Важнейшим этапом в эволюции и пространственной дифференциации ландшафтов степной зоны Заволжско-Уральского региона стали эпохи средне- и позднеплейстоценовых похолоданий, когда ландшафты приобретали перигляциальный характер с очень суровым холодным и сухим климатом, сильными ветрами, многолетней мерзлотой и подземными полигональными жильными льдами, безлесными тундрово-степными ландшафтами и очагами холодных песчано-эоловых пустынь. Ведущими рельефообразующими процессами в перигляциальной гиперзоне, зоне, занимавшей в позднем плейстоцене большую часть Евразии, были мерзлотные, солифлюкционные, а также эрозия, абразия и аккумуляция, имеющие в условиях многолетней мерзлоты специфические особенности. Процессы делювиальные, пролювиальные и эоловые, в проявлении которых также имеет место мерзлотная специфика, не являлись ведущими [1, 2]. В результате на огромных пространствах плейстоценовых перигляциальных зон господствовали специфические физические процессы, способствующие накоплению отложений перигляциальной формации и моделировке земной поверхности, – выравниванию рельефа, заполнению речных долин констративным аллювием, оплыванию, выполаживанию и отступанию склонов, подавлению роста форм линейной эрозии, дефляции и аккумуляции эоловых накоплений лессов и песчаных массивов [2, 3]. При переходе от плейстоцена к голоцену произошла резкая смена климатических условий на современные, многолетняя мерзлота растаяла и произошла «консервация», закрепление плейстоценового рельефа почвенно-растительным покровом. В современности земная поверхность в областях умеренного климата в значительной степени стабильна и экзогенные процессы лишь в слабой степени меняют ее. Гораздо большую роль сейчас имеют антропогенные процессы. Сомкнутый растительный покров препятствует денудации склонов, выносу мелкозема и прочим агентам денудации там, где они не встречают благоприятных условий в результате антропогенной деятельности. В современных условиях в равнинных областях практически не происходят склоновые процессы (они проявляются лишь на крутых склонах), в равнинных реках аллювий образуется по перстративному типу [2]. Наиболее заметное преобразование земной поверхности в степной зоне происходит лишь в речных долинах в результате боковой эрозии. Таким образом процессы рельефообразования в перигляциальной зоне были качественно отличны от современных, не статичны, но последовательно менялись в связи с изменением климата, от более влажного и холодного в начале ледникового периода к экстрааридному и холодному в конце. Поэтому большинство современных форм мезо- и микрорельефа и ландшафтных комплексов являются «законсервированным» наследием перигляциальных эпох, сохранившихся в современных ландшафтах региона [4].
Цель исследования: выявление роли палеокриогенеза в истории формирования и современном состоянии ландшафтных комплексов степной зоны Заволжско-Уральского региона.
Материалы и методы исследования
При подготовке статьи использованы материалы многолетних (2000–2019 гг.) полевых экспедиционных исследований степных ландшафтов, проводившихся автором в пределах Заволжско-Уральского региона. Также для решения поставленных в статье задач был задействован широкий круг географических исследований, включая применение следующих методов: сравнительно-географического, метода полевых исследований и наблюдений, картографических, геолого-геоморфологических, ландшафтных, геоботанических, криолитологических и т.д. Широко использовались данные дистанционного зондирования Земли.
Результаты исследования и их обсуждение
Главный продукт перигляциальных эпох – лессовые покровы (лессово-почвенная формация). Для района исследования характерным является плащеобразное залегание мощной толщи, состоящей из ритмичного чередования в вертикальном разрезе лессовых пород и ископаемых почв, которая по возрасту охватывает практически весь квартер. Лессовые покровы (или лессово-почвенные комплексы) прослеживаются на значительных площадях Заволжско-Уральского региона и плащеобразно залегают на плоских и полого выпуклых междуречьях и поверхностях высоких речных террас в пределах Бугульминско-Белебеевской возвышенности, Общего Сырта, Предуральского Сырта и Подуральского плато. Максимальные мощности лессово-почвенной формация на Общем Сырте доходят до 45 м [5, 6].
Строение лессово-почвенной формации изучаемого региона наглядно иллюстрирует разрез Подгородняя Покровка в Оренбургском Предуралье (рис. 1). Разрез имеет палеомагнитную, микротериофаунистическую и другие характеристики. Находится он в 15 км к северо-западу от г. Оренбурга, на р. Каргалке, и представлен разноцветными палеопочвами и разделяющими их лессовыми породами (силтами), часто тех же оттенков, общей мощностью около 50 м, которые с размывом перекрывают морские отложения акчагыла. З.К. Шкатовой выделено 14 ископаемых почв, имеющих разную мощность, степень сохранности и индивидуальную морфологическую выраженность генетических профилей [7]. Почти повсеместно в лессовых покровах присутствуют следы криогенных деформаций. Часто в лессовых толщах района исследования находят костные остатки представителей позднеплейстоценового фаунистического комплекса. Лессовидные покровы экранируют дочетвертичные подстилающие породы, чуждые степному гипергенезу, тем самым обеспечивают необходимые условия для формирования типично зональных степных ландшафтов [8].
Рис. 1. Лессово-почвенная формация разреза Подгородняя Покровка
Климатические условия перигляциальных эпох изменили весь ход рельефобразования и литогенеза на всех элементах рельефа: водоразделах, склонах речных долинах [2, 3, 9]. На водораздельных пространствах, сложенных плотными породами, ведущим процессом было криогенное выветривание, сформировавшее наряду с лессами суглинисто-щебневый криоэлювий, мощность которого обычно составляет 0,5–1 м и редко превышает 2 м. Криоэлювий состоит из щебня с суглинистым заполнителем. Щебень имеет размер обломков в среднем от 2,5 до 5 см, отсортированность его низкая, обломки практически не окатаны. Образование рассмотренного криоэлювия происходило в условиях перигляциального климата плейстоцена и связано с процессами механического выветривания, вызванных чередованием или повторением циклов замерзания и оттаивания воды в порах, трещинах и других отверстиях, на дневной поверхности. О перигляциальном генезисе криоэлювия свидетельствует тот факт, что средняя глубина промерзания составляет 1,0–1,2 м. Глубина же суточных колебаний температуры, которые являются основным фактором физического выветривания, достигает 15–25 см. Наблюдаемые же мощности элювия до 2 м, а иногда и более 4 м связаны с более суровыми климатическими условиями. Кроме того, часто в элювии встречаются инволюции и щебневые текстуры [3]. По мнению многих ученых, время формирования криоэлювия определяется последней перигляциальной эпохой, горизонты криоэлювия более ранних перигляциалов уничтожались при усилении эрозии в межледниковьях [2, 3, 9, 10].
Значительное влияние перигляциальные условия оказали на склоновые процессы. Слабое развитие растительности на промерзшем грунте резко активизировало плоскостной смыв и криосолифлюкцию, в результате чего у подножья склонов сформировались мощные суглинисто-щебневые и суглинистые шлейфы. Долгое время ученые считали эти образования делювиальными, однако в дальнейшем на основании текстурных признаков было доказано широкое участие в формировании шлейфов солифлюкции. Строение, состав и мощность склоновых шлейфов определяются характером подстилающих пород, экспозицией склона и положением в перигляциальной зоне. Наиболее мощные шлейфы развиты на склонах северо-восточной экспозиции. На противоположных склонах мощности их редко превышают несколько метров, они содержат больше щебня. Горизонтами погребенных почв или по литологическим особенностям склоновые шлейфы расчленяются на 3–4 горизонта [3]. Делювиально-солифлюкционные склоны привели к выработке выпукло-вогнутого профиля склонов и к асимметрии речных долин, балок и междуречных плато. Под асимметрией склонов речных долин, или асимметрией долин, подразумевается «неодинаковая крутизна и форма склонов речных долин, прослеживающаяся на большом расстоянии» [11]. В пределах Бугульминско-Белебеевской возвышенности, Общего Сырта и Подуральского плато асимметрия рельефа получила классическое выражение: здесь практически повсюду крутыми оказываются склоны южной экспозиции, пологими – склоны северной экспозиции. Пологие склоны обычно сложены достаточно мощным, часто лессовидными суглинками, под которыми иногда залегают погребенные аллювиальные отложения. Крутые склоны прикрыты маломощными, часто щебнистыми суглинками.
