В 30-х годах Б.Б. Полынов высказал предположение, что Русская равнина сложена сопряженными типами коры выветривания в закономерной последовательности. Остаточная сиаллитная кора, покрывающая наиболее высокую часть Русской равнины — Клинско-Дмитровскую гряду, — сменяется в направлении к югу и северу карбонатной, представленной лёссами, и затем к югу — хлоридно-сульфатной аккумулятивной корой.
В настоящее время имеется достаточно материалов для того, чтобы на примере Русской равнины рассмотреть общую схему педогеохимии водно-аккумулятивных равнин.
Важнейшую роль в формировании гипергенной оболочки Русской равнины сыграла вековая геохимическая миграция продуктов выветривания, транспортируемых наземными и подземными водами ледниковых и послеледниковых эпох.
В период наибольшего оледенения толщина материкового льда на Русской равнине достигала 1—1,5 км. Край ледника возвышался над равниной на 300—500 м, господствуя над уходящими к югу пространствами. Талые воды выносили массу взвешенного и растворенного материала, который отлагался на разном расстоянии от края ледника в зависимости от крупности частиц и в соответствии с закономерностями механической, геохимической и педохимической дифференциации вещества.
Новые данные о неотектонике Русской равнины свидетельствуют о том, что в нижнечетвертичное время ее поверхность лежала ниже современного уровня и была расчленена слабее, чем в настоящее время. 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 достигла 50—100 м и более. 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 м, Черное море затопило прилегающую низменность. В связи с этим базис эрозии повысился, устья рек оказались затопленными, сток замедлился. Замедлению поверхностного и подземного стока способствовало и то, что вся Русская равнина была ниже, уклоны местности меньше. Малые уклоны русел, подпертость долин со стороны морей не могли не вызвать огромных разливов при интенсивном таянии льдов и поступлении ледниковых вод.
Если сопоставить границы распространения ледников и ледниковых вод с границами морских трансгрессий, становится ясным, что на Русской равнине почти не было условий для развития элювиальных ландшафтов. Они могли быть лишь на отдельных островах (Донецком кряже, Приволжской и Волыноподольской возвышенностях) среди обширных пространств, заливаемых талыми и подпитываемых грунтовыми водами.
Гидроморфное прошлое многих современных элювиальных ландшафтов и почв Русской равнины подтверждается самими свойствами почвообразующих пород и почв. Водно-аккумулятивное происхождение почвообразующих пород, в частности лёссов, доказывается наличием в их толще минералов гидрогенного происхождения (марказит, сидерит, пирит), наличием пресноводных моллюсков и пыльцы древесных пород, отдельных включений гальки или валунов, линз песка и т. д. Марганцово-железистые, кремнеземистые, карбонатные, гипсовые новообразования в породе и почве, остаточные скопления легкорастворимых солей, остатки или следы гидрофильной флоры и фауны свидетельствуют о палеогидроморфном происхождении наносов и почв. Подобные остаточные признаки, как показали новые исследования, имеют многие почвы, которые рассматривались прежде как исконно сухопутные: серые лесные, черноземы, каштановые, бурые, сероземы, такыры и др.
Изучение почв Русской равнины с историко-геохимических позиций позволяет сделать вывод о сложной истории ее почвенного покрова. Современный элювиальный характер почвообразовательного процесса является лишь новейшей стадией развития почв, которой предшествовала гидроморфная стадия развития (подводная и капиллярно-гидроморфная). Напомним, что в понятие «гидроморфная стадия почвообразования» мы вкладываем представления не только об определенном типе водного режима, но и о накопительном типе баланса веществ при почвообразовании.
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 поемным и дельтовым ландшафтам. Примерно такой же путь прошли и другие великие равнины земной суши: Запад-но-Сибирская, Центральные равнины США и Канады, Восточно-Китайская равнина, низменности бассейна Амура — Сунгари, Венгерская низменность и др. Почвы этих равнин пережили подводную и капиллярно-гидроморфную стадию развития, которая и поныне сохранилась на погружающихся 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 112 000 г наносов.
Реки Русской равнины в период оледенения и отступания ледника были похожи на реки Аляски, Исландии и Советской Субарктики. Очевидно, 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 массивов зандровых песков и песчаных отложений в полесьях и мещерах. Эти пески позже подверглись чисто педогеохимическому ожелезнению.
