнобалочное расчленение поверхности возрастает в южной части территории южнее широтного
отрезка долины р. Оки при повсеместном распространении и значительной мощности легко
размываемых лёссовидных отложений, а также вследствие высокой степени сельскохозяйственного освоения [Зорина, 2006]. Ощутимо усиливает геоэкологическую неустойчивость природного комплекса широкое развитие торфяников, пожароопасных при иссушении.
Наиболее устойчивы районы с мощной ледниковой аккумуляцией, приуроченные к области распространения московского оледенения (провинции IV, V, VII-1, VII-2, рис. 7.1). В целом, благоприятствует стабилизации генетическая однородность и литологическая монолитность грунтов при большой мощности рыхлого чехла и относительно выровненном рельефе,
что свойственно зоне значительной ледниковой аккумуляции в тылу максимальных границ московского и калининского оледенений. На фоне этой общей закономерности проявляются местные особенности морфолитогенной основы, влияющие на уязвимость природной среды. Так,
средней устойчивостью природного комплекса обладает Верхневолжская озерно-ледниковая и
аллювиально-озерная равнина (IV-7), лишенная лессового покрова, со слабым эрозионным расчленением, литологической однородностью рельефообразующих песчаных и супесчаных пород.
Промежуточное положение по устойчивости литоморфосистем занимают области юговосточнее границ среднеплейстоценовых оледенений, где снижение показателей устойчивости
связано, как правило, с увеличением мощности разновозрастного лёссового покрова и с активизацией овражной эрозии. Это северная половина Приволжского поднятия (область 19), ОкскоДонская равнина (области 17, 18). Значительно снижают устойчивость этих областей широкое
развитие деструктивных склоновых процессов, особенно вдоль долин Оки, Мокши, Цны, а в
области 17 – локальные проявления суффозии и в районах развития зандров – дефляция.
В Балахнинской низине (область 10) на окраине зоны днепровского оледенения на аллювиально-зандровых равнинах с участками всхолмленной моренной равнины преобладают
песчаные аллювиальные и водно-ледниковые отложения неравномерной мощности (от 20 до 80
м). Здесь устойчивость морфолитогенной основы невысока за счет дефляции, заболачивания,
карстопроявления.
84
Меньшей степенью устойчивости характеризуются области распространения более
древних оледенений маломощным четвертичным покровом. В зоне окского и донского оледенений (провинции VII и IX) в целом отмечаются малая мощность четвертичного покрова (в
среднем до 20 м), значительная эрозионная расчлененность рельефа, широкое распространение
лёссовидных отложений, нередко просадочных. Характерным примером территории с низкой
устойчивостью морфолитосистем, обладающих этим набором факторов, является эрозионноденудационная глубоко расчлененная Среднерусская возвышенность (провинция VII), со значительным развитием овражно-балочной эрозии и суффозионно-просадочных явлений.
Слабой устойчивостью отличаются центральная и восточная часть останцовой цокольной Клинско-Дмитровскаой гряды (область 11), где широкое распространение имеют интенсивные оползни; Окско-Цнинский вал (область 14) – с карстовыми проявлениями, оползнями,
интенсивной овражной эрозией. Для областей 10,12,13 характерны специфические природные
неблагоприятные факторы (см. таблицу 7.1), дающие основания для невысокой оценки устойчивости их морфолитогенной основы. В частности, Мещера (область 13) отличается широким
развитием болот и торфяников, экологически нестабильных при осушении.
Итак, активно развиваемое перспективное палеогеографическое направление в геоэкологии на базе комплексного эколого-палеогеографического районирования находит эффективное практическое применение при интегральной оценке состояния устойчивости геосистем,
способствуя выявлению зон потенциального экологического риска. Преимущества принципиально новой стратегии – в получении адресной информации о пространственных и одновременно эволюционных тенденциях изменчивости показателей геосистем. Впервые примененная
в этих целях целенаправленная палеогеографическая экспертиза повышает надежность порайонных оценок геоэкологического состояния природной среды и способствует более выверенным прогнозам ответной ее реакции на экстремальные изменения природных и техногенных
ситуаций и неблагоприятных последствий.
85
Заключение
В итоге проведенного фундаментального палеогеографического исследования особенностей морфолитогенеза Русской равнины на основе руководящего системного подхода с помощью комплексного районирования удалось установить пространственные и эволюционные
закономерности формирования и развития геосистем. Системная организация комплексного
эколого-палеогеографического районирования помогает оптимизировать стратегию поиска палеогеографических закономерностей и заложить базовые основы палеогеорафических реконструкций, стратиграфических и геоэкологических построений.
I. Обоснованы закономерности пространственного разнообразия плейстоценового
морфолитогенеза и тенденции его возрастной изменчивости: а) геологическая и орографическая унаследованность от морфолитоструктур коренного основания; б) палеогеографическая
обусловленность широко представленных разновозрастных ледниковых и перигляциальных
образований; в) проявление субширотной палеогеографической зональности геоморфологического строения и сменяемости типовых разрезов отложений в связи с формированием ледниковых комплексов и полигенетических лёссовых пород; г) ландшафтно-климатическая зависимость интенсивности и направленности экзогенных процессов.
Под влиянием зональных и азональных природных факторов строение и характеристики вещественного состава морфолитогенной основы испытывают наряду с пространственными
- направленные и ритмичные изменения во времени, что наглядно демонстрируют минералогические спектры разновозрастных ледниковых горизонтов.
Палеогеографические приоритеты комплексного анализа и проявляющиеся закономерности развития, строения и состава морфолитосистем имеют основополагающее значение для
надежных стратиграфических и корреляционных сопоставлений, а также для региональных
геоэкологических оценок.
II. Проведенные комплексные исследования и критический анализ имеющихся материалов позволяет придти к обоснованным выводам по затронутым дискуссионным и наиболее
существенным вопросам стратиграфии региона.
1. На Верхней Оке (Чекалин-Бряньково) подтвержден статус окского стратотипа;
2. В результате сопоставления событийных шкал важнейших стратотипических разрезов среднего плейстоцена Чекалинского и Сатинского в согласовании с другими изученными
опорными разрезами по комплексу литостратиграфических и биостратиграфических данных
под контролем геохронологических и палеомагнитных уверенно выделяются днепровский и
московский ледниковые горизонты, разделенные межледниковой сатинской озерноаллювиальной толщей, свидетельствующей о самостоятельности двух среднеплейстоценовых
оледенений. В связи с этим Центральный регион может по праву претендовать на статус ареального стратотипа среднерусского надгоризонта. По совокупности диагностических признаков днепровская морена Центрального региона, отвечающая максимальной ледниковой подвижке, сопоставляется с печорским горизонтом Северо-Востока, московская – с вычегодским, а
сатинский горизонт – с родионовским (горкинским).
3. Получены подтверждения масштабности калининского оледенения, продвигавшегося
до северных окраин Клинско-Дмитровской возвышенности и Рыбинско-Тутаевского Поволжья.
86
4. Аргументированные выводы могут служить основанием для внесения уточнений и
дополнений в предлагаемую рабочую стратиграфическую схему Центрального региона. В составе среднерусского надгоризонта обосновано выделение самостоятельных ледниковых горизонтов – днепровского и московского (со стадиями), разделенных сатинским межледниковым
горизонтом (рис. 6.8).
III. Установленные с участием палеогеографической экспертизы закономерности развития геосистем учитываются при оценке состояния геоэкологической устойчивости природной
среды. Использование преимуществ эколого-палеогеографического районирования в целях выявления пространственно-временных закономерностей порайонной изменчивости показателей
геосистем позволяет получить обоснованную адресную интегральную оценку их устойчивости
(рис. 7.1, таблица 7.1), способствуя более достоверному прогнозированию неблагоприятных
последствий природных и техногенных катастроф.
В заключение следует подчеркнуть, что палеогеографические основы геоэкологического анализа - необходимое условие рационального природопользования и прогноза развития
геосистем при выявлении зон потенциального риска под воздействием природных и антропогенных факторов. В этой связи инновационные предложения по выполнению комплексного
палеогеографического районирования приобретают важное научно-методическое и прикладное
геоэкологическое значение. Системные эколого-палеогеографические исследования целесообразно рассматривать в качестве перспективного палеогеографического направления.
87
Основная литература
Алексеев М.Н., Габлина С.С., Горецкий К.В., Лаврушин Ю.А., Хютт Г.И., Якименко Е.Ю.
Стратиграфия и геологические события среднего и позднего плейстоцена Подмосковья
// Четвертичная геология и палеогеография России. М.: ГЕОС, 1997. С. 15-24.
Ананьева Э.Г., Боярская Т.Д., Введенская А.И., Глушанкова Н.И., Крамаренко Г.С, Немцова
Г.М., Судакова Н.Г. Результаты комплексного исследования разрезов Сатин-ского
учебного полигона // Материалы географических исследований Сатинского учебного
полигона и смежных территорий в бассейне Средней Протвы. М.: ВИНИТИ. 1979.
№1893-79. С. 32-109.
Андреичева Л.Н, Немцова Г.М., Судакова Н.Г. Среднеплейстоценовые морены Севера и Центра Русской равнины. // Екатеринбург, 1997. 83 с.
Антонов С.И., Малаева Е.М., Рычагов Г.И., Судакова Н.Г Климатостратиграфические подразделения московского горизонта юго-западного Подмосковья // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2000. Т. 8. № 3. С. 100-112.
Асеев А.А. Палеогеография долины Средней и Нижней Оки в четвертичное время. М.: Изд-во
АН СССР, 1959. 201 с.
Бабак В.И., Николаев Н.И. Пояснительная записка к карте геоморфолого-неотектонического
районирования Нечерноземной зоны РСФСР. М-б 1:1500000. М., 1983. 46 с.
Базилевская Л.И., Судакова Н.Г. Зависимость литологии лессов от подстилающих пород в Центральной части России.// Вестник Моск. ун-та. Серия 5. География, 1986, №1. С. 68-74.
Батурин В.П. Петрографический анализ прошлого по терригенным компонентам.–М.-Л.: Издво АН СССР. 1947. 335 с.
Барановская З.Н., Дик Н.Е. К истории формирования бассейнов рек Москвы, Клязьмы и Верхней Волги. // Землеведение. 1938. Т. II. Вып. I. С. 33-63.
Большаков В.А. Использование методов магнетизма горных пород при изучении новейших отложений. М.: ГЕОС, 1996. 192 с.
Большаков В.А., Фаустов С.С. Магнитные свойства и палеомагнетизм новейших отложений
бассейна Средней Протвы // Материалы географических исследований Сатинского
учебного полигона и смежных территорий в бассейне Средней Протвы. М.: ВИНИТИ,
1979. Вып. III, №1893-79. С. 110−130.
Большаков В.А. Об интерпретации палеомагнитных данных по моренам. // Физика Земли. 2011,
№ 9. С. 48-56.
Борисов Б.А. Об изменении уровня нижней границы четвертичной системы и уточнении возраста ее основных подразделений // Региональная геология и металлогения. № 41. СПб., 2010. С. 26-31.
Боярская Т.Д., Немцова Г.М., Судакова Н.Г. К стратиграфии и палеогеографии плейстоцена
Клинско-Дмитровской возвышенности (разрез на р. Кунье) // Природа-населениехозяйство. Саранск: Изд-во Мордовского ун-та. 1983. С. 61-64.
Бреслав С.Л. Четвертичная система // Геология СССР, т. IY (Центр Европейской части СССР)
М.: Недра, 1971. С. 489-636.
Бураков К.С., Куликов О.А., Фаустов С.С. Некоторые результаты детальных палеомаг-нитных
исследований новейших отложений в долине р. Чеган (Горный Алтай) // Палеомагнитный анализ при изучении четвертичных отложений и вулканитов. М.: Наука, 1973.
С. 34-47.
88
Величко А.А. Природный процесс в плейстоцене. М.: Наука, 1973. 256 с.
Величко А.А., Морозова Т.Д. Основные горизонты лёссов и ископаемых почв Русской равнины
// Лёссы, погребенные почвы и криогенные явления на Русской равнине. М.: Наука,
1972. С. 5-25.
Величко А.А., Писарева В.В., Фаустова М.А. Подходы к реконструкции оледенений среднего
плейстоцена Восточно-Европейской равнины // Пути эволюции географии. М., 2002. С.
32-44.
Величко А.А., Писарева В.В., Фаустова М.А. Современное состояние концепции покровных
оледенений // Проблемы палеогеографии и стратиграфии плейстоцена. 2011. Вып. 3. М.
С. 21-33.
