Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2021, T. 29, № 5, стр. 85-112

Ранний неоплейстоцен

Ранний неоплейстоцен охватывает интервал от ~0.9 до 0.4 млн лет назад и характеризуется резкими ландшафтно-климатическими изменениями при смене теплых эпох холодными (ледниковыми) эпохами.

Петропавловский горизонт. В принятых стратиграфических схемах нижняя граница неоплейстоцена проводится в основании петропавловского горизонта, относящегося к палеомагнитной эпохе Матуяма (Шик, 2008) и коррелируемого нами с изотопно-кислородной стадией (ИКС) 19. Соответствующие ему аллювиальные отложения, изученные авторами статьи в стратотипическом разрезе Лог Денисов у поселка Петропавловка, содержат микротериофауну переходную от таманской к тираспольской. Облик сообщества Петропавловка-2 определяют полевки, c преобладанием среди них корнезубых форм рода Mimomys, при высокой численности некорнезубых полевок родов Prolagurus, Eolagurus, Allophaiomys. Среди последних бесцементные формы представлены ранненеоплейстоценовой Prolagurus pannonicus (Kormos), а цементные – родом Terricola и редкими Microtus. Полевки рода Terricola достаточно архаичны. Треть из них принадлежит самому примитивному виду Terricola hintoni Kretzoi, а некоторые экземпляры имеют сходство с еще более архаичным родом Allophaiomys. В составе фауны присутствуют в заметном количестве суслики, единично представлены хомяк, слепыш, бобр, пищуха, еж. По экологическому облику эта фауна лесостепного типа, существовавшая в условиях теплого и умеренно влажного климата. Судя по наличию суслика, желтой пеструшки и хомяка, в это время локальное распространение получили сухие степи, которые чередовались с луговыми участками. Заметную роль в ландшафте играли кустарниковые заросли и небольшие лесные массивы, основу которых составляли деревья широколиственных пород (Красненков и др., 1984; Агаджанян, 1992) (рис. 1, 2).

Об аналогичных условиях свидетельствует петропавловская малакофауна из местонахождений Петропавловка и Ильинка в бассейне Среднего Дона (рис. 1). Моллюски обнаружены в аллювиальной толще, залегающей между красноцветными почвами и второй доднепровской почвой. В нижней части этой толщи встречены реофильные виды русловой фации, в основном униониды: Unio pseudochosaricus Tshep, V. cf. kalmycorum Bog., V. cf. maslakowetzianus Bog., Sphaerium rivicola Leach., Lithogliphus neumayri Brus. Эта фауна наиболее сходна с фауной из местонахождения Михайловка. В верхней части петропавловского аллювия моллюски представлены стагнофильной фацией, вероятно, пойменного стоячего водоема. Здесь преобладают современные виды родов Lymnaea, Physa, Anisus, Planorbis, Gyraulus, Bithynia, Valvata, Sphaerium, Pisidium. Бόльшая часть видов в местонахождении Ильинка принадлежит реофилам. Как и в местонахождении Петропавловка, здесь преобладают крупные униониды михайловского комплекса с Unio pseudochosaricus, U. cf. kalmycorum, U. maslakowetzianus. Кроме того, встречены раковины наземных моллюсков Vallonia costata, V. pulchella, Pupilla muscorum, Succinaea oblonga – обитателей открытых безлесных ландшафтов (Чепалыга, 1980).

В субаэральных отложениях петропавловскому горизонту отвечает полигенетическая красноцветная балашовская почва (табл. 1). Выявленные диагностические особенности указывают на наличие в палеопочве признаков почвообразования, похожего на субтропическое прерийное. Имеющиеся пространственные различия в строении палеопочвы позволили выделить две группы, одна из которых формировалась, судя по текстурно-дифференцированному профилю и наличию кутан иллювиирования в горизонте Bt, во влажных условиях. Во второй группе, расположенной территориально южнее первой, обнаружены признаки рубефикации, что характерно для более аридных условий (Величко и др., 1997; Величко, Морозова, 2005; Глушанкова, 2008).

Данные палинологического анализа также свидетельствуют о близости климата к субтропическому. Так, в бассейне Днестра в это время была распространена лесостепная растительность. Пониженные участки были заняты лесами, в которых постоянными компонентами, наряду с липой, орехом, буком, дубом, кленом и др., были кипарис, лох, сумах, виноград, маслиновые (Изменение…, 1999).

Палеомагнитные исследования М.А. Певзнера и В.А. Семенова показали, что генетический профиль палеопочвы лежит в пределах прямой полярности, а нижележащие суглинки, служащие материнской породой для нее, имеют обратную полярность (Красненков и др., 1984). Другие исследователи считают, что граница эпох Брюнес–Матуяма проходит в кровле палеопочвы (Величко и др., 1983).

В кротовинном горизонте палеопочвы в разрезе Новотроицкое на Дону была обнаружена самая древняя тираспольская фауна. Наиболее многочисленным в ней является суслик, по размерам близкий к Spermophilus suslicus Guldenstaedt. Обычен хомяк, похожий на Cricetus cricetus, и корнезубая полевка Mimomys intermedius Newton. Высока численность очень архаичной Prolagurus pannonicus (Kormos). Среди зубов Microtini четвертая часть М₁ имеет признаки Allophaiomys, а остальное – признаки Terricola hintoni Kretzoi, самой архаичной формы рода Terricola. Впервые для бассейна Дона отмечен заяц рода Lepus. Полевки рода Microtus не найдены. Экологический набор видов соответствует лесостепным ассоциациям (Агаджанян, 1992).

Покровский горизонт. Отвечает ИКС 18 (табл. 1). В бассейне Верхнего Дона он представлен погребенным аллювием, к которому приурочен стратотип – разрез Урыв-Покровка, и бобровским лёссом с мерзлотными деформациями типа “щельников”, которые характеризуются прямой намагниченностью и относятся к палеомагнитной эпохе Брюнес (рис. 1, 2). Покровские аллювиальные отложения содержат раннетираспольский комплекс мелких млекопитающих (покровский подкомплекс), в котором отсутствуют представители рода Allophaiomys. Преобладает Mimomys pusillus, а Mimomys intermedius имеет подчиненное значение. Наряду с Microtus oeconomus присутствуют архаичные формы M. hyperboreus. Из кустарниковых полевок преобладают Terricola hintoni, хотя уже появляется T. gregaloides. Необходимо заметить, что при отнесении грегалоидных полевок к современному роду Terricola один из авторов настоящей работы, А.К. Агаджанян, придерживается формально типологического подхода к систематике ископаемых форм. Он считает, что применение молекулярно-генетических методов в палеонтологии невозможно, пока не будут получены данные по ДНК ископаемых групп. История с афротериями подтвердила несостоятельность злоупотребления молекулярно-генетических данных для эволюционных моделей.

Рис. 2.

Стратиграфия и корреляция новейших отложений бассейнов рек Днепр, Дон, Волга, Кама. 1 – современные и ископаемые почвы; 2 – лёссовидный суглинок; 3 – песок средне-мелкозернистый; 4 – песок крупнозернистый; 5 – алеврит; 6 – галечник; 7 – глина; 8 – морена.

Рис. 2.

Продолжение

Рис. 2.

Продолжение

Рис. 2.

Окончание

Среди моллюсков в отложениях покровского горизонта встречаются вымершие формы Lithoglyphus pyramidatus и др., а также Vallonia tenuilabris и Succinea oblonga. Наземные моллюски представлены “лёссовым комплексом” с Succineae oblonga, Pupilla muscorum, Baleonia tenuilabris, свидетельствующим о климатических условиях холоднее современных (Красненков и др., 1984). По данным М.Н. Валуевой, в покровское время в бассейне Дона существовали перигляциальные ландшафты (Валуева, Красненков, 1981). Похолодание сопровождалось лёссонакоплением и значительным усилением криогенных процессов, на что указывают клиновидные полигональные структуры размером по вертикали до 1.5 м в основании бобровского лёсса, эпигенетически рассекающие залегающую ниже балашовскую почву. О суровости климата свидетельствует также тот факт, что даже на крайнем юге могли встречаться биотопы с участием криофитов. Растительный покров Нижнего Дона был представлен тундро-лесостепными ассоциациями. В Подмосковье в это время были развиты березовые редколесья. В перигляциальных ландшафтах на юге Восточно-Европейской равнины в условиях континентального климата доминировали степи с участками березово-сосновых редколесий и кустарниковых зарослей из березы Betula fruticosa, ольховника и ивы. По результатам изучения Ливенцовского разреза (рис. 1) растительный покров Нижнего Дона был представлен тундро-лесостепями с господством ерниковых формаций и кустарниковой березы Betula fruticosa, ольховника Alnaster fruticosus и ивы Salix sp., хвойно-березовых редколесий и открытых пространств, травянисто-кустарничковый покров которых составляли эфедра Ephedra sp., верескоцветные Ericales, злаки, осоковые, полынь Artemisia sp. и др. (Разрезы…, 1977; Валуева, Красненков, 1981; Маудина и др., 1985).

Ильинский горизонт. Сложный ильинский теплый интервал, пришедший на смену покровскому похолоданию и коррелируемый нами с ИКС 17, характеризовался неоднократными колебаниями ландшафтно-климатических условий, приведших к формированию трех аллювиальных комплексов (калачской, веретьевской, моисеевской свит) с раннетираспольской микротериофауной, различающейся по эволюционному уровню, и теплолюбивыми моллюсками. Для отложений этого времени характерно наличие двух разделенных лёссом тяжелосуглинистых почв (ранне- и позднеильинской), коррелируемых с двумя оптимумами ржаксинского почвенного комплекса (разрезы Ильинка, Моисеево, Коростелево и др.; рис. 1, 2). Особенности морфологического строения, физико-химические свойства палеопочв окатовского межледниковья указывают на их сходство при некотором различии. Они представлены черноземовидными прерийными почвами, формирование которых происходило на фоне достаточной тепло- и влагообеспеченности при активном участии дернового процесса. Доминирующую роль в формировании почвы раннего оптимума, в условиях смены степных фитоценозов лесостепными, играли гумусово-аккумулятивные процессы, а в поздний оптимум, наряду с гумусово-аккумулятивными, в лесостепных ландшафтах имели место процессы лессиважа.

Во время формирования горизонта лёсса, разделяющего палеопочвы, существовали перигляциальные ландшафты. В палиноспектрах холодных этапов этого времени, палеоботанически охарактеризованных в разрезе Новохоперск (рис. 1), наряду с пыльцой сибирского кедра и значительным участием березы, встречаются тундровые и степные виды. Растительность в это время напоминала лесостепь Сибири, позже сменившуюся осоково-злаковыми и полынными степями (Зеликсон, 1980).

В позднеильинское время на Верхнем Дону доминировали лесостепи с участками елово-кедрово-сосново-широколиственных (липово-вязово-дубовых) лесов. В состав характерных таксонов позднеильинской дендрофлоры входили Picea s. Omorica, Pinus s.g. Haploxylon, Betula s. Costatae, B. pendula, B. pubescent, Alnus glutinous, A. incane, Carpinus betulus, C. orientalis, Quercus ilex, Q. robur, Tilia cordata и др. (Болиховская, 2004).

Для фаун мелких млекопитающих ильинского межледниковья характерна высокая численность Mimomys pusillus Mehely, которую сопровождает M. intermedius Newton. Род Terricola представлен формой Terricola hintoni–gregaloides, и появляются единичные T. arvaloides (Hinton). Основная группа пеструшек Lagurus transiens Janossy архаичных морфотипов. Впервые в бассейне Дона в это время получила распространение полевка, близкая к современной Microtus hyperboreus Vinogradov.

Донской горизонт. Отвечает крупнейшему неоплейстоценовому оледенению Русской равнины, образующему донской ледниковый язык – важнейший стратиграфический репер, создающий исключительные возможности для корреляции разрезов, сопоставляемый нами с ИКС 16. Возраст его определяется по положению морены в разрезах между слоями с тираспольской микротериофауной, обнаруженной в аллювиальных осадках разрезов Коростелево, Моисеево, Вольная Вершина, Ильинка, Веретье и др. (рис. 1, 2, табл. 1). Это позволило датировать морену донского ледникового языка, ранее относимую большинством исследователей к средненеоплейстоценовому днепровскому оледенению, второй половиной раннего неоплейстоцена и синхронизировать вначале с окским, а затем со вторым долихвинским оледенением (Величко и др., 1977; Величко, 1980; Красненков и др., 1980; Ударцев, 1980; Агаджанян, Глушанкова, 1987, 1989).

Покровный ледник “языком” шириной более 400 км продвигался по Окско-Донской равнине – области его наибольшего развития, южнее 50° с.ш. За пределами ледника формировался мощный горизонт донского лёсса с мерзлотными деформациями (инволюции, солифлюкции и мелкие псевдоморфозы по жильным льдам). Мощность трехслойной морены, оставленной ледником, в бассейне Верхнего Дона (разрезы Урыв, Коротояк, Коростелево, Моисеево и др.; рис. 1, 2) колеблется в пределах 1.5–16.5 м, иногда достигая 20 м и более. Визуально цвет глинисто-алевритового моренного суглинка меняется от темно-серого в основании толщи, желто-серо-бурого в средней части до красно-бурого в верхнем слое. Эти слои различаются не только цветом, но и количеством и составом включений, ориентировкой обломочного материала. Так, преимущественно в верхнем слое сосредоточен крупнообломочный материал кристаллических пород. В гранулометрическом составе мелкозема ледниковых осадков доминирует пелитовая фракция, а алевритовая, уступая ей, составляет 20–33%. По сравнению с более молодыми моренами, подавляющую часть минералогического спектра мелкозема донской морены в бассейнах Оки и Дона составляют минералы местных питающих провинций, а экзотические – роговая обманка, пироксены, биотит – обычно не превышают в сумме 6–10%. Больше всего обломков местных пород (до 93%) содержится в нижнем слое морены. В среднем и, особенно, верхнем (красно-буром) слоях содержится многочисленная галька и гравий изверженных пород (Glushankova et al., 1995; Красненков и др., 1997).

Значительное похолодание в эпоху донского оледенения, влияние которого прослеживается до низовий Дона, фиксируется в экологическом облике мелких млекопитающих, представленных в местонахождениях Змеевка, Клепки-2, Моисеево 2, 3, Троица 1, Богдановка субарктическими видами: Lemmus sibiricus, копытным леммингом Dicrostonyx sp., северосибирской полевкой Microtus hyperboreus, архаичной узкочерепной полевкой Terricola gregaloides (рис. 1, 2).

Мучкапский горизонт. Выше горизонта донской морены и коррелятного ей донского лёсса в разрезах Коростелево, Урыв, Моисеево и др. залегает сложнопостроенная пачка отложений, относимая к мучкапскому (рославльскому, беловежскому) межледниковью. Она выделена на основании находок позднетираспольской фауны мелких млекопитающих в разрезах бассейна Верхнего Дона (Вольная Вершина, Коротояк-4, Коростелево, Кузнецовка, пос. Мучкапский; рис. 1) и коррелируется с ИКС 15 и отложениями разреза Фердинандув в Польше, на пыльцевой диаграмме которого выделяется два климатических оптимума (Janczyk-Kopikova, 1991). На территории Окско-Донской лёссовой провинции мучкапский горизонт представлен палеонтологически охарактеризованными аллювиальными, озерными отложениями и лёссово-почвенной формацией. Стратотип горизонта – разрез Вольная Вершина (рис. 1, 2, табл. 1).

В лёссово-почвенной серии мучкапскому горизонту соответствует сложный полигенетический воронский педокомплекс, подстилаемый донской мореной и детально охарактеризованный в ряде опорных разрезов Окско-Донской лёссовой провинции (разрезы Коростелево, Посевкино, Перевоз и др.; рис. 1, 2, табл. 1). Педокомплекс представлен почвами по крайней мере двух этапов оптимального почвообразования, отражающих неоднократные изменения природно-климатических условий межледниковья и содержащих остатки позднетираспольский микротериофауны. Межледниковый педогенез отличался высокой интенсивностью, обусловившей формирование мощных оглиненных почвенных образований. В ранний оптимум в почвенном покрове автономных ландшафтов преобладали черноземовидные почвы прерий в сочетании с луговыми и бурыми лесными лессивированными почвами. По микроморфологическим данным, основная масса иллювиального горизонта бурой лессивированной почвы характеризуется чешуйчато-волокнистым микростроением основной массы иллювиирования, наличием глинистых кутан. Развитие палеопочв происходило под покровом полидоминантных широколиственных лесов, простиравшихся к северу примерно до 59° с.ш. и к югу до 51° с.ш. В подчиненных ландшафтах основной фон почвенного покрова составляли темноцветные гидроморфные разности почв. Аналогичные сочетания почв в современном почвенном покрове наблюдаются в центральных районах Северной Америки, переходных от умеренных к субтропическим. Для формирования почв позднего оптимума, сопоставляемых с черноземовидными почвами, характерно сочетание процессов гумусонакопления, оглеения и слабых признаков иллювиирования. В южных районах Русской равнины в это время реконструируется лесостепь и степь. В интервалах между оптимумами расселялась бореальная растительность с доминирующими в отдельные этапы заболоченными еловыми и елово-сосновыми лесами (Глушанкова, 2004, 2012; Величко, 2012).

Большую часть Русской равнины в мучкапское межледниковье занимала лесная зона, в составе которой в оптимумы межледниковья доминировали леса с участием плиоценовых реликтов. В климатическом отношении это существенное потепление на территории равнины отличалось от двух предшествующих межледниковий значительной влагообеспеченностью. Внутри него выделяются два хорошо выраженных климатических оптимума (первый глазовский и второй конаховский), разделенных подруднянским похолоданием, в котором количество недревесной пыльцы (главным образом полыни) возрастает до 60% и присутствует пыльца кустарничковых берез и лиственницы (до 5%). Во время глазовского оптимума господствовали полидоминантные широколиственные леса богатого видового состава из дуба, вяза, липы, в которых изредка встречались граб, орех и лапина. Количество пыльцы широколиственных пород достигало 75%. Севернее были развиты олигодоминантные смешанные леса с примесью широколиственных пород, а южнее – лесостепи. Во время второго оптимума (конаховского) сначала доминируют дуб и вяз, а позже граб (каждого примерно по 30%); липа (до 10%) равномерно распространена по всему оптимуму. Ольха (до 60%) преобладает позже дуба, но раньше граба, а пыльцы орешника не более 10%. Постоянно встречаются единичные пыльцевые зерна пихты. Количество вымерших видов в мучкапское межледниковье – до 4%, а экзотов – до 12% (Бирюков и др., 1992; Писарева, 1997; Шик, 2015). Для флоры второго оптимума мучкапского межледниковья характерно присутствие значительного количества видов, в настоящее время не произрастающих на Русской равнине (до 15%), включая Ligustrina amurensis, Juglans sp., Pterocarya sp., Carya sp., Fagus sp., Tillia cf. amurensis, Woodsia cf. manshuriensis и др. (Писарева, 1997). Подобная реликтовая флора, как и фауна мелких млекопитающих, свидетельствует о ранненеоплейстоценовом (долихвинском) возрасте этих отложений. В палиноспектрах похолоданий доминирует пыльца березы, что позволяет предполагать расселение березняков. В отдельные этапы похолодания они сменялись бореальной растительностью с преобладанием заболоченных еловых и елово-сосновых лесов. В ряде разрезов мучкапских отложений встречена богатая диатомовая флора, в которой около 5% таксонов вымершие (Шик, 2015). Значительное количество вымерших видов присутствует и в одновозрастной малакофауне (Красненков и др., 1984).

Во всех аллювиальных свитах стратотипического района Верхнего Дона (разрезы Урыв-4, Коротояк-4) и на юге Окско-Донской лёссовой провинции (разрезы Жердевка, Вольная Вершина, Кузнецовка, Коростелево-2), а также в бассейнах Оскола и Северского Донца в отложениях мучкапского межледниковья были обнаружены прогрессивные корнезубые полевки Mimomys intermedius Newton при отсутствии других древних корнезубых полевок (рис. 2). Ядро фаун составляют степные пеструшки Prolagurus pannonicus и Eolagurus agryropuloi и полевки Terricola hintoni. Для этих фаун характерно также присутствие полевок Mimomys intermedius и M. pusillus. Пoследние виды представлены малым количеством костных остатков. Необходимо заметить, что Mimomys intermedius и M. savini принадлежат к разным эволюционным линиям полевок. Поэтому Mimomys savini никак не может быть синонимом Mimomys intermedius, как это принято в европейской литературе (Агаджанян, 2009).

По экологическому составу фауны соответствуют теплым условиям межледниковья и характеризуются разнообразием видового состава, присутствием большого количества насекомоядных, заметным количеством лесных грызунов. Кроме того, во всех сообществах отмечены виды степных местообитаний: суслики, пеструшки, тушканчики. В фаунах млекопитающих отсутствуют субарктические виды (Агаджанян, Глушанкова, 1987).

Окский горизонт. Ранний неоплейстоцен, в соответствии с региональной хроностратиграфической схемой центральных районов, завершился окским оледенением, которое сопоставляется с эльстерским в Средней Европе и коррелируется нами с ИКС 12. Предполагается, что оно достигало бассейна Оки, однако вопрос о его границах до сих пор остается дискуссионным. По представлениям С.М. Шика, окское оледенение не распространялось южнее линии Рославль–Талдом–Кострома (История…, 1998).

В относительно недавнее время в результате междисциплинарного изучения разреза Мастюженка в бассейне р. Икорец (Воронежская область) обнаружены криотурбированные аллювиальные отложения, залегающие под инжавинской (лихвинской) почвой и содержащие межледниковую фауну мелких млекопитающих с архаичной Arvicola mosbachensis Schmidtgen (Иосифова и др., 2009). Согласно морфометрическим данным, она заметно отличается от A. mosbachensis, характерной для лихвинских отложений (Решение…, 2009; Agadjanian, 2012). В то же время в мучкапских отложениях арвиколы вообще отсутствуют, встречается только предшествующая форма – Mimomys intermedius Newton.

Еще более убедительные данные были получены по разрезу Шехмань на р. Матыра в Тамбовской области (рис. 1). Здесь выше донской морены залегают два горизонта аллювия, верхний из которых содержит микротериофауну, типичную для лихвинского горизонта, а нижний (со следами криотурбаций) включает архаичных арвикол, близких к таковым разреза Мастюженка. Эволюционный уровень полевок соответствует заключительному этапу кромерского времени. Состав фауны млекопитающих, видовой состав рептилий и птиц свидетельствуют о теплом и умеренно влажном климате межледниковья, названного икорецким и коррелируемого с ИКС 13. К сожалению, пока отсутствует детальная палинологическая и палеопедологическая характеристика отложений этого межледниковья, что затрудняет его сопоставление с другими теплыми эпохами. В палиноспектрах отложений, отнесенных к предшествующему холодному навлинскому горизонту, соответствующему ИКС 14, до 60% составляет пыльца трав, в которой преобладают лебедовые (до 30%) и полынь (до 40%). В составе фауны мелких млекопитающих присутствуют Dicrostonyx sp. и Lemmus lemmus (Агаджанян и др., 2009; Иосифова и др., 2009).

Согласно последним данным, окское (эльстерское) оледенение было значительно меньше предшествующего донского. Несмотря на ограниченные размеры оледенения, в перигляциальных регионах Русской равнины реконструируются суровые ландшафтно-климатические условия, которые Е.Н. Ананова характеризует как “совершенно особый, в основном безлесный ландшафт, в котором, может быть в непосредственной близости, произрастали представители сухих степей и тундр” (Ананова, 1964, с. 82). На Верхнем Дону в развитии ледниковых ландшафтов окского этапа вначале доминировали перигляциальные тундры с преобладанием березовых редколесий из Betula tortuosa, B. pubescens, B. pendula и ерниковых ассоциаций (Betula fruticosa, Betula nana), а впоследствии – перигляциальные лесотундры с господством сосново-березовых редколесий.

О перигляциальных ландшафтах окского времени свидетельствует широкое распространение на Русской равнине копытного и обыкновенного лемминга, ареалы которых спускались на юг до 50°–55° с.ш. В то же время наблюдается значительное смещение на север ареала распространения степной и желтой пеструшки. В результате возникла область совместного обитания этих тундровых и степных форм, характеризующая несуществующие ныне условия перигляциальных степей (Агаджанян, Глушанкова, 1987; Маркова, 2004; Шик, 2008).

В бассейне Оки морена тесно связана с местными питающими провинциями. Ее составу свойственна большая глинистость (16.6–24.8%), высокая концентрация местных минералов – глауконита и ильменита. Для заполнителя морены характерна ставролит-ильменитовая ассоциация с незначительной примесью роговой обманки, а в петрографическом составе на долю экзотических обломков скандинавского происхождения приходится только около 5%. Минеральный состав глинистой фракции определяется высоким содержанием гидрослюды (~40%) и монтмориллонита (до 40–50%), значительным количеством каолинита (до 20%). Преобладание в окской морене минералов с лабильной решеткой свидетельствует о значительном участии мезозойских (преимущественно монтмориллонитовых) отложений в формировании ее состава. Вещественный состав окской морены, в которой содержание роговой обманки достигает 40–50%, и субмеридиональная ориентировка обломков указывают на распространение ледника с северо-запада (Разрезы…, 1977; Глушанкова, 2011).

В перигляциальной зоне рассматриваемой эпохи формировался горизонт коростелевского лёсса мощностью, как правило, не более 1.0–1.5 м, в основании которого часто фиксируются грунтовые жилы, эпигенетически рассекающие кровлю залегающей ниже воронской почвы и формирующие образования типа “щельников”. Из лёссового горизонта в разрезе Стрелица получена пыльца растений перигляциальной тундры с березовыми редколесьями из Betula tortuosa, B. pubescens, B. pendula и ерниковых ассоциаций (Betula fruticosa, Betula nana), а также перигляциальной лесотундры с господством сосново-березовых редколесий (содержание пыльцы березы секций Fruticosae и Nanae до 25%) (рис. 1, 2, табл. 1).

Средний неоплейстоцен

В последние десятилетия появляется все больше данных, свидетельствующих о сложной периодизации палеогеографических событий в среднем неоплейстоцене. Существующие разногласия касаются как крупных ледниковых покровов, так и количества и ранга теплых интервалов. Одни исследователи выделяют два межледниковья – лихвинское и горкинское или лихвинское и каменское, другие – три межледниковья и три оледенения (Былинский, 1992; Шик, 1998, 2004а, 2004б, 2005; Болиховская, 2004; Глушанкова, 2008), которые хорошо увязываются с изотопно-кислородной шкалой, на которой они выражены ИКС 6–11 (Urban, 1995; Turner, 1998 и др.). На территории Чехии А. Смоликовой (Smolikova, 1984) показано развитие трех педокомплексов (ПК IV–ПК VI), нижний из которых соответствует гольштейнскому (лихвинскому) межледниковью, два вышележащих – теплым эпохам (демниц и тренте) внутри оледенения заале. Н. Стремме (Stremme, 1982, 1995) была предпринята попытка корреляции лёссово-почвенных серий от приморской территории Франции до Украины, по данным наиболее детальных исследований в этих районах. Обобщенные им данные показывают, что в интервале между концом оледенения эльстер и концом оледенения заале (стадия варта) наблюдалось три климатических оптимума, наиболее ранний из которых соответствует гольштейнскому межледниковью. Наличие трех ледниково-межледниковых ритмов удалось выделить в полном объеме в лёссово-почвенной формации на территории Окско-Донской лёссовой провинции (Глушанкова, 2015).

Лихвинский горизонт. После окского оледенения наступило лихвинское межледниковье, коррелируемое с западноевропейским гольштейном и сопоставляемое нами с ИКС 11 (табл. 1, рис. 1, 2). Ему соответствует инжавинская почва, формирование которой происходило в условиях лесной зоны суббореального пояса. Широкое распространение в почвенном покрове получили почвы с генетическим профилем, дифференцированным по элювиально-иллювиальному типу с признаками поверхностного оглеения. Ведущую роль в их формировании играли лессиваж и элювиально-глеевые процессы. Их близкими современными аналогами могут быть лювисоли, псевдоглеи или элювиально-глеевые почвы, широко распространенные в настоящее время в Западной Европе (в сочетании с бурыми лесными и бурыми лессивированными почвами). Южнее 52° c.ш. в почвенном покрове лесостепных ландшафтов преобладали текстурно-дифференцированные оглиненные почвы с признаками лессиважа, древние аналоги бурых лесных лессивированных, выщелоченных черноземов. На границе лесостепи и степи формировались почвы, близкие к современным черноземам. Южная граница лесостепи в эпоху формирования инжавинской почвы примерно совпадала с ее современным положением (Глушанкова, 2008, рис. 2).

Согласно палеоботаническим данным, для отложений лихвинского межледниковья на Русской равнине характерно преобладание в первой половине климатического оптимума пыльцы дуба, вяза и липы, а во второй половине – граба. При этом в первой половине оптимума сохраняется много ели (до 80%), а во второй – ели и пихты (по 30–40%), в связи с чем количество пыльцы широколиственных пород обычно не превышает 50%. Ольха (до 40%) и орешник (не более 20%) образуют четкую кульминацию в первой половине межледниковья. Количество вымерших видов не превышает 4%, а экзотов – 11% (Шик, 2015). В оптимальные фазы лихвинского межледниковья в бассейне Верхнего Дона сначала преобладали дубово-грабовые, елово-пихтовые и грабово-буково-дубовые формации, а затем лесостепи с господством дубрав и грабово-вязово-дубовых ассоциаций. В составе характерных родов и видов, отражающих климато-фитоценотические особенности этих палеосообществ, присутствуют Tsuga canadensis, Picea s. Omorica, Pinus s. Cembra, P. s. Strobus, Juglans regia и другие плиоценовые реликты (Болиховская, 2004).

Принадлежность лихвинского межледниковья к первой половине среднего неоплейстоцена подтверждается данными изучения флоры из старичной фации аллювиальных отложений Лихвинского стратотипа у г. Чекалин, а также находками мелких млекопитающих (Разрезы…, 1977). В составе фауны отсутствуют субарктические виды мелких млекопитающих, но присутствует архаичная Arvicola mosbachensis, сменившая Mimomys intermedius. Лихвинские фауны характеризуются разнообразием видового состава, высокой численностью насекомоядных, рыжей полевки, присутствием лесных мышей. Эволюционно эти сообщества отличаются рядом особенностей. Так, впервые на Дону появляется и широко радирует группа Arvicola, которая представлена здесь архаичной A. mosbachensis. Резко падает численность Terricola, которая представлена видом, близким к современной T. subterraneus (Selys-Longchamps), хотя существенно отличается от последней по ряду признаков. Продолжает нарастать численность и разнообразие Microtus, появляются формы, близкие к современным M. agrestis L. и M. arvalis Pallas. Из состава землероек исчезает Drepanosorex. Несколько увеличивается в размерах Sorex ex gr. runtonensis Hinton и Neomys. Последняя приобретает переходный характер между ранненеоплейстоценовыми Lagurus transiens Janossy и современными L. Lagurus Pallas. В фаунах этого времени отсутствуют остатки холодолюбивых видов мелких млекопитающих (Агаджанян, 2009).

Калужский горизонт. Переход от лихвинского межледниковья к последующей днепровской (московской) ледниковой эпохе на Русской равнине характеризовался чередованием похолоданий и потеплений на протяжении длительного этапа. Выделяются не менее двух потеплений межстадиального ранга – кошинское и марьинское. Оледенение, следовавшее за лихвинским межледниковьем, скорее всего, не достигало центра Русской равнины. Отвечающий ему горизонт похолодания ледникового ранга, названный в региональной шкале калужским, хорошо выражен в Чекалинском разрезе, в бассейне Оки (рис. 1, табл. 1). Ему соответствует первое крупное продвижение ледникового покрова, названного печорским, поскольку льды продвигались из Новоземельского и Пай-Хойского центров. Он сопоставляется с ИКС 10, и во внеледниковой зоне ему отвечает борисоглебский горизонт лёсса, залегающий на инжавинской (лихвинской) почве и являющийся материнской породой для более молодой каменской межледниковой почвы, разделяющей печорский и последующий ледниковые этапы (табл. 1).

Эпоха калужского похолодания, связанная с максимумом первой послелихвинской, печорской, ледниковой эпохи, началась с этапа, который привел к развитию мелкополигонального растрескивания, свидетельствующего об усилении континентальности климата, а возможно, его аридизации на завершающих стадиях лихвинского межледниковья (Разрезы…, 1977; Глушанкова, 1994; Длусский, 2001). Печорскому оледенению соответствует ступинский палеокриогенный горизонт. В его раннюю фазу “а” кровля инжавинской почвы была нарушена солифлюкцией и ледогрунтовыми мелкополигональными структурами размером по вертикали около 1 м. В позднюю фазу “б” в некоторых разрезах появляются псевдоморфозы по ледяным жилам с размером по вертикали не более 2 м (Величко и др., 2004).

В наиболее холодные фазы на территории Окско-Донской лёссовой провинции господствовали ландшафты перигляциальной тундры, лесотундры, тундро-лесостепей и тундро-степей. Приледниковые районы были ареной расселения бореально-лесных растений, крио- и ксерофитов: лиственницы Larix sp., сосны обыкновенной Pinus sylvestris, березы пушистой и повислой Betula pubescens, B. pendula, кустарниковой березы B. fruticosa, карликовой березки Betula nana, ольховника Alnaster fruticosus, плаунка сибирского Selaginella sibirica, полыни подрода Seriphidium и др. В южной части внеледниковой зоны Русской равнины в это время доминировали перигляциальные ландшафты лесостепей и степей (Болиховская, 2004).

Чекалинский горизонт. Калужское похолодание сменилось потеплением межледникового ранга, названным чекалинским и сопоставляемым нами с ИКС 9 и началом ИКС 8, а также с каменской ископаемой почвой, сформированной в межледниковую эпоху, уступающую предшествующему лихвинскому межледниковью по теплообеспеченности (табл. 1, рис. 2).

Каменское межледниковье. Исследованиями последних лет существенно детализирована последовательность событий в интервале между горизонтом лихвинского межледниковья и горизонтом днепровской морены. Здесь в лёссовой серии, выше инжавинского педокомплекса, отвечающего лихвинскому межледниковью, был выделен еще один почвенный комплекс межледникового типа – каменский, содержащий, судя по разрезам Прилуки (в бассейне Днепра) и Рассказово (в бассейне Дона), фауну хазарского комплекса, представленную главным образом степными видами: Citellus sp., Lagurus ex gr., Lagurus, Microtus gregalis (Глушанкова, 1994, 2008; Маркова, 2004; табл. 1).

На протяжении межледниковья сформировался почвенный покров, в котором на севере Русской равнины 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 составляли почвы – возможные аналоги современных серых лесных, бурых лесных лессивированных, черноземовидных почв луговых степей, выщелоченных черноземов (рис. 2). Формирование почвенного покрова в бассейне Верхней Оки происходило в условиях лесных ландшафтов, в бассейне Верхнего Дона – в ландшафтах лесостепи на ранней стадии развития, на последующей стадии – под разнотравно-злаковыми степями с участками грабово-дубовых лесов, березняков и ольшаников, а в наиболее гумидную лесную фазу – под дубово-грабовыми, сосново-березовыми и ольховыми лесами (Глушанкова, 2004; Болиховская, 2004).

Для палинологической характеристики этого межледниковья нами были использованы материалы по Литве, где к ИКС 9 относятся хорошо изученные снайгупельские отложения. Для них характерен четко выраженный климатический оптимум с содержанием широколиственных пород до 50–60%. В первой половине оптимума они представлены только дубом (до 40%), липой (до 20%) и вязом (до 10%), которые появляются и кульминируют практически одновременно; граб (до 50%) появляется только во второй половине оптимума. Пихта полностью отсутствует, а количество пыльцы ели, даже во второй половине оптимума, не превышает 15%. Ольха и орешник образуют растянутый максимум между максимумами смешанного дубового леса и граба (ольхи до 60%, а орешника более 100% от суммы пыльцы остальных древесных пород). В составе дендрофлоры, по сравнению с флорами предыдущих межледниковий, резко сократилось участие плиоценовых реликтов. Наряду с широко распространенными древесными породами, на рассматриваемой территории встречались: Larix cf. decidua Mill., Abies cf. alba Mill., Pinus sec. Cembra, P. sec. Strobus, Picea sec. Omorica, Betula sec. Costatae, Tilia platyphyllos Scop., T. tomentosa Moench, Carpinus betulus L. (Кондратене, 1996).

Вологодский горизонт. Второе оледенение среднего неоплейстоцена – вологодское – сопоставляется нами с большей частью ИКС 8 (табл. 1). Вологодская морена, широко развитая на северо-западе Русской равнины, в последнее время была обнаружена в северной части Тверской и Ярославской областей, где на ней, как и севернее, залегают горкинские межледниковые отложения (Шик и др., 2009). По многочисленным скважинам установлено, что южнее морена с таким вещественным составом отсутствует (Грибченко, Немцова, 2001). По составу обломочного материала вологодская морена существенно отличается от вышележащей московской разности.

В лёссово-почвенных образованиях бассейна Дона вологодскому горизонту отвечает орчикский лёсс, служащий материнской породой для роменской почвы (табл. 1, рис. 2). Это похолодание характеризуется господством в северных ледниково-перигляциальных областях Восточно-Европейской лёссовой провинции перигляциальных тундр, лесотундр и степей.

Горкинский горизонт. Значительное потепление в ранге межледниковья фиксируется данными ЭПР-анализа около 220 тыс. лет назад и соответствует большей части ИКС 7. В эту эпоху на Русской равнине господствовали широколиственные и хвойно-широколиственные леса и формировались почвы с монолитным, слабо дифференцированным профилем, без признаков иллювиирования материала, в значительной степени оглеенные и криотурбированные (табл. 1). Палеопочвы, сформированные на маломощном орчикском лёссе, залегают в подошве днепровского лёсса и в разрезах Верхнего Дона, как правило, сближены с более древними почвами. В опорных разрезах бассейнов Сейма, Суры (разрезы Михайловка, Чирково) и Нижней Камы (разрезы Коминтерн, Раздольный, Татарская Чишма и др.) они образуют самостоятельный стратиграфический горизонт, отделяясь от нижележащей каменской почвы слоем лёссовидного суглинка (0.16–0.7 м), в значительной степени измененного педогенными процессами (рис. 1, 2, табл. 1). По сравнению с более древними средненеоплейстоценовыми почвами, они менее четко характеризуются как в генетическом, так и в климатостратиграфическом плане. Некоторые исследователи выделяют их как самостоятельное образование, придавая им межледниковый ранг, другие трактуют их как межстадиальное образование (Величко и др., 1997; Величко, Морозова, 2005; Глушанкова, 1994, 2008; Длусский, 2001; Болиховская, 2004). Слабая выраженность этой почвы, многими исследователями принимавшейся за межстадиальную, хорошо увязывается с низким содержанием пыльцы широколиственных пород в климатическом оптимуме горкинского межледниковья (Шик, 2014).

Пространственная неоднородность почв менее отчетливо выражена, по сравнению с почвами более древних эпох среднего неоплейстоцена. Можно предположить, что их изменение связано не со сменой характера почвообразования, а с условиями седиментации мелкозема и деформации профиля криогенной природы. В северных разрезах Окско-Донской лёссовой провинции роменская почва сильно нарушена, и на этом уровне выделяются оглеенные, криотурбированные образования 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 описаны фестончатые криогенные деформации, аналогичные сходным образованиям в современном деятельном слое на западе полуострова Ямал (Нечаев, 2005). Можно предположить, что современные аналоги тундрово-глеевых почв (глееземов) заключительной эпохи средненеоплейстоценового педогенеза находятся в ландшафтах Западно-Сибирской тундры.

Четкие морфотипические признаки роменской почвы установлены в почвенном покрове южной половины Русской 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, оглинивание, аккумуляция углекислых солей, высокая биогенная активность на фоне слабого гумусонакопления.

Согласно палинологическим данным, во время формирования роменской почвы в бассейне Оки доминировали леса с участием дуба, липы. В средней полосе Русской равнины содержание пыльцы широколиственных пород (дуба, вяза, липы) в палеопочве не превышает 15–20%, в других межледниковьях оно достигает 50–60% и присутствует пыльца граба, что свидетельствует о климате лишь немного теплее современного. В климатическом оптимуме количество пыльцы сосны достигает 40%, ели и березы – по 20%. Ольха (до 75% от суммы остальных древесных пород) кульминирует одновременно с широколиственными породами, а содержание пыльцы орешника не превышает 10%. По всему климатическому оптимуму присутствуют единичные пыльцевые зерна лиственницы. В составе преобладающей на протяжении всего потепления в бассейне Верхнего Дона лесной растительности постоянно участвовали грабинниково-дубовые, грабово-дубовые и хвойно-березовые леса (Шик и др., 2009; Шик, 2014, 2015).

Бедная по составу хазарская микротериофауна, извлеченная из кротовинного горизонта роменской почвы в разрезе Прилуки, указывает на существование открытых ландшафтов в долине р. Сула во время формирования почвенного покрова (Маркова, 2004).

Московский (днепровский) горизонт. Днепровско-московская ледниковая эпоха, соответствующая большей части ИКС 6, пришедшая на смену теплым эпохам, является максимальной в среднем неоплейстоцене (табл. 1). Она сопоставляется с заальской эпохой в Центральной Европе и подразделяется на две стадии – раннюю собственно днепровскую (аналог стадии дренте) и позднюю московскую (аналог стадии варта). Исследование органогенных осадков между днепровской и московской моренами в ледниковых районах и коррелятных им отложений в перигляциальных областях (курская почва) не позволяет выделить в этом хронологическом интервале межледниковых отложений.

В Лихвинском стратотипе к днепровско-московскому этапу относится мощная толща, состоящая из: 1) раннеднепровских водно-ледниковых алевритов; 2) трехслойной морены, отвечающей днепровской и московской стадиям оледенения и днепровско-московскому межстадиалу; 3) позднемосковских лёссовидных супесей. Костеносный горизонт с лемминговой фауной залегает во флювиогляциальных отложениях под днепровской мореной и выше лихвинской озерной толщи. В составе фауны преобладает копытный лемминг Dicrostonyx cf. simplicior Fejfar (Агаджанян, 1983). Для копытного лемминга среднего неоплейстоцена В.С. Зажигиным (2003) было предложено использовать название D. henseli. Однако это название было преоккупировано ранее для одного из морфотипов позднеплейстоценового копытного лемминга. Нельзя использовать название D. henseli для леммингов среднего неоплейстоцена без анализа количественного соотношения морфотипов строения моляров сопоставляемых популяций (Агаджанян, 2009).

В указанном местонахождении довольно высока численность серого лемминга Lemmus, полевки-экономки, узкочерепной полевки. Малочисленные виды чекалинской пеструшки представлены формой Lagurus transiens Janossy. Аналогичная фауна найдена в разрезе Черменино на Верхней Волге (рис. 1). Причем, в отличие от фауны местонахождения Чекалин, здесь в составе сообщества присутствует Arvicola. По структуре эмали зубы этой полевки имеют признаки Arvicola mosbachensis. К сожалению, малое количество материала не позволяет выполнить количественную оценку признака (Разрезы…, 1977). В ряде местонахождений ледниковой эпохи в бассейнах Дона, Сейма, Оки, Волги были обнаружены остатки типичных животных Субарктики и перигляциальных степей: Dicrostonyx simplicior, Lemmus sibiricus, Lagurus ex gr. lagurus, Microtus gregalis (Агаджанян, Глушанкова, 1987, 1989; Агаджанян, 2009).

В максимальную стадию развития ледниковый покров занимал обширные площади в северной части Русской равнины, проникая по долине Днепра на юг до устья р. Орель. Подобно другим ледниковым эпохам, в эпоху днепровского оледенения максимальное распространение имели тундро-степи.

Наиболее ранние криогенные деформации, относящиеся к первому криогенному горизонту днепровской ледниковой эпохи (инволюции, солифлюкции, мелкие псевдоморфозы по жильным льдам), отмечаются в роменской почве. Наряду с этим, в отложениях днепровской и московской холодных эпох достаточно широко распространены псевдоморфозы по жильным льдам, относящиеся к двум более молодым палеокриогенным горизонтам, непосредственно связанным с эпохой аградации днепровского ледникового покрова. При этом отмечается тенденция к развитию более крупных псевдоморфоз (~3 м по вертикали) в московском горизонте (Величко и др., 2004).

В наиболее полных разрезах оставленная ледником красновато-коричневая морена достигает мощности нескольких десятков метров. В Боровско-Тарусском районе она неоднородна по минералогическому составу глинистой фракции: нижний слой по своим параметрам близок к окской морене, тогда как верхний определяется максимальным для Чекалинского района содержанием гидрослюды (до 50–60%) и каолинита (~30%), при незначительном (до 20%) включении минералов с лабильной решеткой. Такой состав глинистой фракции свидетельствует о значительном влиянии на формирование днепровской морены удаленных питающих провинций по сравнению с местными (Разрезы …, 1977; Sudakova et al., 1995).

Поздний неоплейстоцен

Поздний неоплейстоцен представляет собой единый последний ледниково-межледниковый макроцикл, изучение которого имеет большое значение для эволюционного анализа современных природных условий. На территории Русской равнины он ознаменовался заметной перестройкой природной среды, выразившейся в усилении ритмичности и контрастности в изменении климата, в интенсивности и характере направленности педогенеза. Умеренный климат теплых и относительно теплых этапов сменялся периодически холодным, перигляциальным. Более контрастными стали и биоклиматические изменения на отдельных теплых и холодных этапах.

Поздненеоплейстоценовый этап является наиболее изученным в геологической истории Русской равнины. Тем не менее остается еще множество вопросов относительно хронологии и ландшафтно-климатических особенностей теплых и холодных этапов разного ранга для последних ~130 тыс. лет. Прежде всего они касаются интервала, отвечающего ИКС 5d–5a (табл. 1). Этот интервал отличается своеобразными климатическими условиями – чередованием значительных похолоданий, возможно с развитием небольших материковых оледенений, с потеплениями. При этом климат в средних широтах все это время оставался холоднее современного. Большинство исследователей относит его к валдайской (вюрмской, вислинской) ледниковой эпохе, с ранне- и поздневалдайскими мегастадиями (ИКС 4 и 2), разделенными продолжительным (около 25 тыс. лет) мегаинтерстадиалом (ИКС 3). Некоторые считают возможным включить его в состав микулинского межледниковья (Шик и др., 2006). Разногласия вызывает также вопрос о положении границ крупных стадий (“мегастадий”) валдайского оледенения (Спиридонова, 1983; Евзеров, 2002; Шик, 2008).

Максимальная мощность и наиболее сложное строение верхненеоплейстоценовых лёссов характерно для зоны их оптимального накопления в западном и центральном секторах Русской равнины. Эта зона включает в себя три уровня лёсса и три уровня ископаемых почв, два из которых образуют педокомплекс. Южнее мощность верхненеоплейстоценовой лёссовой толщи значительно уменьшается, упрощается ее строение. Наблюдается существенное сокращение мощностей валдайских лёссов с выклиниванием брянской палеопочвы (Глушанкова, 1994, 2008). В восточном секторе Русской равнины лёссовый покров не образует сплошного массива, а носит прерывистый и островной характер (Глушанкова, 2012, 2015; Глушанкова и др., 2017; Судакова и др., 2017). Граница его сплошного и прерывистого распространения в общих чертах совпадает с восточной периферией Окско-Донской равнины. Далее, вплоть до южного Предуралья, лёссовые отложения представлены в редких небольших массивах, где они имеют малые мощности. Исключение составляет территория Камской лёссовой провинции, где они покрывают значительную площадь междуречий, вскрываются в речных долинах, но отсутствуют на крутых склонах и самых высоких элементах рельефа. Их общая мощность неодинакова и, как правило, не превышает 25–30 м. В пределах водораздельной поверхности выделяется несколько распространенных типов лёссовых разрезов. Первый из них приурочен к современным водораздельным пространствам, которые в целом соответствуют древним доплейстоценовым водоразделам. Мощность лёссовой толщи на вершинных участках междуречий составляет 10 м и менее. На отдельных участках она уменьшается до 2.5 м. Второй тип приурочен к современным водораздельным участкам, соответствующим доплейстоценовым и плейстоценовым эрозионным понижениям в кровле коренных отложений татарского яруса и более молодым эрозионным понижениям в подстилающих озерно-аллювиальных отложениях, мощность которых достигает 22 м. Мощность лёссовой толщи здесь превышает 10 м, реже составляет 20 м и более. Третий тип разрезов приурочен к современным водоразделам, соответствующим глубоким эрозионным врезам в толщу подстилающих среднеплейстоценовых озерно-аллювиальных отложений, мощность которых незначительна. Местами они полностью размыты. Мощность лёссовой толщи здесь достигает 18 м и более (Glushankova, 2015).

Фауны мелких млекопитающих позднего неоплейстоцена, изученные А.К. Агаджаняном по сборам Г.В. Холмового в бассейне Оскола и Р.В. Красненкова в бассейне Верхнего Дона, отличаются рядом особенностей. Водяная полевка этих сообществ по своей морфологии напоминает современную Arvicola sapidus Miller Пиренейского полуострова. Почти повсеместно получает распространение Microtus agrestis L., которая по строению зубов еще не идентична современной пашенной полевке. В большинстве сообществ присутствует подземная полевка Terricola subterraneus (Selys–Longchamps), но численность ее очень низкая. По строению М₂ и М³ эта полевка еще отличается от современной Terricola subterraneus (Selys–Longchamps) центральных районов Русской равнины. В отличие от голоцена, в позднем неоплейстоцене бассейнов Дона и Верхней Волги повсеместное распространение имели узкочерепная полевка, желтая и обыкновенная пеструшка, степная пищуха, выхухоль (рис. 2).

Помимо перечисленных общих отличий эволюционного характера, различные фауны позднего неоплейстоцена имели свои региональные и экологические отличия, обусловленные, прежде всего, палеогеографическими условиями. Региональные отличия выражаются в том, что в бассейне Оскола и Верхнего Дона повсеместно присутствуют суслики, слепушонка, пеструшки и слепыш. В сообществах холодного времени бореальный элемент представлен лишь малочисленными представителями рода Lemmus. На Верхней Волге в сообществах позднего неоплейстоцена суслики и пеструшки очень редки, землерои Ellobius и Spalax вообще отсутствуют. Лемминги, напротив, обычны, а в фаунах максимума оледенения преобладает копытный лемминг Dicrostonyx henseli Hinton.

Микулинский горизонт. Исходя из стратиграфического положения, морфотипических показателей верхненеоплейстоценовых почв, подтвержденных биостратиграфическими данными, установлено их соответствие микулинскому (эемскому, рисс-вюрмскому, сангамонскому) межледниковью, сопоставляемому с ИКС 5e; интерстадиалу начала валдайской ледниковой эпохи (крутицкому, ИКС 5а), хронологически сопоставляемому с интерстадиалом брёруп; дунаевскому (брянскому) интерстадиалу ИКС 3 (Чеботарева, Макарычева, 1974) (табл. 1, рис. 2).

В основании верхненеоплейстоценовой лёссово-почвенной серии залегает педокомплекс, имеющий наибольшую стратиграфическую выдержанность по площади среди неоплейстоценовых почв и сопоставляемый с ИКС 5. В опорных разрезах древних междуречных пространств почвы ранневалдайского интерстадиала и микулинского межледниковья, как правило, наложены одна на другую и образуют мощный (1.0–3.95 м), сложнопостроенный педокомплекс (“мезинский”), нарушенный деформациями фазы “б” смоленского криогенного горизонта. Теплые эпохи почвообразования разделены периодом похолодания, сопровождавшимся лёссонакоплением (севский лёсс мощностью 0.3–1.0 м) и формированием деформаций фазы “а” смоленского криогенного горизонта. В подавляющем большинстве опорных разрезов лёсс в первоначальном виде не сохранился. Он переработан почвообразованием ранневалдайского интерстадиала и является материнской породой для почв этой эпохи (табл. 1, рис. 2). Стратиграфическое положение педокомплекса определяется развитием нижней (“салынской”) почвы либо непосредственно на ледниковых отложениях днепровского возраста, как в бассейне Верхней Оки (Чекалинский 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.) (рис. 1, 2).

На территории Окско-Донской лёссовой провинции, а также в бассейнах Средней Волги, Нижней Камы в ландшафтах микулинского межледниковья преобладало лесное суббореальное почвообразование, при активном участии процессов лессиважа, оглинения, поверхностного оглеения (рис. 2). Основной фон почвенного покрова в лесной зоне составляли текстурно-дифференцированные лессивированные почвы, возможные аналоги современных лювисолей, а на юго-западе равнины – аналоги бурых лесных лессивированных, бурых лесных псевдоглеевых почв. В настоящее время они составляют основной фон почвенного покрова Центральной и Средней Европы. В лесостепных ландшафтах почвенный покров этого времени характеризовался сложным строением. Он был представлен комбинациями западинных почв с резко дифференцированным по элювиально-иллювиальному типу профилем и почв лугово-черноземного генезиса. Степная зона была редуцирована. Она трансформировалась в лесостепь, а черноземовидные почвы занимали пространства на самом юге Русской равнины. По генетическим свойствам, а также по закономерностям географического размещения почвы микулинского межледниковья обнаруживают принципиальное сходство с почвами современной эпохи. Они почти идентичны современным почвам За-падной и Средней Европы, так называемым парабраунерде, лессиве, фалерде, псевдоглеи (Морозова, 1981).

В почвенном покрове микулинского межледниковья четко проявляется широтная зональность. Общий план почвенных зон обнаруживает сходство с существующими ныне зонами, отличаясь в основном тем, что на территории Окско-Донской равнины южная граница лесных почв была сдвинута на 75–100 км к югу, а древняя лесостепная зона продвигалась южнее на 200–250 км. В настоящее время здесь проходит граница между подзонами типичных и обыкновенных черноземов. Граница между подзонами северной и южной лесостепи проходила южнее на 100–150 км. Площадь степных почв была вдвое меньше по сравнению с современной эпохой. В этой зоне выделяются участки почв лесного генезиса (Глушанкова, 2004).

Наиболее широко распространенным в ландшафтах микулинского межледниковья был неморальный тип растительности, представленный формацией широколиственных лесов с доминантным положением граба обыкновенного (Carpinus betulus) или граба, дуба и липы. Южнее 52° с.ш. на большей части равнины леса сменялись лесостепными и степными ассоциациями. В лесостепной зоне роль граба в составе широколиственных лесов была гораздо большей, чем в настоящее время. Степной тип растительности занимал примерно ту же территорию, что и сейчас, но в фитоценотическом отношении существенно отличался. Основное отличие заключалось в том, что это были формации луговых степей в сочетании с формациями грабово-дубовых (на западе) и дубовых (на востоке) лесов. Общий план растительных зон в микулинское межледниковье в целом был сходен с существующими ныне зонами. Основное отличие заключалось в смещении границ лесной зоны к северу и к югу от современного их положения, в отсутствии растительности тундрового типа на севере Русской равнины и широком распространении севернее 60° с.ш. березовых и еловых лесов с бόльшим или меньшим участием дуба, граба и вяза (Гричук, 1989).

Сообщества мелких млекопитающих первой половины позднего неоплейстоцена, соответствующие микулинскому межледниковью, такие как Старый Оскол, Урыв-5, характеризуются присутствием землероек, выхухоли, лесных мышей, рыжей полевки, лесной сони. Аналогичные по составу фауны описаны в бассейне Сейма и Верхней Волги (Агаджанян, 2009). В целом они характеризуются таксономическим разнообразием и преобладанием видов хвойно-широколиственных лесов (рис. 1). Для подобной фауны из торфяника в местонахождении Черемошник на Верхней Волге (Агаджанян, 1972) получены датировки 114.2 и 115.5 тыс. лет (Rusakov et al., 2015).

Валдайский надгоризонт. В позднем неоплейстоцене Окско-Донской лёссовой провинции, помимо межледникового микулинского горизонта, выделяется валдайский надгоризонт, подразделяющийся на три горизонта, отвечающих двум крупным ледниковым стадиям или “мегастадиям” (калининский и осташковский горизонты) и разделяющему их длительному (более 25 тыс. лет) мегаинтерстадиалу (брянский, дунаевский) (табл. 1, рис. 2).

Для валдайского холодного этапа хорошо известны три палеокриогенных горизонта. Наиболее ранний из них – смоленский – представлен двумя фазами. В более раннюю фазу “а” кровля микулинской почвы была нарушена солифлюкцией и ледогрунтовыми мелкополигональными структурами размером по вертикали около 1 м. В более позднюю фазу “б” в некоторых разрезах появились псевдоморфозы по ледяным жилам с размером по вертикали не более 2 м. Владимирский палеокриогенный горизонт почти повсеместно нарушает профиль брянской ископаемой почвы деформациями типа пятен-медальонов, что может свидетельствовать об условиях, по крайней мере, южной периферии области сплошной многолетней мерзлоты. Наиболее суровые условия существовали в фазу “а” ярославского криогенного горизонта. