Палеопедологический аспект лессового неоплейстоцена Восточно-Европейской равнины

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

МГУ имени М.В. Ломоносова

Палеопедологический аспект лессового неоплейстоцена Восточно-Европейской равнины

Глушанкова Н.И.,

доктор географических наук, ведущий научный сотрудник

Аннотация

В результате комплексных междисциплинарных исследований, с применением методов четвертичной геологии, палеогеографии и генетического почвоведения, проведено ритмоклиматическое обоснование стратиграфического расчленения новейших отложений и выполнены палеогеографические реконструкции почвенного покрова и природной среды на протяжении от раннего неоплейстоцена до голоцена на значительной территории Восточно-Европейской равнины.

Ключевые слова: Неоплейстоцен, голоцен, лёссово-почвенная формация, опорные разрезы, палеопочвы, эволюция

Abstract

Glushankova N.I.

Paleopedologichesky aspect of the loessial neopleistocene of the East European plain

As a result of complex interdisciplinary researches with use of methods of

Quaternary geology, paleogeographic, soil science, ritmoklimatichesky justification of a stratigrafichesky partition of the latest deposits is given and paleogeografichesky of reconstruction of environment on an extent from an early Neopleistocene till the Holocene in the considerable territory of the East European Plain are executed.

Keywords: Neopleistocene, Holocene, loessial and soil formation, basic cuts, fossil soils, evolution

Введение

На современном этапе среди проблем четвертичной геологии и палеогеографии неоплейстоцена по-прежнему актуальной остается задача всестороннего изучения новейших отложений в целях: 1) палеогеографического обоснования детальных стратиграфических схем, широко используемых в геолого-съемочных и поисковых работах; 2) понимания общих тенденций развития природной среды в последний миллион лет, необходимых для создания прогностических сценариев возможных изменений в первой половине ХХ! века, в связи с ожидаемыми глобальными изменениями климата. Наиболее перспективным при этом является изучение отложений, накопление которых происходило на протяжении длительных периодов. Именно с этим связана уникальная роль результатов исследования лёссовых покровов и сопряженных с ними ископаемых почв, отражающих в строении и вещественном составе условия осадконакопления, почвообразования, и часто содержащих в едином, почти непрерывном разрезе, геохронологическую и палеогеографическую информацию о важнейших событиях неоплейстоцена, столь необходимую для стратиграфических построений. Вместе с тем, несмотря на длительную историю изучения многоплановой лёссовой проблемы и достигнутые результаты плодотворных реконструкций, всё ещё остается ряд дискуссионных и нерешенных вопросов, касающихся генезиса, расчленения и корреляции стратиграфических подразделений лессового комплекса, определения хроностратиграфических позиции конкретных горизонтов разновозрастной лёссово-почвенной формации.

Территория Восточно-Европейской равнины является областью наибольшего распространения лёссовых покровов неоплейстоцена в пределах Евразии. Трудами многочисленных исследователей (Н.И. Кригер, И.П. Герасимов, А.А. Величко, М.Ф. Веклич, Т.Д. Морозова, Н.И. Глушанкова, Н.А. Си - ренко и др.) было получено достаточно полное представление об их строении и пространственных закономерностях развития. Было установлено, что лёссы, имеющие почти сплошное распространение к югу от линии Львов-Киев-Рязань, образуют единый пояс, протягивающийся от Карпат до Заволжья, аккумулируясь в пределах, как крупных аллювиальных низменностей (Днепровская, Окско-Донская, Тамбовская), так и возвышенностей (Среднерусская, Приволжская). Наиболее полно лёссовые отложения представлены в центральном и юго-западном секторах равнины, где выделяются главные ареалы лёссовых пород, изученных нами в серии опорных и стратотипических разрезов на территории Деснинско-Днепровской, Среднерусской, Окской, Окско-Донской, Приволжской, Заволжской и Камской лёссовых провинций [15]. Здесь имело место неоднократное чередование ледниковых и межледниковых обстановок со сложным сочетанием гляциодинамических процессов с процессами лёссонакопления, почвообразования, криоморфогенеза, отражающих особенности природноклиматических изменений на протяжении неоплей - стоценовой истории. На юге равнины лёссы распространены до побережий Черного и Азовского морей и прослеживаются в пределах их акватории. На востоке граница сплошного и прерывистого распространения разновозрастных лёссов в общих чертах совпадает с восточной периферией Окско-Донской равнины, а далее, вплоть до южного Преду - ралья, лёссовые покровы представлены в редких небольших массивах, где они имеют малые мощности [5]. Исключение составляет территория Заволжья и Прикамья, где встречаются ареалы лёссовых покровов, занимающих значительные площади и существенную часть стратиграфической колонки неоплейстоцена.

В статье в краткой форме излагаются основные данные, полученные в итоге изучения перигляци - ально-лёссовой формации на территории бассейнов Днепра, Дона, Волги, дополненные новым фактическим материалом, полученным в последнее время. В основу сопоставлений и обобщений положен значительный массив данных, собранный в процессе полевых, аналитических, сравнительно-географических исследований стратотипических и опорных разрезов на территории бассейнов Днепра, Дона, Волги, отличающихся друг от друга строением новейших отложений и историей палеогеографического развития. В статье принято двучленное деление квартера на голоцен и плейстоцена, а последний делится на эоплейстоцен (2,58-0,8 млн. лет назад) и неоплейстоцен (0,8-0,01 млн. лет назад). Основание неоплейстоцена совпадает с рубежом палеомагнитных эпох Матуяма и Брюнес 0,78 млн. лет назад [20].

