ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯНА РУССКОЙ РАВНИНЕ

Важную роль в формировании гипергенной оболочки Русской равнины сыграла вековая геохимическая миграция продуктов выветривания, транспортируемых наземными и подземными водами ледниковых и послеледниковых эпох (Ковда, Самойлова, 1966).

В период наибольшего оледенения толщина материкового льда на Русской равнине достигла 1—1,5 км. Край ледника возвышался над равниной на 300—500 м, господствуя над уходящими к югу пространствами. Ледники и талые воды выносили массу механических взвесей и растворенного материала, который отлагался на разном расстоянии от края ледника в зависимости от мощности водных истоков, крупности частиц и в соответствии с закономерностями механической и педохимической дифференциации вещества (Марков, Лазуков, Николаев, 1965).

В нижнечетвертичное время поверхность Русской равнины лежала ниже современного уровня и была расчленена слабее, чем в настоящее время (Николаев, 1962). В течение антропогена на фоне общего поднятия Русской равнины быстрее поднимались территории положительных тектонических структур, т.е. современных возвышенностей. А некоторые части Русской равнины - Тамбовская и Приднепровская низменности - медленно опускались и опускаются в настоящее время. Вследствие этих противоположно направленных тектонических движений разность высот между возвышенностями и прилегающими к ним низменностями достигала 50—100 м и 6orfee. Теперь возвышенности южной части Русской равнины высятся как преграда, которая могла стоять на пути водных потоков, но в период таяния льдов максимального оледенения такие преграды, по-видимому, были ниже и водно-ледниковые потоки, как и грунтовые воды, достигали берегов Черного, Азовского и Каспийского морей.

Таяние льдов вызвало, как известно, эвстатическое поднятие уровня Мирового океана и трансгрессии морей. Уровень Каспия поднимался до отметки +50—70 м, а Черное море затопило прилегающие низменности (Марков, Лазуков, Николаев, 1965).

Если сопоставить южные границы распространения ледников и ледниковых вод с границами морских трансгрессий, становится ясным, что на Русской равнине почти не было условий для развития чисто элювиальных сухопутных ландшафтов. Они могли быть лишь на отдельных островах (Донецком кряже, Приволжской и Волыно-Подольской возвышенностях) среди обширных пространств, заливаемых талыми и подпитываемых грунтовыми водами. Но и на этих возвышенностях обнаруживается маломощный покров водных наносов.

Гидроморфное прошлое многих современных неоэлювиальных ландшафтов и почв Русской равнины подтверждается самими свойствами почвообразующих пород и почв. Водно-аккумулятивное происхождение почвообразующих пород, в частности лёссов и суглинков, доказьюается наличием в их толще 5-7 погребенных почв, минералов гидрогенного происхождения (марказит, сидерит, пирит), пресноводных моллюсков пыльцы древесных пород, включений гальки или валунов, линз песка и т.д. (Бондарчук, 1939; Заморий, 1957; Соколовский, 1958; Булавин, 1966; Веклич, 1957). Марганцево-железистые, кремнеземистые, карбонатные, гипсовые новообразования в породе и почве, остаточные скопления легкорастворимых солей, остатки и следы гидрофильной флоры и фауны свидетельствуют о палеогидроморфном происхождении наносов и почв. Подобные остаточные признаки имеют многие почвы, которые рассматривались прежде как исконно сухопутные: серые лесные, черноземы, каштановые, бурые, сероземы, такыры и др.

Изучение почв Русской равнины с историко-геохимической позиции позволяет сделать вывод о сложной истории ее почвенного покрова. Современный элювиальный характер почвообразовательного процесса является лишь новейшей стадией развития почв, которой предшествовали гидро- морфные стадии развития (подводная и кашллярно-гидроморфная).

Итак, Русскую равнину следует рассматривать как сложную древнюю водно-аккумулятивную равнину, в образовании наносов, рельефа и почв которой принимали участие процессы, сходные с процессами, свойственными современным приледниковым , поемным и дельтовым ландшафтам. Примерно такой же путь прошли и другие великие равнины земной суши: Западно-Сибирская, равнины США, Канады, Восточно-Китайская равнина, низменности бассейна Амура—Сунгари, Венгерская низменность, равнины Центральной Австралии, Аргентины и др. Почвы этих равнин пережили подводную и капиллярно-гидроморфную стадию развития, которая и поныне сохранилась на погружающих участках их территории и закончилась, сменившись неоэлювиальной стадией в области поднятий.

