Один из наиболее дискуссионных вопросов четвертичной истории европейского северо-востока - масштабы ледниково-подпрудных эффектов последнего оледенения, а также особенности и хронология связанных с ними перестроек флювиальных систем в позднеледниковье. В 1960–1970-е гг. сформировалось представление о том, что подпруживание р. Северная Двина поздневалдайским ледником вызвало формирование озера, которое во время последнего ледникового максимума занимало долину р. Вычегда и при абсолютной отметке водной поверхности 130 м переливалось через Кельтминскую сквозную долину в бассейн р. Кама [Лавров, 1968; Потапенко, 1971; Квасов, 1975]. Спуск озера предполагался поэтапным, в течение позднеледниковья. Эту гипотезу продолжают разрабатывать и теперь [Лавров и Потапенко, 2005; Larsen et al., 2006]. По другим данным, в приустьевой части вычегодской долины 20–18 тыc. л. н. существовала прибрежно-дельтовая обстановка, а подпрудное озеро выклинивалось не далее чем в 100 км ниже устья [Сидорчук и др., 1999; Sidorchuk et al., 2001].

Для прояснения вопроса о типе и возрасте природных событий позднеледниковья в долине р. Вычегда мы исследовали ряд разрезов низкой террасы в верхнем и среднем течениях реки, включавшие их литологическое изучение, радиоуглеродное датирование и спорово-пыльцевой анализ. Параллельно в поле и по космическим снимкам Alos Prism (разрешение 2.5 м) изучали морфологию поверхности террас с применением принципов палеоруслового анализа, позволяющего реконструировать тип и размеры речных русел по морфологическим следам, оставленным этими руслами в ходе блуждания [Чернов, 1983; Чалов и др., 2004]. Полученные результаты показывают, что в позднеледниковье между 17000 и 12500 л.н. (кал.) в долине р. Вычегда отмечено преобладание флювиального типа морфодинамики и аллювиального типа седиментации.

Дно долины р. Вычегда выше впадения р. Сысола имеет ширину 6–7 км и занято голоценовой поймой с сегментно-гривистой морфологией, созданной веерами блуждания меандрирующего русла, и доголоценовой террасой, которая и является предметом настоящего исследования. По площади обе поверхности примерно равнозначны, но за счет четковидной в плане формы поймы в разных створах долины терраса может доминировать либо отсутствовать. Выше устья р. Вишера общая ширина дна долины уменьшается до 3–4 км и в ней начинает преобладать доголоценовая терраса.

Терраса имеет выровненную, почти сплошь заболоченную поверхность. Бурением в болотах вскрыты торфа мощностью до 3–4 м. Накопление торфов и обусловило выравнивание поверхности. Над ровной поверхностью верховых болот возвышаются песчаные массивы с неровной, несущей следы эоловой переработки поверхностью, покрытой хвойным лесом. Средняя относительная высота песчаных массивов 2–3 м, реже 4–5 м; эоловые гряды поднимаются и выше. Таким образом, средний уровень террасы 9–10 м с отдельными участками до 13–14 м.

В плане песчаные массивы часто имеют каплевидную форму с острым концом, направленным вниз по течению реки. Зарастая, они составили основу ложбинно-островной поймы, создаваемой речным руслом, разветвленным на рукава [Чернов, 1983]. Единственный известный фрагмент однорукавного палеорусла в виде двух параллельных слабо изгибающихся песчаных гряд, следующих на одинаковом расстоянии друг от друга на протяжении 4 км, имеется в болоте Каля-нюр между с. Пезмог и пос. Приозерный. Средняя ширина этого палеорусла 550 м, что заметно больше ширины современного русла на неразветвленных участках (300–350 м), т.е. поверхность террасы формировалась при более многоводном состоянии реки по сравнению с современным. Вероятно, с этим и связано развитие многорукавного типа русла: при близких уклонах формирование разветвленных русел требует более высоких расходов воды по сравнению с меандрирующими [Чалов и др., 2004].

Отличительная особенность разреза террасы - частое присутствие в аллювиальных песках вытянутых вдоль береговых обрывов суглинисто-торфянистых горизонтов, иногда насыщенных древесиной и мелким древесным детритом, пригодных для радиоуглеродного датирования и палинологических исследований. Литология и условия залегания свидетельствуют, что эти горизонты накапливались в условиях чередования проточного режима (прослои песков) и стоячей воды (оторфованные суглинки), вероятно, в приурезовой части крупных затонов, образованных при отчленении рукавов разветвленного русла, т.е. могут быть отнесены к затонной или старичной фации. Мы изучили серию разрезов этой генерации (сверху вниз по течению): Усть-Тимшер, Мыёлдино, Лёквожъёль, Биостанция (рис. 1; табл. 1).

Разрез Усть-Тимшер – 4-метровое обнажение в левом берегу реки в верхнем течении (61.84103° с.ш., 54.89095° в.д., 114 м над у.м.). Кровля разреза была срыта при заборе песка. Сохранившаяся нижняя часть - это чередование слоистых, хорошо отмытых разнозернистых серых и палевых песков и песчано-алевритистых палевых неяснослоистых толщ (рис. 2). В основании разреза, практически у уреза воды, перекрытая сильно оржавленными песками вскрывается выпуклая вниз линза мощностью 80 см и шириной 5.5 м – переслаивание песков, растительного детрита и оторфованных суглинков – очевидно, заиленная мелкая русловая протока. Из кровли и подошвы заполнения протоки были отобраны ¹⁴C-образцы, по которым получены даты 12910 ± 60 и 12900 ± 60 лет соответственно (табл. 1), что говорит о возрасте линзы, синхронном потеплению бёллинг и высокой скорости заполнения протоки.

Разрез Мыёлдино (61.80744° с.ш., 54.88687° в.д., 114 м над у.м.). расположен на правом берегу р. Вычегда, в верхнем ее течении. Это 7-метровое обнажение террасы, сложенной светло-серыми горизонтально- и косослоистыми, хорошо отмытым и сортированными разнозернистыми песками и гравием (рис. 2). Поверхность носит следы эоловой переработки. В основании разреза местами выходит органогенный горизонт мощностью около 20 см, перекрытый сильно оржавленными песками. По образцу из этого горизонта получена ¹⁴C-дата 12980 ± 40 л.н. (табл. 1), что говорит о синхронности образования Усть-Тимшерской и Мыёлдинской террас.

Разрез Лёквожъёль (61.86022° с.ш., 52.13371° в.д., 91 м над у.м.) расположен в левом борту одноименного ручья – левого притока р. Вычегда, в среднем течении последней. Здесь ручьем вскрываются 4 м террасы (рис. 2). Верхние 3 м сложены разнозернистыми светлыми горизонтально-слоистыми песками и подстилаются 23-сантиметровым органогенно-минеральным горизонтом, включающим прослои песка, суглинка и слоистого торфа. Ниже до уреза идет слоистая песчано-суглинистая толща, относящаяся к фации заиления проток. По торфу в кровле и подошве органогенно-минерального горизонта получены даты 10850 ± 60 и 11300 ± 50 л.н. соответственно (табл. 1), что указывает на его формирование в конце потепления аллерёд, а накопление перекрывающей ее толщи террасовых песков – предположительно в позднем дриасе.

Разрез Биостанция (ранее описанный как Нидзь [Лавров и Потапенко, 2005]) расположен на правом берегу р. Вычегда (61.79837° с.ш., 51.82697° в.д., 89 м над у.м.) и представляет собой 12-метровое обнажение террасы. Верхняя часть разреза сложена перевеянными тонкослоистыми песками, вниз переходящими в хорошо отмытые горизонтально- и косослоистые аллювиальные пески. В средней и нижней по течению секциях обнажения в нижней части разреза вскрываются органогенно-минеральные горизонты, местами насыщенные древесиной, которые, в свою очередь, подстилаются русловым аллювием (рис. 2). Результаты радиоуглеродного датирования показали, что органогенные осадки формировались в разных частях разреза с перерывами в широком диапазоне времени от ~14.0 до 10.5–10.3 тыс. л.н. (¹⁴C-дата), т.е. в течение всего позднеледниковья [Зарецкая и др., 2011]. По-видимому, здесь мы наблюдаем сложное прислонение разновозрастных линз аллювиальных осадков, откладывавшихся в условиях активного переформирования разветвленного русла без существенных вертикальных деформаций (врезания или аккумуляции). Поскольку накопление органогенных осадков, вскрывающихся сейчас на высоте 2–6 м над меженью, происходило в приурезовой зоне или на застойном мелководье, вертикальное положение русла в это время должно было быть примерно в 4–5 м выше современного. Врезание реки и опускание русла до современного положения произошло после наиболее поздних фаз накопления органогенноминеральных осадков, т.е. не ранее 10.5–10.3 л.н. (¹⁴C-даты).

По данным анализа растительных макроостатков (О.Н. Успенская, Институт овощеводства РАСХН), все органогенные горизонты формировались в условиях слабопроточной воды, т.е. представляют собой старичные или затонные осадки, накапливавшиеся в отмирающих протоках разветвленного русла или затонах крупных побочней.

Палинологическое изучение разрезов обнажения Биостанция позволило выделить климатические фазы позднеледниковья и на основе геохронологических данных увязать их с климатостратиграфическими подразделениями Северной Европы (рис. 3). Спорово-пыльцевыми спектрами хорошо фиксируется раунисское потепление (17100–16500 календарных л.н.) - первое значительное потепление после максимальной стадии поздневалдайского оледенения [Стелле и др., 1975]. В растительном покрове значительная роль принадлежала кустарникам (березам, ивам, ольховнику) и травянистым сообществам из осок, злаков, полыней, маревых. Присутствие пыльцы ели может свидетельствовать о произрастании в долине р. Вычегда очень разреженных еловых редколесий. Последующее похолодание и иссушение климата (древний дриас, 16500–15700 календарных л.н.) способствовало увеличению площадей, занимаемых перигляциально-степными формациями, где доминировали злаки. Оставалось значительным участие тундроподобных ерниковых зарослей из Betula nana.

Спектры вышезалегающей толщи отражают ландшафтно-климатические флуктуации в позднеледниковье. В рамках этого времени выделяются две холодных (средний и поздний дриас, 14600–13400 и 12800–11500 кал. л.н.) и две теплых (бёллинг, 15700–14600 кал. л.н. и аллерёд, 13400–12800 кал. л.н.) фазы. Состав спектров осадков среднего и позднего дриаса указывает на господство перигляциального ландшафта с полынно-маревыми и злаковыми сообществами, тундровыми группировками из карликовой березки, существование очень разреженных участков березовых и еловых лесов. Отличительной особенностью спектров позднего дриаса является пик пыльцы Poaceae. Потепления вызывали увеличение участия ели в составе островных лесов. Максимальное количество пыльцы ели выявлено в спектрах аллерёда. Этот пик пыльцы ели можно соотнести с «нижним максимумом ели» М.И. Нейштадта, что установлено для аллерёда на сопредельных территориях [Нейштадт, 1957; Хотинский, 1977] и непосредственно в данном районе [Никифорова, 1979; Голубева и Марченко-Вагапова, 2010].

По-видимому, в позднеледниковье в долине р. Вычегда и ее притоков господствовало аллювиальное, а не озерное осадконакопление, что подтверждается данными по всем разрезам, изученным нами в Вычегодско-Северодвинской флювиальной системе [Зарецкая и др., 2011]. Изученные затонно-старичные отложения обнаруживают элементы климатической ритмики: органогенные компоненты этих горизонтов тяготеют к теплым фазам раунис, беллинг, аллеред, прослаивающие их русловые пески откладывались в раннем и среднем дриасе. Терраса р. Вычегда, описанная ранее как гамская терраса лимногляциального происхождения [Потапенко, 1971; Лавров и Потапенко, 2005], в основании отложений которой лежат изученные органогенно-минеральные горизонты, сложена аллювиальными осадками (с поверхности преимущественно перевеянными, местами наращенными эоловыми песками) и несет черты флювиальной морфологии. Формирование террасы закончилось в конце позднеледниковья (в среднем течении – на рубеже голоцена, в верхнем – возможно, несколько ранее) в результате врезания реки, величина которого в среднем течении не менее 4–5 м. Возможная причина этого врезания – спуск ледниково-подпрудного озера, занимавшего среднюю часть долины Северной Двины и повышавшего базис эрозии Вычегодской флювиальной системы.

Исследование выполнено при поддержке РФФИ (грант № 11–05–00538) и междисциплинарного проекта РАН (№ 12-М-5В-2037).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Лавров А.С. Верхнеплейстоценовые долинные озера в бассейнах Печоры, Вычегды и Мезени // Изв. ВГО. 1968. Т. 100. № 2. С. 146–151.

2. Потапенко Л.М. Строение и условия формирования террас бассейна р. Вычегды // Вестн. МГУ. Сер. 5. География. № 3. 1971. С. 97–104.

3. Квасов Д.Д. Позднечетвертичная история крупных озер и внутренних морей Восточной Европы. Л.: Наука, 1975. 278 с.

4. Лавров А.С., Потапенко Л.М. Неоплейстоцен Северо-Востока Русской равнины. М.: Аэрогеология, 2005. 348 с.

5. Larsen E., Kjær K.H., Demidov I.N., Funder S., Grøsfield K., Houmark Nielsen M., Jensen M., Linge H., Lyså A. Late Pleistocene glacial and lake history of northwestern Russia // Boreas. 2006. V. 35. P. 394–424.

6. Сидорчук А.Ю., Борисова О.К., Ковалюх Н.Н., Панин А.В., Чернов А.В. Палеогидрология нижней Вычегды в позднеледниковье и голоцене // Вестн. МГУ. Сер. 5. География. 1999. № 5. С. 34–41.

7. Sidorchuk A., Panin A., Borisova O., Kovalyukh N. In: River Basin Sediment Systems: Archives of Environmental Change. Rotterdam: A.A. Balkema, 2001. P. 265–295.

8. Чернов А.В. Геоморфология пойм равнинных рек. М.: Изд-во МГУ, 1983. 198 с.

9. Чалов Р.С., Завадский А.С., Панин А.В. Речные излучины. М.: Изд-во МГУ, 2004. 370 с.

10. Зарецкая Н.Е., Панин А.В., Чернов А.В. В сб.: Материалы VII Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. Апатиты, 12–17 сентября 2011 г. Апатиты; СПб., 2011. Т. 2. С. 203–206.

11. Стелле В.Я., Савваитов А.С., Векслер В.С. В сб.: Состояние методических исследований в области абсолютной геохронологии. М.: Наука, 1975. С. 187–191.

12. Нейштадт М.И. История лесов и палеогеография СССР в голоцене. М.: Издво АН СССР, 1957. 403 с.

13. Хотинский Н.А. Голоцен северной Евразии. М.: Наука, 1977. 200 с.

14. Никифорова Л.Д. Изменение природной среды в голоцене на северо-востоке Европейской части СССР. Дис. канд. геогр. наук. М., 1979. 154 с.

15. Голубева Ю.В., Марченко-Вагапова Т.И. В сб.: Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента. Сыктывкар: Геопринт, 2010. С. 26–30.