Величко А.А., Писарева В.В., Фаустова М.А. Корреляция природных событий ледникового и
перигляциального плейстоцена Восточной Европы в связи с проблемами их хроностратиграфии. // Бюллетень РМСК по Центру и Югу Русской платформы. 2012. Вып. 5.
С. 149-161.
Величко А.А., Халчева Т.А. Позднеплейстоценовые лёссы и их распространение // Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет (Атлас-монография). М.: Наука, 1982. С. 7074.
Верейский Н.Г., Быкова В.С., Чеклина Е.А. Инженерно-геологическая характеристика основных комплексов и генетических типов плиоцен-четвертичных отложений. // Инженерная геология СССР т.1. Русская платформа. МГУ, 1978. С. 68-93.
Воскресенский С.С. Асимметрия склонов речных долин на территории Европейской части
СССР // Вопросы географии. 1947. Сб. 4. С. 107-114.
Глушанкова Н.И. Цветность морен как показатель условий литогенеза // Вестник Моск. ун-та,
серия 5. География, 1984. № 3. С. 50-56.
Глушанкова Н.И. Использование спектрофотометрического анализа цветности морен для расчленения и корреляции ледникового комплекса Восточно-Европейской равнины // Известия РГО, 2001. Т. 133, вып. 3. С. 76-87.
Горецкий Г.И. Формирование долины р. Волги в раннем и среднем антропогене. М.: Наука,
1966. 412 с.
Горецкий Г.И. Палеопотамологические эскизы Палео-Дона и Пра-Дона. М.: Наука и техника,
1982. 248 с.
Грищенко Н.М. Плейстоцен и голоцен Верхнего Дона. М.: Наука, 1976. 228 с.
Заррина Е.П. Четвертичные отложения северо-западных и центральных районов Европейской
части СССР. Л.: Наука, 1991. 128 с.
Зорина Е.Ф. Географические особенности развития и распространения оврагов // География
овражной эрозии. М.: Изд-во МГУ, 2006. С. 53-89.
Зорина Е.Ф., Никольская И.И., Прохорова С.Д. Заовраженность равнинных территорий России.
// Проблемы оценки экологической напряженности территории России: факторы, районирование. М.: Изд-во МГУ, 1993. С. 33-42.
Исаева М.И., Судакова Н.Г., Трухин В.И. О выделении и корреляции окской и днепровской морен в Центральной России. // Вестник Моск. ун-та. Серия 4. Геология. 1978, № 7.
С. 117−120.
Карпухин С.С., Судакова Н.Г. Палеогеографическая модель развития морфолитосистем // Новые и традиционные идеи в геоморфологии. V Щукинские чтения – Труды. М.: Изд-во
МГУ, 2005. С. 429-432.
Карпухин С.С., Судакова Н.Г. Палеогеографическая обусловленность структуры и динамики
геосистем. // География и геоэкология на современном этапе взаимодействия природы и
общества. С-Пб., 2009. C. 182-187.
89
Карта грунтовых толщ нечерноноземной зоны РСФСР м: 1 1500 000 из серии почвенногеологических карт под общей редакцией Е.М. Сергеева. М., 1980.
Карта торфяных месторождений нечерноземной зоны РСФСР м: 1 1500 000 из серии почвенногеологических карт под общей редакцией Е.М. Сергеева. ГУГТ, 1984.
Карта распространения и прогноза просадочности лёссовых пород СССР под общей редакцией
Е.М. Сергеева. М: 1:2500 000, 1980.
Комплексный анализ среднечетвертичных отложений Сатинского учебного полигона. Учебное
пособие. Под редакцией Г.И. Рычагова, С.А. Антонова. М.: Изд-во МГУ, 1992. 128 с.
Кожевников А.В., Кожевникова В.Н.,. Рыбакова Н.О., Петрова Е.А. Стратиграфия Подмосковного плейстоцена. // Бюллетень МОИП, отделение Геология, 1979. Т.54, вып. 2. С. 103127.
Кочегура В.В. Применение палеомагнитных методов при геологической съемке шельфа //
Санкт-Петербург: изд. ВСЕГЕИ, 1992. 144 с.
Кригер Н.И. Лёсс, его свойства и связь с географической средой. М., 1965. С. 77-85.
Кригер Н.И., Федотов В.С. Лёссовые породы Средней Оки. // ДАН СССР, 1969. Т. 96, №1.
С. 367-370.
Кузьменко Ю.Т., Гаврюшова Е.А. и др. Тектоника центральной части Русской плиты, М., 1991,
120 с.
Куликов О.А., Красненков Р.В. О палеомагнетизме и стратиграфическом положении морены
донского ледникового языка. // ДАН СССР, 1977. Т. 237, №2. С. 420−423.
Лаврушин Ю.А. Приоритетные направления изучения квартера в XXI веке // Проблемы стратиграфии четвертичных отложений и палеогеографии Ярославского Поволжья. Материалы симпозиума, г. Ярославль, июль 2001 г. М.: ГЕОС, 2001. С. 3-7.
Лаврушин Ю.А., Ренгартен Н.В. Основные черты ледникового типа литогенеза // Литология и
полезные ископаемые. 1974, № 6. С. 43-52.
Лазуков Г.И., Судакова Н.Г., Фаустов С.С. Анализ ледниковых отложений КлинскоДмитровской возвышенности в связи с проблемами стратиграфии и палеогеографии //
Новейшая тектоника, новейшие отложения, человек. М.: Изд-во МГУ, 1982. С. 86-101.
Ламакин В.В. Динамические фазы речных долин и аллювиальных отложений // Землеведение.
1948. Т.2 (42), 1948 С. 154-187.
Ларионов А.К., Быкова В.С., Ананьев В.П., Минервин А.В. Лёссовые породы Русской платформы //Лёссовые породы СССР. Т. II. М.: Недра, 1986. С. 3-48.
Лёссово-почвенная формация Восточно-Европейской равнины. Палеогеография и стратиграфия. Отв. редактор А.А. Величко. М.: 1997. 140 с.
Лёссовый покров земли и его свойства. Под ред. В.Т.Трофимова. Изд-во МГУ, 2001. 464 с.
Лысенко М.П. К вопросу о зональности лессовых пород Европейской части СССР // ДАН
СССР, 1962. Т. 142, № 4. С. 962-929.
Макарова Н.В., Макаров В.И., Суханова Т.В. О соотношении эрозионных и тектонических
процессов в платформенных и горных условиях // Вестник МГУ. Серия 4. Геология,
2008. №5. С. 4-11.
Макарова Н.В., Макаров В.И., Постоленко Г.А., Акинин Б.Е. Представительность аллювия для
стратиграфии и корреляции четвертичных отложений // Стратиграфия. Геологическая
корреляция. 2011. № 4. С. 89-112.
Марков К.К. Воспоминания и размышления географа. М.: Изд-во МГУ, 1973. 117 с.
Марков К.К. Палеогеография. М.: Изд-во МГУ, 1960. 268 с.
Марков К.К. Избранные труды. Проблемы общей физической географии и геоморфологии. М.:
Наука, 1986. 288 с.
90
Марков К.К. Пространство и время в географии // Природа, 1965, №5. С 56-61.
Марков К.К., Лазуков Г.И., Николаев В.А. Четвертичный период: т. I, М.: Изд-во МГУ, 1965.
371 с.
Марков К.К., Величко А.А. Четвертичный период: т. II, М.: Изд-во МГУ, 1967. 440 с.
Методы палеогеографических реконструкций. Москва, МГУ, Географический факультет, 2010.
429 с.
Материалы географических исследований Сатинского учебного полигона и смежных территорий в бассейне Средней Протвы. Деп. ВИНИТИ, вып.2. М., №1124. 1977, 54 с.; вып. 3.
М., 1979. №1893, 1979. 197 с.
Москвитин А.И. Стратиграфия плейстоцена Европейской части СССР // Тр. ГИН АН СССР.
1965. Вып. 123.. 179 с.
Оленин А.С., Хорошев П.И. Пояснительная записка к карте торфяных месторождений Нечерноземной зоны РСФСР. Масштаб 1:1500 000, 1983. 30 с.
Немцова Г.М. Минералогический состав мелкозема основных морен бассейна Северной Двины
и Вычегды // Бюллетень Моск. Общества испытателей природы, Отделение Геология,
1980, т. 55, вып. 4. С. 89-96.
Немцова Г.М. Состав и источники глинистого материала морен Центра и Севера Русской равнины. // Новые материалы по палеогеографии и стратиграфии плейстоцена. Уфа, 1986.
С. 22-28.