В периоды таяния ледников Русская равнина находилась под воздействием многочисленных наземных и подземных водно-геохимических потоков, представлявших, в сущности, единый геохимический поток, который сформировал серию сопряженных геохимических поясов в направлении с севера на юг. Реки, начинавшие свой сток от края ледника на Русской равнине, отличались многоводностью, были насыщены кремнеземом и перегружены крупнозернистым материалом, так же как в Исландии р. Втна-Иокуль, питаемая ледником, которая только за один летний день может дать до 145 млн. м3 воды и до 112 тыс. т наносов.

Реки Русской равнины в период оледенения и отступания ледника были похожи на реки Аляски, Исландии и советской Субарктики (Лаврушин, 1963). Вероятно, в подобных условиях опесчаненный крупнозернистый материал откладывался в верхних частях течения приледниковых разливов, ручьев, рек. Это вело к многократной бифуркации и распаду рек и ручьев на отдельные рукава, а также к образованию обширных лощин стока, массивов зандровых песков и песчаных отложений в полесьях и ме- щерах.

Размывая морену, ледниковые воды уносили на юг и юго-восток механические частицы и растворенные вещества. По мере удаления от границы ледника происходило утяжеление механического состава покрова образующихся отложений. Поэтому в направлении с севера на юг морены валдайского возраста сменяются песками, затем легкими суглинками и наконец тяжелыми суглинками и глинами. Эта картина механической дифференциации хорошо иллюстрируется составленным нами комплексным профилем (рис. 60).

Использованный для составления профиля аналитический материал относится только к почвам и почвообразующим породам ландшафтов, которые находятся в настоящее время в автоморфных условиях (равнинные водоразделы и террасы). Средневзвешенное содержание валовых форм

макро- и микроэлементов было рассчитано для метровой толщи почв и выражено для макроэлементов в процентах, а для микроэлементов - в миллиграммах на 1 кг. Содержание гумуса и реакция среды даны лишь для гумусовых горизонтов почв. Механический состав пород и почв (нижняя часть диаграммы) позволяет проследить закономерную дифференциацию кластического материала. В направлении от Карелии к Черному морю наблюдается общая тенденция нарастания глинистости и утяжеления механического состава пород и почв и постепенное увеличение содержания монтмориллонита. Заметно растет к югу щелочность почв (pH).

На Русской равнине в направлении с севера и северо-запада на юг и юго- восток увеличивается засушливость климата, растет расход наземных и грунтовых вод на транспирацию и испарение и вместе с тем увеличивается концентрация растворов. Различные компоненты начинают выпадать в осадок по мере насыщения ими раствора. В ходе движения наземных и подземных вод на Русской равнине к югу первыми из раствора выпадали соединения марганца, железа и затем кремнезема.

Областью механической аккумуляции кремния в виде кварца является пояс полесий. Химическая же аккумуляция аморфного кремнезема происходила несколько южнее, на территории современной лесостепи.

Гицрогенная аккумуляция кремнезема зафиксирована в профиле серых лесных почв в виде обильных кремнеземистых присыпок через весь профиль почвы и подстилающей породы (с максимумом скопления на глубинах 60—120 см), т.е. в зоне бывшей капиллярной каймы.

Расположенные южнее и ниже по уклону местности современные степи, сухие степи и полупустыни являлись в гидроморфный период ареалом накопления углекислого кальция как в рассеянной форме, так и в виде конкреций, прослоев и т.п. В поясе аккумуляции СаС03 происходило и поныне местами происходит накопление в грунтовых водах и почвах карбонатов и бикарбонатов натрия. Реликты почв содового засоления и современные содовые солончаки и солонцы обнаруживаются в Днепровско-Донецкой и Окско-Донской низменностях, в Среднем Заволжье и даже в черноземах юга. [VII] [VIII]

Вследствие значительно большей растворимости сульфатов кальция по сравнению с карбонатами кальция гипс начинал выпадать в осадок значительно южнее, когда сильно возросший расход грунтовых вод на испарение вызывал их высокое концентрирование. Позже и южнее в отложениях и почвах появлялись и накапливались также другие легкорастворимые соли. Формирование карбонатно-сульфатной коры выветривания происходило поэтому в поймах и разливах нижнего течения ледниковых рек, как это наблюдается и в настоящее время в поймах рек юга Русской равнины.

Наконец, в областях древних эстуариев, устьев, дельт и в озерно-лиманных разливах у древних морских побережий наряду с СаС03 и CaS04 происходило накопление в грунтовых водах, грунтах и в почвенном профиле таких солей, как Na2S04, MgS04, NaCl.

Пояс карбонатных и гипсовых аккумуляций, как и пояс аккумуляции легкорастворимых солей (ныне остаточных) последовательно и отчетливо обособляется на южной половине Русской равнины, как это показано на комплексном геохимическом профиле (рис. 61).

В поймах и дельтах современных крупных рек, сток которых направлен на юг, с известным основанием можно видеть упрощенную и уменьшенную модель Русской равнины периода интенсивного таяния ледников и формирования ее как сложной водно-аккумулятивной поверхности. В послеледниковое время Русская равнина пережила общее поднятие. Ранние этапы поднятий характеризовались обсыханием, которое сопровождалось усилением испарительной гидрогенной и биогенной аккумуляции в породах и почвах подвижных продуктов выветривания и почвообразования. Почвы развивались при высоком уровне пресных бикарбонатных грунтовых вод под покровом мощной луговой и лугово-лесной растительности. От этого времени сохранились скопления новообразований, погребенные почвенные горизонты, мощные запасы гумуса и микроэлементов в черноземах и лугово-черноземных почвах, а также пыльца древесных растений в реликтовых торфяниках, расположенных в современной степи.

На последующих этапах развития периодические разливы и затопления повторялись, но постепенно (с уходом ледника) прекратились. На низких частях равнины преобладали луговой, лугово-солончаковый, а на крайнем юге солончаковый гидроморфный режим почвообразования. На более поздних этапах послеледникового поднятия суши наметилось общее понижение уровня грунтовых вод, ксерофитизация лугов и постепенное исчезновение или сокращение парковых лесов, остепнение луговых почв с преобразованием их в черноземы, рассоление почв и остепнение солонцов с образованием каштановых почв. Развивалось эрозионное расчленение территории.

Почвы Русской равнины вступили в стадию неоэлювиального развития, протекающую без гидрогенной аккумуляции, но с выраженным биогенным аккумулятивным процессом. Сильное выщелачивание почв и пород на севере и осолонцевание, осолодение и остепнение почв на юге полностью изменили былой лесо-луговой гидроморфный облик раннего послеледникового почвенного покрова. Однако обширные части территории Русской равнины и до сих пор еще имеют грунтовые воды на глубинах 2—8 м, т.е. все еще находятся в стадии гидроморфного или мезогидроморфного режима. Эти территории приурочены к Днепровско-Донецкой, Окско-Донской и Прикаспийской низменностям, Прикубанской и Приазовской равнинам, к морским побережьям, современным дельтам и низким террасам долин. Поэтому многие типы почв Русской равнины (например, серые лесные, черноземы, каштановые) имеют явные следы гидроморфного прошлого: железисто-марганцевые пятна или их мелкие конкреции, висячие горизонты конкреций углекислого кальция и гипса или их прослои, остаточные соли, остаточная солонцеватость. Об этом свидетельствует высокое содержание монтмориллонита, гидрослюд, наличие погребенных горизонтов, зерен пирита и т.д.

Следует подчеркнуть, что на Русской равнине встречаются и изначально автоморфные почвы, развитые на элювии коренных пород. Но занятые ими территории значительно меньше, чем это представлялось раньше.

Закономерности геохимической дифференциации в гипергенной оболочке Русской равнины прослеживаются в комплексном профиле от Карелии к Черному морю (см. рис. 61). Профиль построен на обширном цифровом материале о составе наносов и почв Русской равнины и является фактическим подтверждением положений, рассмотренных выше.

В гидроморфных макроландшафтах юга Русской равнины и теперь накапливаются легкорастворимые соли (хлориды и сульфаты) и одновременно с ними бор, йод, бром. Речные воды содержат также повышенные количества названных микроэлементов и обогащены сульфатами и хлоридами. В грунтовых водах концентрация солей может достигать 10—30— 50 г/л. Южный участок профиля - это район Сивашей. Здесь представлены типичные современные гидроморфные ландшафты сульфатно-хлоридной аккумуляции.

К современным гидроморфным ландшафтам хлоридно-сульфатной, сульфато-хлоридной и хлоридной аккумуляции (содовой и содово-сульфатной) следует отнести также низовья рек Прикубанской низменности, Манычскую впадину и большую часть Прикаспийской низменности и Приазовья. Это дельтово-аллювиальные области интенсивного современного соленакопления, представляющие собой аккумулятивные равнины с высоким уровнем грунтовых вод, что и обусловливает активное засоление почвенной толщи в аридном климате. Но эти аккумулятивные равнины сложены продуктами геохимического и механического сноса с гор Кавказа.

Сложнее и своеобразнее история ландшафтов с ’’извечно” автоморф- ными почвами. Это территория высоких равнин: Приволжской, Волыно- Подольской и Ставропольской возвышенностей, Донецкого кряжа и Высокого Заволжья. Однако и в этих ландшафтах значительная часть почв развивалась не без влияния ледниковых вод и делювиального бокового притока влаги и растворов.