Объекты и методы исследования

Основными объектами систематического изучения лёссово-почвенной формации в бассейнах Днепра, Дона, Волги послужили более 70 стратотипических и опорных разрезов естественных обнажений по древним речным долинам, придолинным частям древних водораздельных поверхностей и оврагам. Это позволило получить наиболее полное представление о геологическом строении и оптимальные условия для описания, зарисовок, отбора более 500 образцов из всех генетических горизонтов палеопочв и из всех слоев вмещающих их отложений, различающихся комплексом признаков. Для корреляции и детализации отложений закладывалась серия дополнительных геологических разрезов, намного превосходящих число опорных и стратотипических разрезов. С их помощью подтверждался неслучайный характер свойств и особенностей горизонтов ископаемых почв, обладающих морфотипическими признаками. Последние включают, помимо морфологических признаков почвенных профилей, также генетические типы и мощности перекрывающих и подстилающих пород, характер деформаций и вторичных изменений почв и лёссовых отложений. С целью выяснения литологических и фациальных изменений отдельных горизонтов по простиранию закладывались фронтальные расчистки, на основании которых можно было достаточно уверенно судить о последовательности их залегания, имеющее первостепенное значение при разработке стратиграфических схем.

Учитывая неразрывную связь (в диапазоне неоплейстоцена) горизонтов лёссов и сопряженных с ними ископаемых почв, а также криогенных явлений, хронологические и палеогеографические построения даются в сочетании с указанными компонентами, т.е. рассматриваются как лессово-почвенные или лёссово-почвенно-криогенные серии. В основу стратиграфического расчленения лёссовых отложений были положены: установленные естественноисторические этапы развития лёссово-почвенной формации, выявленный комплекс диагностических показателей, типологическое своеобразие и генетическая неповторимость почвенных горизонтов, являющихся главными маркирующими реперами отдельных геохронологических этапов неоплейстоцена. Выявленное своеобразие позволило уверенно распознавать разновозрастные ископаемые почвы и их комплексы не только в одном разрезе, но и благодаря генетической связи в древних почвенных покровах, прослеживать неразрывно на значительные расстояния.

Для определения хронологической приуроченности палеопочв к тому или иному отрезку неоплейстоцена, установления возраста древнего почвообразования, корреляции горизонтов разновозрастных почв использовались, как данные абсолютного (радиоуглеродного), так и относительного датирования (данные микротериологического, малакофаунистического, орнитологического, палинологического методов). Результаты микротериологического метода являлись во многих случаях связующим звеном, обосновывающим одновозрастность стратиграфических горизонтов, представленных разными генетическими типами осадков.

Основанием для сравнительно-аналитического метода является адекватность совокупности признаков современного и древнего почвообразования. Выявление особенностей последнего, с учетом сохранности устойчивых признаков их первоначальных свойств, достаточно четко проявляется при использовании в диагностике почвообразовательных процессов комплекса показателей: органического вещества (общего содержания, распределения и соотношения групп гумусовых веществ, природы гумусовых кислот и др.), гранулометрического состава, валового химического состава, карбонатности.

Результаты исследований и их обсуждение

Нижний неоплейстоцен

Петропавловский термохрон. Основание неоплейстоцена совпадает с рубежом палеомагнитных эпох Матуяма и Брюнес (0,78 млн. лет назад). В принятых стратиграфических схемах нижняя граница плейстоцена проводится в основании петропавловского горизонта, относящегося к палеомаг - нитной эпохе Матуяма (таблица 1) [33]. Соответствующие ему аллювиальные отложения, изученные авторами в бассейне Верхнего Дона, содержат микротериофауну переходную от таманской к тираспольской. Облик сообщества Петропавловка-2 определяют полёвки, с преобладанием среди них корнезубых форм рода Ытошув, при высокой численности некорнезубых особей. По экологическому облику эта фауна лесостепного типа, существовавшая в условиях тёплого и умеренно влажного климата [1,2]. Об аналогичных условиях свидетельствует малакофауна. Этому времени в составе лессово-почвенной формации соответствует балашовская почва (ИКС 19), выделяемая в низах новопокровской лёссово-почвенной серии и отвечающей зоне обратной полярности Матуяма. В ней обнаружена микротериофауна с преобладанием сусликов рода СИеОив, которую исследователи относят к самым низам эпохи Брюнес или к заключительной фазе эпохи Матуяма. Выявленные диагностические данные указывают на наличие в ней признаков субтропического почвообразования. Основной фон в почвенном покрове этого времени на территории бассейнов Днепра (на самом юге) и Днестра составляли палеопочвы с текстурно-дифференцированным профилем и наличием плазмы Ъгаип1еЬт в горизонте ВБ а также полигенетические красноцветные образования с признаками процессов рубефикации и ожелезнения. Согласно палинологическим данным в бассейне Днестра в это время пониженные участки были заняты лесами, в которых постоянными

компонентами, наряду с липой, орехом, буком, дубом и кленом и др., были кипарис лох, сумах, виноград, маслиновые. Открытые пространства были заняты ксерофильной растительностью с преобладанием маревых, полыни и значительной примесью злаков и мезофильного разнотравья. [9,14,15].

Таблица 1. Стратиграфическая схема неоплейстоцена Центра Восточно-Европейской равнины

Покровское похолодание. В бассейне Верхнего Дона покровское похолодание сопровождалось лёссонакоплением и значительным усилением криогенных процессов, о чём свидетельствуют клиновидные структуры в основании бобровского лёсса, рассекающие залегающую ниже балашов - скую почву (табл. 1). О суровости климата свидетельствует также тот факт, что даже на крайнем юге могли встречаться биотопы с участием криофитов. В Подмосковье в это время были развиты березовые редколесья. Растительный покров Нижнего Дона был представлен тундро-лесостепями. В пе - ригляциальных ландшафтах на юге Восточно-Европейской равнины, наряду со степными и лесными представителями малакофауны, существовали криофильные аркто - бореальные элементы с участием видов, обитающих сейчас в альпийских (тундрово-высокогорных) ландшафтах [7,17].

Ильинское время. По комплексу данных, полученных в бассейне Дона, сложный в палеогеографическом отношении ильинский тёплый интервал (~ 780-660 т.л.н., ИКС 17), пришедший на смену покровскому похолоданию, характеризовался неоднократными колебаниями ландшафтно-климатических условий, приведших к формированию трёх аллювиальных комплексов с раннетираспольской микротериофауной и теплолюбивыми моллюсками, двух, разделенных лёссом тяжелосуглинистых почв (ранне-позднеильинской), коррелируемых с двумя оптимума ржаксинского почвенного комплекса. Особенности морфологического строения, физико-химические свойства палеопочв указывают на определённое их сходство при некотором их различии. Они позволяют предположить, что формирование их происходило на фоне достаточной тепло-, влагообеспеченности при активном участии дернового процесса (таблица 2). Доминирующую роль в формировании раннеильинской почвы, в условиях смены степных фитоценозов лесостепными, играли гумусово-аккумулятивные процессы, а в позднеильинской - наряду с гумусово-аккумулятивными, в лесостепных ландшафтах имели место процессы лессиважа [1-3,7,14,15].

Таблица 2. Изменение зональных типов палеопочв в неоплейстоценовых ландшафтах Восточно-Европейской равнины (Глушанкова, 2008)

В теплоумеренном климате оптимумов ильинского межледниковья широкое развитие получили смешанные хвойно-широколиственные и широколиственные леса с участками неогеновых реликтов. Растительный покров в период развития раннеиль- инской почвы характеризовался сменой фитоценозов степи ^ лесостепи. Доминирующим типом растительности в период формирования позднеильинской палеопочвы были лесостепи: в раннюю фазу с преобладанием открытых пространств из злаковоразнотравных и марево полынных сообществ и участками березово-елово-сосновых лесов, с редкой примесью дуба и ивняков. В последующую фазу лесостепи отличались широким развитием, в условиях более теплого и влажного климата, смешанных елово-кедрово-сосново-широколиственных (липово-вязово-дубовых) лесов с примесью березы и сокращением роли марево полынных сообществ [6].

Донское оледенение. Теплые эпохи первой половины раннего плейстоцена сменяются холодной эпохой, сопровождавшейся максимальным донским оледенением (~ 660-610 т.л.н., ИКС 16), возраст которого определяется по положению морены в разрезах между слоями с находками тираспольской микротериофауны. Покровный ледник огромным «языком» шириной более 400 км продвигался по Окско-Донской равнине - области наибольшего развития, южнее 50^ос.ш. Мощность трёхслойной морены, оставленной ледником, в бассейнах Верхнего Дона (разрезы Урыв, Коротояк, Коростелёво, Моисеево и др.), Верхней Оки (разрезы Заплатино, Павлово и др.), Тёши (разрез Берёзовка), Ветлуги (разрез Красные Баки) колеблется в пределах 1,516,4 м, иногда достигая 20 и более метров. Визуально цветовая гамма её меняется от тёмно-серой в основании толщи, через желтовато-серовато-бурую в средней части, до красновато-бурой в верхнем слое. Преимущественно в верхнем слое сосредоточен крупнообломочный материал кристаллических пород. В гранулометрическом составе мелкозёма ледниковых осадков доминирует пелитовая фракция, а алевритовая, уступая ей, составляет 20-33%. Вся толща донской морены характеризуется относительно близким химическим составом с заметной тенденцией увеличения содержания полуторных оксидов и щелочных металлов вниз по разрезу. В распределении углекислых солей по толще ясно выраженных закономерностей не наблюдается [3,37,38,41].

Значительное похолодание в эпоху донского оледенения, влияние которого прослеживается до низовий Дона, фиксируется в экологическом облике мелких млекопитающих, представленных субарктическими видами: Lemmus ex gr. sibiricus, копытного лемминга Dicrostonyx sp. и северо-сибирской полёвки Microtus ex gr. Hiperboreus, архаичной узкочерепной полёвки Microtus (Stenocranius) gregaloides. В растительном покрове в ледниковье на Окско-Донской равнине доминировали перигляциальные степи с господством осоково-злаковых и полынно-маревых сообществ [1,7,24].

Мучкапское (рославльское, беловежское) межледниковье. Выше горизонта донской морены и коррелятного ей донского лёсса в разрезах Верхнего Дона (Коростелёво, Урыв, Моисеево и др.) залегает сложно построенная пачка отложений, относимая к мучкапскому межледниковью (~ 610535 т.л.н., ИКС 15), выделенная на основании находок позднетираспольской фауны грызунов в разрезах Вольная Вершина, Коротояк-4, Коростелёво, Кузнецовка, пос. Мучкапский и др. и коррелируемая с отложениями разреза Фердинандув в Польше [39]. В климатическом отношении это существенное потепление на территории Восточно-Европейской равнины отличалось от двух предшествующих межледниковий значительной влагообеспеченностью. Внутри него выделяются, по крайней мере, два хорошо выраженных оптимума, разделенных похолоданием. Большую часть Восточно-Европейской равнины в это время занимала лесная зона, в составе которой доминировали леса с участием плиоценовых реликтов. В фаунах млекопитающих отсутствуют субарктические виды мелких млекопитающих. Во всех аллювиальных свитах на юге Окско-Донской равнины (разрезы Жердевка, Вольная Вершина, Кузнецовка, Коростелёво-2), а также в бассейнах Оскола и Северного Донца были обнаружены прогрессивные корнезубые полёвки Mimomys intermedius Newton при отсутствии других древних корнезубых полёвок. По своему экологическому составу фауны соответствуют тёплым условиям межледниковья и характеризуются разнообразием видового состава, присутствием большого количества насекомоядных, заметным количеством лесных грызунов. Кроме того, во всех сообществах отмечены виды степных биот: суслики, пеструшки, тушканчики [1,2,7].

В разрезах Верхнего Дона (разрезы Коросте - лёво, Урыв, Моисеево и др.) в раннеплейстоценовой лёссово-почвенной серии мучкапскому межледниковью соответствует полигенетический во-ронский педокомплекс с двумя фазами оптимального почвообразования. Педогенез их отличался высокой интенсивностью, обусловившей образование мощных, оглиненных почвенных образований. В ранний оптимум в почвенном покрове автономных ландшафтов преобладали бурые лесные, брюнизёмы и олуговелые слитые разности почв; в южной части Восточно-Европейской равнины - почвы красноцветного облика, а на западе - бурозёмоподобные. Развитие палеопочв происходило под покровом полидоминантных широколиственных лесов, простиравшихся к северу примерно до 59^о с.ш. и к югу до 51^о с.ш. В подчинённых ландшафтах основной фон почвенного покрова составляли темноцветные гидроморфные разности почв. Для формирования почв позднего оптимума, сопоставляемых с чернозёмовидными почвами, характерно сочетание процессов гумусонакопления, оглеения и слабых признаков иллювиирования на фоне значительной рубефикации. В южных районах Восточно-Европейской равнины реконструируется лесостепь и степь. В интервалах между опти - мумами расселялась бореальная растительность с доминирующими в отдельные этапы заболоченными еловыми и елово-сосновыми лесами [14,15,17].

Окское оледенение. Ранний плейстоцен в соответствии с региональной хроностратиграфической схемой центральных районов завершает окское оледенение, сопоставляемое с эльстерским в Средней Европе (536-455 тыс. лет назад, ИКС 12) (табл. 1). Ледниковые отложения буровато-серой окраски часто имеют фрагментарное распространение, будучи уничтоженными экзарационными процессами последующих ледников. Вопрос о положении границы распространения ледника до сих пор вызывает дискуссии [13,29]. В относительно недавнее время, в результате изучения разреза Мастю - женка в бассейне р. Икорец близ Новохопёрска, выше отложений мучкапского межледниковья были выделены доокские отложения, включающие костные остатки древнейших Arvicola mosbachensis Schm. Эволюционный уровень полёвок соответствует заключительному этапу кромерского времени. Состав фауны млекопитающих, видовой состав рептилий и птиц свидетельствует о тёплом и умеренно-влажном климате межледниковья, названного икорецким (ИКС 13^. К сожалению, пока отсутствует детальная палинологическая и па - леопедологическая характеристика отложений этого межледниковья, что делает невозможным его сопоставление с другими тёплыми эпохами. В па - линоспектрах отложений, отнесённых к предшествующему холодному навлинскому горизонту, до 60% составляет недревесная пыльца, в которой преобладают лебедовые (до 30%) и полынь (до 40%). Среди микротериофауны присутствуют Dicrostonyx sp. и Lemmus lemmus [22].

Согласно последним данным, окское (эльстер - ское) оледенение было значительно меньше предшествующего донского. Несмотря на его ограниченные размеры, в перигляциальных регионах Восточно-Европейской равнины реконструируются суровые ландшафтно-климатические условия, которые Е.Н. Ананова [6] характеризует как «совершенно особый, в основном безлесный ландшафт, в котором, может быть в непосредственной близости, произрастали представители сухих степей и тундр». О перигляциальных ландшафтах окского времени свидетельствует широкое распространение на Восточно-Европейской равнине копытного и обыкновенного лемминга, ареалы которых спускались на юг до 50-55° с.ш. [24,34].

Средний неоплейстоцен

В последние годы появляется всё больше данных, свидетельствующих о сложной периодизации палеогеографических событий в среднем неоплейстоцене. Разногласия существуют относительно как крупных ледниковых этапов, так количества и ранга тёплых интервалов.

Лихвинское межледниковье. Наступившее после окского оледенения лихвинское межледниковье (~ 455-360 т.л.н., ИКС 11), коррелируемое с межледниковьем гольштейн Западной Европы, является одним из наиболее значительных потеплений среднего неоплейстоцена. Принадлежность его к первой половине среднего неоплейстоцена подтверждается находками фауны из лихвинского стратотипа у г. Чекалин, в которых присутствует архаичная Arvicola mosbachensis Schmidtgen, сменившая Mimomis intermedius Newton [29]. Большей части межледниковья были свойственны более мягкие климатические условия, чем в мучкапское межледниковье, которые благоприятствовали развитию теплолюбивой растительности с представителями в лесах реликтовой неогеновой флоры, широкому развитию лесостепей и степей (таблица 2). Растительность тундрового типа отсутствовала даже на крайнем севере Восточно-Европейской равнины [18].

Формирование инжавинского педокомплекса, лихвинский возраст которого определяется микро - териофауной сингильского комплекса, происходило в условиях лесной зоны суббореального пояса. Широкое распространение в почвенном покрове имели почвы с генетическим профилем, дифференцированным по элювиально-иллювиальному типу с признаками поверхностного оглеения. Ведущую роль в их формировании играли лессиваж и элювиально-глеевые процессы. Близкими современными аналогами могли быть лювисоли, псевдоглеи или элювиально-глеевые почвы, широко распространённые в настоящее время в Западной Европе (в сочетании с бурыми лесными и бурыми лессивированными почвами). Южнее 52^о с.ш., в почвенном покрове лесостепных ландшафтов преобладали текстурно-дифференцированные огли - ненные почвы с признаками лессиважа, древние аналоги бурых лесных лессивированных, выщелоченных черноземов. На границе лесостепи и степи в почвенном покрове доминировали почвы, близкие современным чернозёмам. Южная граница лесостепи в эпоху формирования инжавинской почвы примерно совпадала с её современным положением [14,15].

Лихвинско-днепровские теплые и холодные этапы

Переход от лихвинского межледниковья к последующей днепровской (московской) ледниковой эпохе на Восточно-Европейской равнине характеризовался чередованием похолоданий и потеплений на протяжении длительного этапа (~ 340200 т.л.н.).