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 волдайского возраста сменяются песками, затем легкими суглинками и наконец тяжелыми суглинками и глинами. Эта картина механической дифференциации прекрасно иллюстрируется составленным нами комплексным профилем (рис. 66).
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. Вместе с ними в осадок частично выпадали такие микроэлементы, как Cu, Co, Ni. Ярко выраженная аккумуляция соединений марганца и железа и сопутствующих им микроэлементов наблюдается повсеместно в аккумулятивных ландшафтах севера и в заболоченных низинах, поймах и бессточных депрессиях типа Ильменской впадины.
Областью механической аккумуляции кремния в виде кварца является пояс полесий. Химическая же аккумуляция аморфного кремнезема происходила несколько южнее, на территории современной лесостепи.
Гидрогенная аккумуляция кремнезема зафиксирована в профиле серых лесных почв в виде обильных кремнеземистых присыпок буквально через весь профиль почвы и подстилающей породы (с максимумом скопления на глубинах 60—120 см).
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 СаСО3 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.
Вследствие значительно большей растворимости сульфатов кальция по сравнению с карбонатами кальция гипс начинал выпадать в раствор значительно южнее, когда сильно возросший расход грунтовых вод на испарение вызывал их достаточно высокое концентрирование. Позже и юж,нее в отложениях и почвах появлялись и накапливались и другие легкорастворимые соли. Формирование карбонатно-сульфатной коры выветривания происходило поэтому в поймах и разливах нижнего течения ледниковых рек, как это происходит 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 CaCO3 и CaSО4 происходило накопление в грунтовых водах, в грунтах и в почвенном профиле таких солей, как Na2SO4, MgSO4, NaCl. Здесь же шло накопление соединений В, J, Zn.
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 (см. рис. 66).
Дифференциация продуктов разрушения и переноса ледниковых материалов осуществлялась в процессе отложения взвешенного материала, который различался по химическому составу в зависимости от крупности и минералогической природы частиц. Дифференциация еще более усиливалась, когда водно-аккумулятивные наносы освобождались от влияния полойных вод, а грунтовые воды, транспирируясь и испаряясь, привносили растворимые вещества в ранее отложенные наносы и в гидроморфные почвы.

В поймах и дельтах современных крупных рек, сток которых направлен на юг, с известным основанием можно видеть упрощенную модель Русской равнины в период 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 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 периодические разливы и затопления прекратились и на равнине преобладали луговой, лугово-солончаковый, а на юге солончаковый гидроморфный режим почвообразования. На более поздних этапах послеледникового поднятия суши наметилось понижение уровня грунтовых вод, шли ксерофитизация лугов и постепенное исчезновение или сокращение парковых лесов, остепнение луговых почв, с преобразованием их в черноземы, рассоление засоленных 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, не говоря уже о морских побережьях, современных дельтах и низких террасах долин. Поэтому многие типы почв Русской равнины (например, серые лесные почвы, 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 же свидетельствует высокое содержание монтмориллонита, гидрослюд, наличие погребенных горизонтов и т. д.
Более слабыми или даже предположительными признаками древнего гидроморфизма обладают такие почвы, как подзолистые и бурые лесные, названные нами протерогидроморфными. Ослабление или утрата следов гидроморфизма в них происходит вследствие господства промывного режима либо вследствие кратковременности и относительно слабого проявления палеогидроморфной аккумуляции. Реликтами палеогидроморфизма, нам кажется, следует считать в бурых лесных и подзолистых почвах обогащенность иллювиальных горизонтов железом и гумусом, особенно в форме конкреций и хардпена, следы глубинного оглеения, погребенные горизонты.
Следует подчеркнуть, что на Русской равнине встречаются и изначально автоморфные почвы, развитые на элювии коренных пород. Ho 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. Профиль построен на обширном цифровом материале о составе наносов и почв Русской равнины и является фактическим подтверждением положений, рассмотренных выше (см. рис. 66).
Использованный для составления профиля аналитический материал относится только к почвам и почвообразующим породам ландшафтов, которые находятся в настоящую эпоху 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. Количество гумуса (в %) и реакция среды даны лишь для гумусовых горизонтов почвы. 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 утяжеление механического состава пород и почв. Региональное распространение каждого пояса (или зоны аккумуляции) показано на схематической карте геохимических ландшафтов Русской равнины (рис. 67).

В северной части профиля представлен вещественный состав морен валдайского оледенения. Вне профиля оказалась карбонатная морена. Ho так как материал, слагающий ее, участвует в геохимии Русской равнины, то хотя бы кратко остановимся на характеристике ее важнейших свойств. Все три типа морены сильно различаются, имеют специфические особенности, разную степень и интенсивность выветривания:
1) карело-кольская морена — грубая, хрящеватая, большей частью песчаная, слабовыветрелая, содержит валуны гранитов и гранитогнейсов, для минералогического состава ее характерно присутствие сравнительно больших количеств темноокрашенных минералов тяжелой фракции, среди которых преобладает роговая обманка, довольно высокое содержание полевых шпатов. Это находит отражение в значительных запасах в почвах (несмотря на легкий механический состав) кальция, железа, кобальта, меди. В тонкодисперсной фракции моренных отложений преобладают гидрослюды, в южной части появляется каолинит;
2) скандинавская морена характеризуется большей частью суглинистым механическим составом, содержит валуны гранитов, реже с примесью известковых пород; в минералогическом составе преобладают кварц, полевые шпаты и слюды. Для тонкодисперсной фракции типична господство гидрослюд и смешаннослойных минералов хлорито-вермикулитно-монтмориллонитного состава. Породы морены более выветрелые, особенно в южной части (смоленско-брянская территория), с низким содержанием кальция, кобальта, меди, цинка. Железа и марганца имеется довольно много, очевидно за счет частичной аккумуляции их в «исходной» зоне;
3) карбонатная морена большей частью тяжелосуглинистая с валунами известковых пород. Среди минералов преобладает кальцит, нередко с примесью сидерита. Порода богата кальцием, магнием, относительно обеднена железом и кремнием. Характеризуется значительным запасом микроэлементов (меди, ванадия, марганца, хрома). Карбонаты для таких микроэлементов, как Cu, V, Cr, служат своеобразным геохимическим барьером, предохраняющим их от вымывания даже в условиях промывного типа водного режима и избыточного увлажнения. Это положение может быть иллюстрировано на примере распределения микроэлементов по почвам основных сопряженных ландшафтов района распространения карбонатной морены. Максимум содержания этих микроэлементов приурочен к почвам водоразделов и минимум — к гидроморф-ным условиям. Эта закономерность обратна обычному явлению интенсивной: аккумуляции микроэлементов в гидроморфных ландшафтах (табл. 47).
Такова краткая характеристика современного состава, который является «исходным» для формирования водно-аккумулятивных покровов и палеогидроморфных почв Русской равнины.

Пояс геохимической аккумуляции железа и пояс аккумуляции марганца и их спутников представлены на профиле обширной Ильмено-Волховской низиной, окруженной моренными ландшафтами. Здесь наблюдается особенно интенсивное накопление в породах и почвах железа, марганца, кобальта, меди, цинка. Одновременно отмечается относительное уменьшение кремнезема. Некоторая аккумуляция кальция в этой же зоне обусловлена выносом продуктов из карбонатной морены.
Ареал накопления Fe очень широк и охватывает как сами моренные ландшафты (ныне элювиальные коры выветривания), так и заходит далеко на юг в аккумулятивные коры выветривания, включая области подзолистых и серых лесных почв. На профиле это иллюстрируется составом почв ополий на лёссовидных малокарбонатных суглинках. Здесь благодаря отмучиванию из размытой морены более тонкодисперсной фракции увеличивается содержание (по сравнению с мореной) цинка, кобальта, меди, молибдена, железа. Это область распространения протерогидроморфных почв ферритно-марганцовой аккумуляции (см. рис. 65). Ареал аккумуляции Fe прослеживается в ослабленной форме и еще южнее, в степных и сухостепных условиях. В последнем случае только в гидроморфных ландшафтах, где выраженность процессов накопления всех элементов всегда наибольшая.
В поясе наиболее интенсивной аккумуляции элементов семейства железа процесс накопления выражен не только в повышенном содержании валовых форм железа и марганца в почвах, но и в присутствии типоморфных железистых новообразований и гипергенных железосодержащих минералов: железистые и марганцовистые пленки, трубки, ортзанды, ортштейны, минералы группы гидрогетита, ферригаллуазита и нонтронита (табл. 48 и 49).

Особенно четко проявляется процесс аккумуляции в гидроморфных и еубаквальных ландшафтах как в почвах и в железисто-марганцовистых конкрециях, так и в болотных и озерных рудах. Например, содержание валового железа в луговых пойменных почвах Москвы-реки достигает 10%, подвижного железа — 40%, в почвах поймы р. Клязьмы соответственно 15 и 5%, содержание марганца — больше 1% в почвах и до 14% в конкрециях. Меди, ванадия, хрома в пойменных почвах всегда в 2—3 раза больше, чем в почвах водораздельных. Подсчитано, что в бассейне р. Онеги в год с 1 км2 выносится с водоразделов 20—30 кг железа, в бассейне р. Меты — около 100 кг. Содержание железа в болотных и озерных рудах Карелии, Мещеры, Полесья достигает 60% и более. Известно также, что в сапропеле озер накапливаются кобальт, медь, ванадий, марганец, цинк и др.
Содержание железа в почвенно-грунтовых водах таежной зоны — 3— 4 мг/л, в почвенном растворе — 6—8 мг/л, в водах ключевых болот — до 200 мг/л. Речные и грунтовые воды таежных областей характеризуются также повышенным содержанием кремния, марганца, меди, цинка, т. е. тех элементов, которые выпадают в осадок в почвах низменностей, пойм, дельт. Кремнезем здесь участвует в синтезе вторичных минералов, в образовании опала, вторичного кварца.
Пояс геохимической аккумуляции кремния обособляется севернее пояса аккумуляции железа, в форме кварца (результат механической дифференциации). Однако несколько южнее, на территории современной лесостепи, происходило интенсивное отложение аморфного пылеватого кремнезема (присыпка) и микроконкреций кремния в виде опала, халцедона, первичного и вторичного кварца. Этот вопрос еще мало изучен, и материалов, характеризующих это явление, мало, хотя достоверные факты для аналогичных условий в Азии описаны ранее.
Пояс карбонатной аккумуляции весьма четко обособлен. Он охватывает южную лесостепь и всю степь. Это группа относительно молодых палеогидроморфных ландшафтов Тамбовской и Приднепровской низменностей с очагами современной карбонатной и содовой аккумуляции и господством в почвенном покрове выщелоченных и типичных черноземов, среди которых отдельными массивами встречаются луговые черноземы, луговые почвы, содовые солончаки и солоди. Сюда относится группа более «старых» палеогидроморфных ландшафтов северных склонов Волыно-Подольской и Приднепровской возвышенностей, Среднерусской возвышенности (кроме северной части). Эта территория заливалась талыми водами лишь в период максимального оледенения. В породах и почвах от былого гидроморфизма сохранились горизонты аккумуляции карбонатов кальция и магния, а также конкреции соединений железа, марганца.
Для этого пояса характерно повышенное содержание в почвах валового кальция, магния, кобальта, меди, цинка, молибдена, стронция, бора, йода. Типично присутствие журавчиков, псевдомицелия, белоглазки, рыхлых карбонатных стяжений, а также гидрослюд, смешаннослойных и монтмориллонитовых минералов. В карбонатных конкрециях вместе с кальцием накапливаются в больших количествах стронций и барий. В гидроморфных элементарных ландшафтах наблюдается еще большая по сравнению с водоразделами аккумуляция кальция, но не столь четко выраженная, как на севере для железа. Здесь же можно отметить накопление сульфатов и карбонатов натрия. Речные воды здесь гидрокарбонатно-кальциевого типа с повышенным содержанием брома и йода. Микроэлементы семейства железа практически не участвуют в местном перераспределении по элементарным ландшафтам (пониженная миграционная способность их в присутствии карбонатов кальция), что выражается в отсутствии их аккумуляции в поймах и пониженном содержании в речных водах. Общий высокий уровень содержания этих элементов в почвах определяется, очевидно, приносом, их в прошлом с севера при формировании лёссов и последующей фиксацией в карбонатной аккумулятивной коре выветривания.
Пояс карбонатно-сульфатной аккумуляции включает палеогидроморфные ландшафты Причерноморской низменности, равнин Сыртового Заволжья, южной части Приволжской возвышенности (с высотами меньше 150—200 м), Ергеней, Кума-Манычской гряды. Это древние водноаккумулятивные области, лежащие в пределах предполагаемых древних устьев и дельт ледниковых и послеледниковых разливов, рек и потоков. После максимального оледенения эта часть суши была приподнята на разные уровни, притом Причерноморская низменность была поднята меньше других древнедельтовых аллювиальных равнин. В ходе длительного высыхания территории гидроморфные почвы обогащались карбонатами, сульфатами, хемогенными глинами. Дальнейшее поднятие привело к их остепнению и формированию карбонатных и южных черноземов, каштановых почв, степных солонцов. Эти почвы характеризуются высоким содержанием карбонатов, иногда наличием остаточного гипса и легкорастворимых солей. О вторичном характере остепнения этих ландшафтов свидетельствует широкое распространение остаточных солонцов и солонцеватых почв.
К этой же группе палеогидроморфных дельтово-аллювиальных ландшафтов мы относим Прикубанские и Придунайские низменности. Они отличаются от остальной части территории меньшим содержанием легко-растворимых солей и гипса. Здесь, однако, сохранились и горизонты аккумуляции углекислого кальция и соды и, что особенно интересно, монтмориллонитовые слитые почвы.
К этому же поясу должны быть отнесены и протерогидроморфные ландшафты Приднепровской возвышенности, водораздела рек Дон — Северный Донец, Калачской возвышенности. Вся эта территория вследствие приподнятости испытала менее длительный период гидроморфизма, который, однако, оставил следы в виде горизонтов аккумуляции карбонатов и гипса, а также встречающихся в лёссе гидрогенных минералов, таких, как пирит, марказит, сидерит. После отступания днепровского ледника территория была приподнята на несколько десятков метров и раньше, чем окружающие низменности, вышла из гидроморфного режима.
Обычно ныне автоморфные (но в действительности палеогидроморфные), эти почвы характеризуются погребенными почвенными горизонтами, скоплениями на больших глубинах (5—8 м) полуторных окислов, повышенным содержанием кальция, цинка, молибдена, бора, йода, стронция, бария, серы и хлора. Для них характерно наличие карбонатных и гипсовых новообразований с высокой концентрацией в их составе стронция и бария. Из гипергенных минералов типично присутствие гипса, тенардита, кальцита и монтмориллонита.
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 (табл. 50). В грунтовых водах концентрация последних может достигать 10—30—50 г/л. Южный участок профиля — это район Сивашей. Здесь представлены типичные современные гидроморфные ландшафты сульфатно-хлоридной аккумуляции.

К современным гидроморфный ландшафтам хлоридно-сульфатной, сульфатно-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 аккумулятивные равнины с высоким уровнем грунтовых вод, что и обусловливает в аридном климате активное засоление почвенной толщи.
Заканчивая рассмотрение явлений дифференциации вещества в гипергенной оболочке Русской равнины, нашедших отображение на меридиональном профиле, необходимо подчеркнуть следующие основные моменты: пояс накопления железа и марганца и их спутников обособлен на севере; несколько южнее сформирован пояс аккумуляции кремния; далее распространена обширная область аккумуляции карбонатов кальция и вместе с ними цинка, меди, молибдена, кобальта; еще южнее к карбонатам кальция присоединяются сульфаты (иногда сода), увеличивается содержание цинка, бора, йода, стронция.
Помимо дифференциации химических элементов, в этом же направлении отмечается и дифференциация механических частиц, выражающаяся в общей тенденции утяжеления механического состава пород и почв к югу и нарастания монтмориллонитообразования.
Сложнее и своеобразнее история ландшафтов с «извечно» автоморфными 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 делювиально-бокового притока влаги растворов.
Вне рассмотрения осталась большая группа мезогидроморфных ландшафтов северной тайги с глеево-подзолистыми почвами и районов распространения в таежной зоне подзолисто-глеевых почв.