Существует множество теорий, объясняющих происхождение этого явления. Их можно свести в несколько групп: гидродинамические, планетарные, климатические, топографические и структурно-геологические. Детальное изучение причин выраженности асимметрии склонов на востоке Русской равнины, проведенное группой казанских ученых, показывает, что главными являются закон Бэра-Бабине и климат, остальные причины оказались второстепенными и проявляются локально [10]. Причем планетарная асимметрия характерна для долин крупных рек, при максимальных расходах в среднем около 600–800 м3/с, а инсоляционная – для долин малых рек. Поэтому асимметрия склонов большинства речных долин Заволжско-Уральского региона связана с климатическими условиями и является, таким образом, климатической асимметрией, связанной с перераспределением инсоляции и увлажнения. Многие исследователи связывают формирование климатической асимметрии с перигляциальными условиями плейстоцена и считают основную причину асимметрии склонов долин результатом процессов, действующих в иных климатических условиях, т.е. внесли в эту гипотезу палеоклиматический аспект. Наблюдающаяся в настоящее время асимметрия в умеренных широтах является реликтовой [3, 10, 12]. В исследованиях казанских геоморфологов было убедительно доказано преобладание в долинах средних и малых рек Русской равнины климатического типа асимметрии, сформировавшегося в эпохи плейстоценовых оледенений. Общей причиной, придающей черты сходства асимметрии склонов долин средних и малых рек в перигляциальной обстановке, являлось различие общей направленности и интенсивности солифлюкционных процессов на разноэкспонированных склонах [9]. Хорошо инсолируемые склоны южной и юго-западной экспозиции в весенне-летний период быстро просыхали и сохраняли свою первичную эрозионного происхождения крутизну. В перигляциальной обстановке северные и северо-восточные затененные, более увлажненные склоны подвержены более активному проявлению солифлюкционных процессов и выполаживаются до предельных величин – 1,5–3 ° [3, 9]. Этот вывод подтверждается фактом тесной связи степени выраженности асимметрии с мощностью склоновых отложений. Таким образом асимметрия склонов речных долин района исследования является реликтовой, сформировавшейся в перигляциальных условиях позднего плейстоцена.
Значительным своеобразием в перигляциальных условиях отличалась флювиальная деятельность. Интенсивные склоновые процессы поставляли в русла рек огромное количество рыхлого материала, что привело к формированию особого типа перигляциального аллювия. Им сложены средне- и верхнеплейстоценовые речные террасы (от четвертой до первой) региона исследования, достигающие значительной ширины. Основные признаки перигляциального аллювия заключаются в следующем: повышенная мощность отложений, значительно превышающая нормальную мощность аллювиальной свиты в умеренно гумидных условиях. Мощность отложений вторых надпойменных террас рек региона составляет 18–23 м, иногда возрастает до 30–35 м, максимальная мощность – 64,5 м, мощность отложений первых надпойменных террас составляет 15–25 м [13]. Перигляциальный аллювий чаще всего сложен светло-желтыми, желтовато-бурыми мелкозернистыми песками с примесью алевритовых и глинистых частиц. Преобладание желто-бурых и палевых тонов свидетельствует о незначительном развитии растительности. Доля песчаных фракций составляет от 55 до 75 %, что свидетельствует о слабой промытости материала. В толще перигляциального аллювия наблюдаются линзы и прослои супесчаного материала, встречаются маломощные прослои и линзы крупнозернистого песка с мелким гравием и галькой. Слоистость аллювия горизонтальная, слабоволнистая и мелкая переплетающаяся, характерно отсутствие косослоистых русловых песков. Для перигляциального аллювия весьма характерной особенностью является широкое развитие криогенных деформаций, скудность органическими остатками, споро-пыльцевые спектры с холодолюбивой и ксерофитной растительностью и палеонтологические находки верхнеплейстоценового фаунистического комплекса [9]. В перигляциальном аллювии не выражено типичное сочетание русловых, старичных и пойменных фаций, нет базального горизонта, отсутствуют внутри следы размыва. и весь разрез перигляциального аллювия представляет собой одну сильно раздутую по мощности фацию специфического руслового аллювия [3]. Боровые террасы рек региона, которые считаются древнеаллювиальными образованиями, сложены перигляциальным аллювием. Таким образом, крупные песчаные массивы региона, приуроченные к долинам рек Самары, Большого и Малого Урана, Тока, Бузулука, Боровки (Бузулукский бор), Урала, Илека, Малой Хобды, Иртека, Киндели, Карабутака, происхождение которых в литературных источниках трактуется как древнеаллювиальное, занимают надпойменные террасы (первые и вторые «боровые» террасы), сложенные перигляциальным аллювием [14, 15]. Перигляциальный аллювий третьей и четвертой надпойменных террас рек региона бронируется позднеплейстоценовым покровом лессовых суглинков, и поэтому песчаные массивы для них нехарактерны.