Эпоха калужского оледенения (360-340 тыс. лет назад, ИКС 10) началась с этапа, который привёл к развитию мелко полигонального растрескивания, свидетельствующего об усилении континен - тальности климата, а возможно, его аридизации на завершающих стадиях лихвинского межледниковья. Литологические и палинологические данные указывают на существование в это время ледникового покрова. Морена калужского оледенения распространялась на северную часть Тверской и Ярославской областей. В наиболее холодные фазы на территории Верхней Оки и Верхнего Дона господствовали ландшафты перигляциальной тундры, лесотундры, тундро-лесостепей и тундро-степей. Приледниковые районы были ареной расселения бореально-лесных растений, крио - и ксерофитов. В южной части внеледниковой зоны Восточно-Европейской равнины в это время доминировали ландшафты лесостепей и степей [7].

Каменское межледниковье. Калужское оледенение сменилось каменской межледниковой эпохой (~ 340-280 т.л.н. ИКС 9), уступающей предшествующему лихвинскому межледниковью по теп - лообеспеченности (табл. 1). В составе дендрофлоры, по сравнению с флорами предыдущих межледниковий, резко сократилось участие плиоценовых реликтов. На протяжении межледниковья сформировался почвенный покров, представленный в разрезах горизонтом полигенетической каменской почвы, содержащий микротериофауну хазарского комплекса, включающей остатки лагу - рид с доминирующими «лагурусными» морфоти - пами зубов. На севере Восточно-Европейской равнины в почвенном покрове доминировали почвы - древние аналоги современных дерново-подзолистых, серых лесных почв. Ведущую роль в их формировании играл комплекс элювиально-иллювиальных процессов, к которому южнее присоединилось оглинивание in situ и гумусонакопление. Основной фон почвенного покрова в ландшафтах бассейнов Верхнего и Среднего Дона, Средней Волги, Нижней Камы составляли почвы возможные аналоги современных серых лесных, бурых лесных лессивированных, чернозёмовидных почв луговых степей, выщелоченных чернозёмов. На протяжении всего межледниковья формирование почвенного покрова в бассейне Верхней Оки происходило в условиях лесных ландшафтов, в бассейне Верхнего Дона в ландшафтах лесостепи на ранней стадии развития, а на последующей - под разнотравно-злаковыми степями [4,18,24].

На достаточно холодные условия последующего палеогеографического этапа, сопровождавшегося накоплением орчиксого лёсса, указывают палинологические данные, свидетельствующие о господстве в северных ледниково-перигляциальных ландшафтах Восточно-Европейской равнины пери - гляциальных тундр, лесотундр и степей. Флора доминировавшей на Верхней Оке перигляциальной лесотундры была близка флоре предшествующего похолодания, отличаясь от него меньшим разнообразием криофитов [29].

Роменское межледниковье. В последнюю эпоху среднеплейстоценового потепления (~260 - 220 т.л.н., ИКС 7), предшествующей днепровскому оледенению, в почвенном покрове исследуемой территории формировались почвы с монолитным, слабодифференцированным профилем (А1-С; А1 - В^ВСа) без признаков иллювиирования материала, в различной степени оглеенные и криотурбированные. Палеопочва залегает в подошве днепровского лёсса и в разрезах Верхнего Дона, Нижней Камы и, как правило, сближена с более древними почвами. В опорных разрезах бассейнов Сейма, Суры (разрез Чирково) и Нижней Камы (разрезы Коминтерн, Раздольный, Татарская Чишма и др.) она образует самостоятельный стратиграфический горизонт, отделяясь от нижележащей каменской почвы слоем лёссовидного суглинка (0,6-0,7 м), в значительной степени изменённого педогенными процессами. По сравнению с более древними среднеплейстоценовыми почвами, они менее четко характеризуются, как в генетическом, так и в климатостратиграфическом плане. Некоторые исследователи выделяют их как самостоятельное образование, придавая им межледниковый ранг [7,8,14,22], другие трактуют их как межстадиальное образование [8-10,19,28]. Пространственная неоднородность почв менее отчетливо выражена по сравнению с почвами более древних средненеоплейстоценовых эпох. Можно предположить, что изменение их связано не со сменой характера почвообразования, а с условиями седиментации мелкозёма и деформации профиля криогенной природы. В северных разрезах Окско-Донской равнины почва сильно нарушена и на этом уровне выделяется оглеенное, криотурбированное образование со слабой сохранностью профиля. Возможно, это связано с активным последующим воздействием на профиль почвы экзогенных процессов в перигляциальной зоне днепровского оледенения. Вблизи верхнего контакта роменской почвы В.П. Нечаевым были описаны фестончатые криогенные деформации, аналогичные сходным образованиям в современном деятельном слое на западе полуострова Ямал. Можно предположить, что современные аналоги тундрово-глеевых почв (глеезёмов) заключительной эпохи средненеоплейстоце - нового педогенеза находятся в ландшафтах Западно-Сибирской тундры [26].

Чёткие морфотипические признаки роменской почвы установлены в почвенном покрове южной половины Восточно-Европейской равнины, где она представлена ярко бурой или красновато-бурой толщей с кротовинами и карбонатным горизонтом в основании. В ней выявлены микроморфологические признаки процессов оглинивания in situ, без перемещения продуктов почвообразования по профилю. На юго-западе равнины им свойственна значительная выветрелость минеральной массы, огли - нивание, аккумуляция углекислых солей, высокая биогенная активность на фоне слабого гумусона - копления. Бедная по составу хазарская микротерио - фауна, извлеченная из кротовинного горизонта ро - менской почвы в разрезе Прилуки, указывает на существование в долине р. Сулы, во время формирования почвенного покрова, открытых ландшафтов. Согласно палинологическим данным, облесённость ландшафтов центральных и западных регионов Восточно-Европейской равнины в эпоху формирования роменской почвы была значительной. В средней полосе Восточно-Европейской равнины содержание пыльцы широколиственных пород в палеопочве не превышает 20-25% (в других межледниковьях оно достигает 60-80%), что свидетельствует о климате лишь немного теплее современного [33].

Днепровское оледенение. Днепровская ледниковая эпоха (~ 200-130 т.л.н., ИКС 6) была максимальной в среднем неоплейстоцене. Она аналогизи - руется с заальской эпохой в Центральной Европе. В максимальную стадию развития ледниковый покров занимал обширные площади в северной части Восточно-Европейской равнины, проникая по долине Днепра на юг до устья р. Орели [8]. Ранние криогенные деформации днепровской ледниковой эпохи отмечаются в роменской почве. В наиболее полных разрезах, оставленная ледником красновато-коричневая морена достигает мощности нескольких десятков метров. В ледниковую эпоху ландшафты Верхней Волги представляли собой пе - ригляциальные тундры и лесотундры. Значительные изменения наблюдаются в видовом составе и распространении мелких млекопитающих, отнесенных к хазарскому фаунистическому комплексу. В ряде местонахождений в бассейнах Сейма, Оки, Десны, Волги были обнаружены остатки типичных животных Субарктики и перигляциальных степей: Б1сго&1 опух ^чшрНаог, Ьешшш в1Ътсив, Lagurus ех lagurus, МгсгоШ' gregalis [1,2,24].

Верхний неоплейстоцен

Этот этап является наиболее изученным в истории палеогеографического развития ВосточноЕвропейской равнины. Тем не менее, остаётся множество вопросов относительно хронологии и ландшафтно-климатических особенностей тёплых и холодных этапов разного ранга, реконструируемых для последних ~ 130 тыс. лет. Прежде всего, они касаются интервала, отвечающего подстадиям 5Д - 5а изотопно-кислородной шкалы. Этот интервал отличается своеобразными климатическими условиями - чередованием значительных похолоданий, возможно, с развитием небольших материковых оледенений, с потеплениями. При этом климат в средних широтах всё это время оставался холоднее современного. Большинство исследователей относит его к вюрмской (валдайской, вислинской) ледниковой эпохе, с ранне- и поздневалдайскими мегастадиями (ИКС 4 и 2), разделёнными продолжительным (около 25 тыс. лет) мегаинтерстадиалом (ИКС 3). Некоторые считают возможным включить его в состав микулинского межледниковья [20,27,30,33].

Максимальная мощность и наиболее сложное строение поздненеоплейстоценовых лёссов характерно для зоны оптимального накопления их в западной и средней части Восточно-Европейской равнины. Эта зона включает в себя три уровня лёсса и три уровня ископаемых почв, два нижние из которых образуют мезинский педокомплекс. Южнее мощность поздненеоплейстоценовой лёссовой толщи значительно сокращается, упрощается ее строение. Исходя из стратиграфического положения, морфотипических показателей разновозрастных почв, подтвержденных биостратиграфическими данными, установлено их соответствие микулинскому (эемскому, рисс-вюрмскому, сангамонскому) межледниковью, сопоставляемому с подтадией 5е стадии 5 ИКС, а также, судя по последним данным, возможно, с началом подстадии 5Д; интерстадиалу начала валдайской ледниковой эпохи (верхневолжский, крутицкий, ИКС 5Ь), хронологически сопоставляемому с интерстадиалом брёруп; дунаевскому интерстадиалу [32].

Микулинское межледниковье. В опорных разрезах древних междуречных пространств почвы ранневалдайского интерстадила и микулинского

межледниковья, как правило, наложены одна на другую и образуют мощный (1,0-3,95 м), сложнопо - строенный мезинский педокомплекс, нарушенный деформациями фазы «б» смоленского криогенного горизонта. Он залегает в основании поздненеопле - йстоценовой лессово-почвенной серии и имеет наибольшую стратиграфическую выдержанность по площади среди неоплейстоценовых почв. Теплые эпохи почвообразования разделены периодом похолодания, сопровождавшимся лёссонакопле - нием (севский лёсс мощностью 0,3-1,0 м) и формированием деформаций фазы «а» смоленского криогенного горизонта (табл. 1). Стратиграфическое положение педокомплекса определяется развитием нижней (салынской) почвы либо непосредственно на ледниковых отложениях днепровского возраста, к примеру в бассейне Верхней Оки (Лихвинский разрез), либо на их возрастных аналогах - лёссах и лёссовидных суглинках в разрезах Окско-Донской равнины (разрезы Коротояк, Урыв, Коростелево и др.), Приволжской возвышенности (разрез Чирково и др.), в бассейнах Средней Волги и Нижней Камы (разрезы Коминтерн, Татарская Чишма, Тиганы, Раздольный и др.).

Отсутствие сохранившихся почв микулинского межледниковья не позволило реконструировать строение почвенного покрова на северной территории Восточно-Европейской равнины. В то же время палеоботанические данные В.П. Гричука свидетельствуют об отсутствии тундровой зоны и широком распространении севернее 60^о с.ш. березовых и еловых лесов с большим или меньшим участием дуба, граба и вяза. На территории бассейнов Верхнего и Среднего Дона, Средней Волги, Нижней Камы в ландшафтах микулинского межледниковья преобладало лесное суббореальное почвообразование, при активном участии процессов лесси - важа, оглинения, поверхностного оглеения. Основной фон почвенного покрова в лесной зоне составляли почвы с текстурно-дифференцированным профилем (А1-А2-ВгС), возможные аналоги современных лювисолей, а на юго-западе - бурых лесных лессивированных, бурых лесных псевдо - глеевых почв. В настоящее время они составляют основной фон почвенного покрова в Центральной и Средней Европе. В лесостепных ландшафтах почвенный покров был представлен комбинациями почв лугово-чернозёмного генезиса и западинных почв с резко дифференцированным по элювиальноиллювиальному типу профилем. Степная зона с чернозёмовидными почвами занимала пространства на самом юге равнины. В почвенном покрове микулинского межледниковья чётко проявляется широтная зональность. Общий план почвенных зон обнаруживает сходство с существующими ныне зонами. Основное отличие заключается в значительном расширении зоны лесных почв, сокращении степной зоны, смещении к югу границы между лесной и лесостепной зонами.