Немцова Г.М., Судакова Н.Г. Палеогеографическое значение питающих доледниковых провинций Центра и Севера Русской равнины // Вестник Моск. ун-та, серия 5. География. 1981,
№ 1. С. 28-38.
Новейшие отложения и палеогеография Окско-Донской древнеледниковой зоны. Смоленск:
Изд-во "Маджента", 2004. 120 с.
Панин А.В., Сидорчук А.Ю., Чернов А.В. Основные этапы формирования пойм равнинных рек
Северной Евразии // Геоморфология. 2011, № 5. С. 20-31.
Проблемы стратиграфии четвертичных отложений и палеогеографии Ярославского Поволжья.
Материалы симпозиума, г. Ярославль, июль 2001 г. М.: ГЕОС, 2001. 158 с.
Разрезы отложений ледниковых районов Центра Русской равнины // Под редакцией акад. К.К.
Маркова. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1977. 198 с.
Реконструкция палеогеографических событий среднего неоплейстоцена Центра Русской равнины Москва, МГУ. Географический факультет, 2008. 167 с.
Русаков А.В., Керзум П.П., Матинян Н.Н. Карбонатные лёссовидные суглинки Центра Русской
равнины и эволюция почвенного покрова в позднем плейстоцене и голоцене // Почвоведение. 2000, № 8. С. 917-926.
Рычагов Г.И. Плейстоценовая история Каспийского моря. М., Изд-во МГУ. 1997. 268 с.
Рычагов Г.И., Судакова Н.Г., Антонов С.И. Ледниковая ритмика среднего плейстоцена Центра
Русской равнины (по материалам Сатинского страторайона) // Вестник Моск. ун-та, серия 5. География. 2007, №4.С. 15-22.
Рябушкин П.К., Певзнер М.А. Статистика сильно рассеянных направлений при изучении естественной остаточной намагниченности морен // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1978.
№ 12. С. 103−106.
Симонов Ю.Г. Избранные труды. М.: Изд-во «Ритм». 2008. 384 с.
Симонов Ю.Г., Конищев В.Н., Лукашев А.А., Мысливец В.И., Никифоров Л.Г., Рычагов Г.И.
Учение о морфолитогенезе и его место в географической науке // Вестн. Моск. ун-та,
серия 5. География. 1998, №4. С.41-54.
91
Спиридонов А.И. Изучение геоморфологических комплексов // Методы географических исследований. 1960. С. 90-100.
Спиридонов А.И. Геоморфологические районы Нечерноземного центра Русской равнины //
Землеведение, 1963 , Т. VI . Изд-во МГУ. С. 91-119.
Спиридонов А.И., Введенская А.И., Немцова Г.М., Судакова Н.Г. Комплексное палеогеографическое и геоморфологическое районирование Московской области // Геоморфология. 1994, № 3. С. 32-42.
Средняя полоса Европейской части СССР. М.: Наука, 1967. 440 с.
Строение и история развития долины р. Протвы (Под редакцией Г.И. Рычагова и
С.И. Антонова). Изд-во МГУ, 1996. 129 с.
Судакова Н.Г. Новое о лихвинском стратотипе // ДАН СССР. 1975. Т.221, № 1. С.168-171.
Судакова Н.Г. Палеогеографические закономерности ледникового литогенеза. М.: Изд-во МГУ,
1990. 150 с.
Судакова Н.Г. Палеогеографические закономерности плейстоценового морфолитогенеза как
основа природных изменений // Структура, динамика и эволюция природных геосистем.
Т.I. М.: Изд-во «Городец», 2004. С 513-537.
Судакова Н.Г. Проблемы литологии плейстоцена. Закономерности формирования состава новейших отложений // Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода № 66.
М.: ГЕОС, 2005. С.75-89.
Судакова Н.Г. Ледниковая ритмика плейстоцена на Русской равнине. Проблемы и пути решения // Горизонты географии. К 100-летию К.К. Маркова. М.: 2005, с. 150-158.
Судакова Н.Г. Реализация программы межрегиональной корреляции новейших отложений в
свете новой палеогеографической концепции литогенеза // Проблемы палеогеографии и
стратиграфии плейстоцена. Вып. 2. Сборник научных трудов. М.: Географический факультет МГУ, 2008. С. 34-44.
Судакова Н.Г. Актуальные вопросы межрегиональной корреляции ледниковых горизонтов. Литологическая концепция // Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода №
68. М.: ГЕОС, 2008. С. 50-58.
Судакова Н.Г., Антонов С.И., Введенская А.И., Костомаха В.А., Немцова Г.М. Палеогеографическая экспертиза устойчивости геосистем – новое направление в исследовании геоэкологии (на примере Русской равнины) // Проблемы палеогеографии и
стратиграфии плейстоцена. Вып. 2. Сборник научных трудов. М.: Географический факультет МГУ, 2008. С. 245-252.
Судакова Н.Г., Антонов С.И., Введенская А.И, Костомаха В.А., Немцова Г.М. Палеогеографический подход к геоэкологическим оценкам территории Русской равнины // Инновации в геоэкологии: теория, практика, образование. М., 2010. С. 155-160.
Судакова Н.Г., Антонов С.И., Введенская А.И., Костомаха В.А, Немцова Г.М. Экологопалеогеографическое районирование Вологодского края // Мариинская водная система.
Природный, культурологический, экономический и социально-экологический потенциал развития. Вологда, 2010. С. 117-131
Судакова Н.Г., Базилевская Л.И. Особенности лёссовидных отложений Ярославского Поволжья
// Изв. АН СССР, 1976, сер. География № 5. С. 90-98.
Судакова Н.Г., Большаков В.А. Древнейшая морена в окрестностях г. Чекалина на Оке // ДАН
СССР. 1977. Т. 233, № 6. С. 1176−1179.
Судакова Н.Г., Введенская А.И., Немцова Г.М. Устойчивость литолого-палеогеографической
основы природной среды Московского региона // Изв. РАН, серия географическая, № 1,
1997. С. 43-53.
92
Судакова Н.Г., Введенская А.И., Немцова Г.М. Палеогеографическое районирование и геоэкологическая оценка устойчивости морфолитосистем // Вестник Моск. ун-та, серия 5. География. 2002, № 2. С. 23-28.
Судакова Н.Г. Введенская А.И., Восковская Л.Т., Писарева В.В. К проблеме стратиграфии
плейстоцена Клинско-Дмитровской возвышенности // Четвертичная геология и палеогеография России. М.: ГЕОС, 1997. С. 171-180.
Судакова Н.Г., Немцова Г.М. Минералогические провинции московской морены на Русской
равнине // Бюллетень Моск. Общества испытателей природы, Отделение . геология.,
1996. Т. 71, вып. 5. С. 74-79.
Судакова Н.Г., Немцова Г.М. Районирование ледниковых комплексов Русской равнины по составу терригенных и глинистых минералов в связи с питающими провинциями // Квартер – 2005. Материалы IV Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. Сыктывкар, 2005. С. 408-409.
Судакова Н.Г., Немцова Г.М. Методические принципы и перспективы межрегиональной литологической корреляции морен // Проблемы корреляции плейстоценовых событий на
Русском Севере. С-Пб, 2006. С. 99.
Судакова Н.Г., Немцова Г.М. Комплексные минералогические провинции морен Русской равнины в связи с питающими провинциями // Реконструкция палеогеографических событий среднего неоплейстоцена Центра Русской равнины. Москва, 2008. С. 138-143.
Судакова Н. Г., Рычагов Г.И., Антонов С.И. Актуальные проблемы стратиграфии и палеогеографии среднего неоплейстоцена Центра Русской равнины // Геологические события неогена и квартера России. М.: ГЕОС, 2007. С. 86-90.
Фаустов С.С., Ильичев В.А., Большаков В.А. Результаты палеомагнитных и термолюминисцентных исследований Лихвинского разреза // ДАН СССР. 1974. Т. 214.
С. 1160−1162.
Фаустов С.С. Специфика методики палеомагнитного изучения морен // Комплексное изучение
опорных разрезов нижнего и среднего плейстоцена Европейской части СССР. М., 1981.
С. 124−127.
Фаустов С.С., Карпухин С.С., Судакова Н.Г. Влияние условий седиментации морен на ориентировку векторов остаточной намагниченности // Вестник моск. ун-та, серия. 5, География, 2010, №1. С. 35-43
Филиппович В.Ф. Погребенные долины северной части Калужской области // Геология, полезных ископаемых и инженерно-геологические условия Центральной части СССР. М.:
Госгеолиздат, 1984. С.110-117.
Холмовой Г.В.. Глушков Б.В. Неогеновые и четвертичные отложения Среднерусской возвышенности // Тр. НИИ геологии Воронежск. ун-та. 2001, вып. 1. Воронеж, 2001. 220 с.
Холмовой Г.В., Нестерова Е.В. Плейстоценовые отложения Костенковско-Борщевского палеолитического региона // Тр. НИИ геологии Воронежск. гос. ун-та, 2001, вып. 4. Воронеж,
ВГУ. 106 с.
Храмов А.Н., Гончаров Г.И., Комисарова Р.А. и др. Палеомагнитология // Под ред.
А.Н. Храмова. Л.: Недра, 1982. 312 с.
Чернов А.В. Опасность русловых процессов на реках Центрального федерального округа. Эколого-географические исследования в речных бассейнах // Материалы III международной
научно-практической конференции. Воронеж, ВПГУ, 2009. С. 277-281.
Шик С.М. Погребенные доледниковые долины юго-западной части Подмосковного бассейна. //
Материалы по геологии и полезным ископаемым Центральных районов Европейской
части СССР. 1980. Вып. 3. М.: Госгеолиздат, С. 177-183.
Шик С.М. О границах распространения оледенений в центральной части Европейской России //
Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода № 70 - М.: ГЕОС, 2008.
С. 100-107.
93
Шик С.М. Современные представления о стратиграфии четвертичных отложений Центра Восточно-Европейской платформы // Бюллетень Моск. Общества испытателей природы,
отделение Геология, 2004, т. 79, вып. 5. С. 82-92.
Larisa I. Basilevskaya, Alla I. Vvedenskaya, Natalia G. Sudakova. Loess loams of central area of Russian plain // Loess and paleoenvironmen. Abstracts Moscow, GEOS, 2003. P. 10-11.
94
Оглавление
Введение (Судакова Н.Г.)…………….………………………………………………………………3
Глава 1. ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ СИСТЕМНОГО АНАЛИЗА
МОРФОЛИТОГЕНЕЗА (Карпухин С.С., Судакова Н.Г.)…………………..……………………………..7
Глава 2. СОПРЯЖЕННЫЙ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ РЕГИОНАЛЬНЫХ
ОСОБЕННОСТЕЙ МОРФОЛИТОГЕНЕЗА…………………………………………………………12
2.1. Морфолитоструктуры коренного основания (Немцова Г.М.).…………………….……………………12
2.2. Питающие минералогические доледниковые провинции Центра и Севера Русской равнины.
(Немцова Г.М., Судакова Н.Г.)………………………………………………………………………………17
2.3. Мощности и строение плейстоценового покрова (Антонов С.И., Введенская А.И.)……………….….. 21
2.4. Распространение и мощность лессовых пород (Введенская А.И., Костомаха В.А., Судакова Н.Г.)……23
2.5. Торфяники Центра Русской равнины (Введенская А.И.)…..…………………………………………..27
Глава 3. ЗАКОНОМЕРНОСТИ ЛЕДНИКОВОГО МОРФОЛИТОГЕНЕЗА…………………......30
3.1 Структура и динамика ледниковых покровов (Судакова Н.Г.)…………………………………………...30
3.2. Минералогические провинции ледниковых отложений в связи с литологической корреляцией
(Судакова Н.Г., Немцова Г.М.)……………………………………………………………………………….33
3.3. Цветовые характеристики разновозрастных морен (Глушанкова Н.И.)…………………………………36
Глава 4 ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ МОРЕН (Фаустов С.С.)……………………………………………...42
Глава 5. СТРОЕНИЕ РЕЧНЫХ ДОЛИН (Макарова Н.В.)……………………………………….......53
Глава 6. АКТУАЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ СТРАТИГРАФИИ (Рычагов Г.И., Судакова Н.Г.,
Антонов С.И.)………………………………………………………………………………………………66
Глава 7. КОМПЛЕКСНОЕ ЭКОЛОГО-ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ
РУССКОЙ РАВНИНЫ (Антонов С.И., Введенская А.И., Костомаха В.А.,
Немцова Г.М., Судакова Н.Г.)………………………………………………………………………………..79
Заключение (Судакова Н.Г.)……………………………………………………………………..………86
Основная литература………………………………………………………………………………….88
95