Эоловые песчаные отложения, широко распространенные в Заволжско-Уральском регионе, также входят в состав перигляциальной формации. Образуются они за счет развевания верхнеплейстоценовых перигляциальных аллювиальных отложений, озерно-аллювиальных отложений апшерон-среднечетвертичного возраста, а также отложений, образовавшихся в результате выветривания пермских, юрских, триасовых и меловых песчаников. Однако наиболее широко эоловые дюнные пески распространены на территории молодых (первой и второй) безлессовых надпойменных террас. Основными областями развития дюнных эоловых массивов являются долины рек Илека, Самары, Большого и Малого Урана, Тока, Бузулука, Боровки (Бузулукский бор), Урала, Илека, Малой Хобды, Иртека, Киндели, Утвы, Уила, Киила и др. (рис. 2) [16]. Возникновение полей эоловых дюн является характерной чертой природных условий позднеледниковья. Основные этапы дюнообразования приходятся на холодные фазы позднеледниковья. При этом выделяют фазы активного проявления эоловых процессов, относящиеся к раннему дриасу (10 380–13 000) л.н., среднему дриасу (12 300–11 800 л.н.) и позднему дриасу (11 000–10 500 л.н.). В эти периоды в условиях очень холодного и сухого климата произошла значительная активизация эоловых процессов и были сформированы основные массивы дюн и покровных песков [17–19]. Проведенные исследования показывают, что на территории региона позднеплейстоценовые эоловые формы рельефа представлены древними материковыми (континентальными) дюнами, ложбинно-гривистыми и бугристо-западинными песками. Наиболее распространенной формой материковых дюн является – параболическая. Позднеплейстоценовые параболические дюны широко распространены на песчаных надпойменных террасах рек (Илека, Иртека, Малой и Большой Хобды, Боровки Тока, Малого и Большого Урана, Утвы, Уила, Киила и др.).
Рис. 2. Карта-схема распространения, ориентировки и районирования позднеплейстоценовых дюн Заволжско-Уральского региона. Условные обозначения: 1) морские верхнечетвертичные отложения; 2–5) аллювиальные отложения: 2) средневерхнечетвертичные; 3) средневерхнечетвертичные – современные; 3) верхнечетвертичные; 4) верхнечетвертичные – современные; 5) современные; 6) четвертичные делювиальные отложения; 7) четвертичные делювиально-пролювиальные отложения; 8) четвертичные элювиально-делювиальные отложения; 9) четвертичные элювиальные отложения; 10) современные хемогенные отложения; 11) древние материковые дюны: а) параболические, б) ложбинно-гривистые; районы распространения дюнного рельефа: I) Илекский, II) Хобдинский, III) Верхнеутвинский, IV) Булдырты-Калдыгайтинский, V) Верхнеуильский
Ориентированы дюны рогами к югу, юго-западу и юго-востоку, что свидетельствует об участии южных, юго-восточных и юго-западных ветров в процессе дюнообразования в позднем плейстоцене в период благоприятный для перевевания песков [20–22].
Одними из доминирующих в перигляциальной зоне являлись криогенные процессы, связанные с морозобойным растрескиванием грунтов, вызванным колебаниями температур в верхних горизонтах мерзлых пород [23]. Наследием позднеплейстоценового криогенеза является реликтовый криогенный микрорельеф (полигонально-блочный, блочный и блочно-западинный, бугристо-западинный, продольно-полосный (веерная бороздчатость на склонах), слитно-полигональный и редуцированный), повсеместно закартированный на территории региона (рис. 3) [24, 25]. Во многих случаях ландшафтные комплексы степной зоны предопределены реликтовым криогенным полигональным мезо- и микрорельефом (четковидные русла, коленообразные изгибы рек, приспособление овражной сети к пониженным зонам полигонального рельефа).
Рис. 3. Фрагмент космического снимка с «решеткой» реликтового полигонального рельефа на территории Урало-Чалкарской легкосуглинистой равнины
Заключение
Территория Заволжско-Уральского региона в позднем плейстоцене входила в огромную гиперзону тундростепей и пережила криоаридную стадию развития. Перигляциальные условия оказали большое влияние на формирование современной ландшафтной структуры региона, и их наследие проявляется на всех уровнях организации ландшафта. Большинство современных форм мезо- и микрорельефа и ландшафтных комплексов являются «законсервированным» наследием перигляциальных эпох, сохранившихся в современных ландшафтах региона. Таким образом, природные процессы прошлого напрямую или опосредованно оказывают влияние на современные ландшафты, их целостность и динамику и нуждаются в детальном изучении.
Статья подготовлена в рамках НИР ОФИЦ УрО РАН (ИС УрО РАН) № ГР АААА-А17-117012610022-5; № АААА-А18-1 18011690034-6.