Валдайское оледенение. Постепенно тёплый климат микулинского межледниковья сменился ранневалдайским похолоданием с первой ещё не

очень суровой волной распространения мерзлотных процессов, с возникновением многолетней мерзлоты не только на севере, но и в средней части Восточно-Европейской равнины. Внутри валдайского ледникового климатического периода (70-10 т.л.н., ИКС 4-2), характеризующегося сменой нескольких потеплений и похолоданий, реконструировано две интерстадиальные эпохи педогенеза - ранневалдайская крутицкая (ИКС 5Ь) и средневалдайская брянская (ИКС 3). Хроностратиграфическое положение почв ранневалдайского интерстадиала (верхнего члена мезинского педокомплекса), последовавшего вслед за микулинским межледниковьем и кратковременным (внутримезинским) похолоданием, свидетельствует о времени их формирования, совпадающим с периодом смягчения климата, по термическим показателям уступающего микулинскому межледниковью. К этому временному интервалу в пределах Средней Европы зарубежные исследователи относят формирование верхних гумусированных почв полигенетических комплексов (аналогов мезинского комплекса), залегающих в основании вюрмских (вислинских) лёс - сов.

Основной фон почвенного покрова в крутицкий интерстадиал на Восточно-Европейской равнине, в значительной степени отличавшийся от межледникового, составляли почвы, в формировании которых доминирующую роль играли гумусово-аккумулятивные процессы. Они приводили к образованию своеобразных почв чернозёмного генезиса в условиях открытых безлесных ландшафтов с травянистым покровом, состоящим из разнотравно-злаковых и марево полынных группировок. Аналоги этих почв в современном почвенном покрове отсутствуют. Большинство зарубежных исследователей относят их к черноземам, однако отсутствие в профиле карбонатного иллювиального горизонта противоречит этому [35,36,40]. Коренное отличие этой эпохи заключалось не только в однообразии почвенного покрова и общей выравненно - сти природных условий на значительных площадях, но и в принципиально иной зональной структуре по сравнению с микулинским межледниковьем и с современностью. В это время отсутствуют широтные изменения почв, наблюдается деградация лесной зоны и ослабление структуры природной зональности.

Вслед за фазой интерстадиального почвообразования наступает эпоха средневалдайского похолодания, сопровождавшаяся лёссонакоплением (хотылевский лёсс) в обстановке длительного господства холодных гиперзональных условий в пери - гляциальной зоне. В интервале 25-45 (50) т.л.н. фиксируется этап смягчения климата с внутренними колебаниями от более тёплых к более холодным условиям, который в целом рассматривается как средневалдайский мегаинтерстадиал. В ледниковой области он включает дунаевский интерста - диал - 25-31 т.л.н., а в перигляциально-лёссовой - брянский интерстадиал, сопоставляемый с верхней частью средневалдайского мегаинтерстадиала (поздней фазой ИКС 3), представленный брянской ископаемой почвой. Своеобразный почвенный покров средневалдайского этапа, детально изученный на территории бассейнов Верхнего и Среднего Дона, Оки, Средней Волги, Нижней Камы, где уровень брянской ископаемой почвы, диагностируемый на последней стадии развития как мерзлотно-глеевый, хорошо прослеживается в лёссовых разрезах уже к югу от границы валдайского оледенения, а также в пределах днепровского и донского ледниковых языков. Он отличается от межледникового и современного почвенного покрова отсутствием почв, развитых в настоящее время на территории Восточно-Европейской равнины, древние аналоги которых составляли основной фон почвенных покровов в микулинское межледниковье. Отсутствие прямых аналогов среди современных почв, противоречивость в сочетании признаков в строении профиля брянской почвы, свойственных широкому спектру типологически различных почв, педогенез которых определяется контрастными экологическими условиями, привели к различному, часто противоречивому, толкованию их генезиса, условий их образования и возрастных аналогов. Так, фульватный состав гумуса и упрощённое строение молекул гуминовых кислот, свойственные рассматриваемой почве, характерны для органического вещества широкого ряда современных почв от тундровых и до пустынных сероземов, а также подзолистых почв. Но отсутствие в палеопочве признаков иллювиирования исключает их сопоставление с последними. Наличие в большинстве случаев хорошо оформленного карбонатного иллювиального горизонта в профиле палеопочвы присуще также как степным, так и палевым мерзлотным почвам Центральной Якутии, лугово-лесным почвам Восточной Сибири. Известно, что развитие первых происходит в условиях суббореального слабо аридного климата с хорошо выраженной сезонной контрастностью, а формирование вторых связано с экстра - континентальными криоаридными условиями [15,20]. Принимая во внимание сказанное выше, и исходя из полученных результатов, генетическая общность почв средневалдайского интервала на территории бассейнов Дона, Оки, Средней Волги, Нижней Камы установлена в наличии: 1) гумусового горизонта с фульватным типом органического вещества - отношение углерода гуминовых кислот (Сгк) к углероду фульвокислот (Сфк) колеблется в пределах 0,20-0,49; 2) иллювиально-карбонатного горизонта в основании профиля и ниже - признаков глеевого горизонта, не всегда чётко проявляющегося; 3) увеличения глинистой фракции в профиле почв. В формировании почвенного покрова активное участие принимали процессы относительного гумусонакопления, внутрипочвенного выветривания и накопления углекислых солей. Перечисленные показатели обнаруживаются в палевых мерзлотных почвах, развитых в современности на лёссовидных карбонатных суглинках в экстраконтинентальных, криоаридных районах Центральной Якутии [15]. Сочетание ряда признаков указывает на развитие почв в условиях провинциального изменения увлажнения. Специфической чертой природных условий этой эпохи является полная деградация почв лесного генезиса как зонального элемента.

Исследования, проведённые в последнее время в бассейне Десны, позволили установить в указанном выше диапазоне радиоуглеродных датировок не менее двух фаз педогенеза, а в бассейне Среднего Дона они подтвердили их разновозраст - ность и выявили более ранние уровни педогенеза в интервале ИКС 3. Исходя из сказанного, брянский горизонт следует рассматривать как интегральный уровень, отражающий сложные события средневалдайского интерстадиала. Брянский интервал завершается распространением волны криогенеза, за - фиксированой в структуре владимирского криогенного горизонта, нарушившего палеопочву и совпадающей, вероятно, с начальными этапами поздевалдайского оледенения. В это время за пределами ледника располагалась обширная перигляциальная область. На водораздельных пространствах в субаэральной обстановке шло интенсивное накопление лёссов. В долинах рек происходило формирование перигляциального аллювия, наблюдается деструкция лесной зоны. Наступает господство открытых перигляциальных ландшафтов со слабо выраженной широтной дифференциацией.

Толща отложений, залегающая между брянской и голоценовой почвами, наблюдаемая в ряде опорных разрезов, включает деснинский и алтыновский горизонты лёссов, разделенные уровнем слабого почвообразования - трубчевской почвой. Время их формирования сопоставляется со стадией ИКС 2. На суровые условия этого времени указывают мощные псевдоморфозы по ледяным и льдогрунтовым жилам ярославского криогенного горизонта, отражающих существование криогенных условий, близких к тем, которые сейчас господствуют в Восточной Сибири. К этому времени произошла кардинальная перестройка в структуре природной среды с абсолютным преобладанием лёссо - накопления. Повсеместное развитие получили криогенные полигональные системы, сплошь покрывавшие междуречные пространства. Климат этого этапа характеризуется как экстрааридный, суровый [21].

Формирование современных ландшафтных зон на Восточно-Европейской равнине, начатое по завершению последней ледниковой эпохи, как и везде в умеренных широтах, относится к голоцену - современному межледниковью. Оно связано с крупнейшим климатическим рубежом, имевшим место около 10-12 т.л.н. В это время, в связи с потеплением климата, сократилась интенсивность геологических и мерзлотных процессов, началось формирование современного почвенного покрова на фоне существенных изменений природной среды: от холодных перигляциальных условий позднеледниковья, до условий с высокой тепло- и влагообеспеченностью в середине голоцена (атлантическое время), и к более низкому уровню термообеспеченности современного этапа [5].

Заключение

Обобщение материалов детального исследования ряда стратотипических и опорных разрезов неоплейстоцена в ледниковых и перигляциальных областях на территории бассейнов Днепра, Дона, Волги, с применением комплекса методов четвертичной геологии, палеогеографии, генетического почвоведения, позволило: 1) оценить общее строение лёссовых покровов, представляющих достаточно полную стратиграфическую колонку, свойственную неоплейстоцену центральных и восточных регионов равнины; 2) провести расчленение лёссово-почвенной формации; 3) установить надежные стратиграфические и временные реперы, отражающие глобальные изменения палеогеографической обстановки; 4) выполнить межрегиональную корреляцию выделенных горизонтов; 5) восстановить и охарактеризовать основные палеогеографические события последних 0,7-0,8 млн. лет на значительной территории Восточно-Европейской равнины; 6) проследить сложную последовательность ландшафтно-климатических изменений внутри межледниковых эпох. Палеопедологиче - ские материалы по ильинскому, мучкапскому, лих - винскому, каменскому, микулинскому межледниковьям свидетельствуют о существовании внутри их структуры нескольких фаз педогенеза, отвечающих двум или более оптимумам. 7) Выявленная структура природно-климатических событий в не - оплейстоценовой истории бассейнов Днепра, Дона, Волги может быть использована для корреляции палеогеографических событий, этапов осадконакопления и почвообразования различных регионов Восточной и Западной Европы.

Список литературы

неоплейстоцен отложение почвенный голоцен

[1] Агаджанян А.К., Глушанкова Н.И. Палеогеография плейстоцена Окско-Донской равнины // Теоретические и методические проблемы палеогеографии. М.: МГУ. 1987. С. 145-170.

[2] Агаджанян А.К., Глушанкова Н.И. Стратиграфия и палеогеография бассейнов Днепра, Дона, Средней Волги // Четвертичный период. Стратиграфия. М.: Наука. 1989. С. 103-113.

[3] Агаджанян А.К., Глушанкова Н.И. Строение, состав и условия формирования плиоценплейстоценовых отложений в бассейне Верхнего Дона // Известия РГО. 2005. Т. 137. Вып. 1.

[4] Агаджанян А.К., Глушанкова Н.И. Четвертичная стратиграфия и история развития Средневолжского региона // Исследование территориальных систем: теоретические, методологические и прикладные аспекты. Киров. Изд-во КГГУ. 2012.

[5] Александровский А.Л., Александровская Е.И. Эволюция почв и географическая среда. М.: Наука. 2005. 223 с.

[6] Ананова Е.Н. Новые данные о флоре лихвинского межледниковья // Бюлл. МОИП. Отд. биол. 1964. Т. 69. Вып. 6. С. 78-90.

[7] Болиховская Н.С. Основные этапы развития растительности и климата в плейстоцене // География, общество, окружающая среда. Ч. 3. Природная среда в плейстоцене. Изд. дом «Городец». 2004. С. 561-582.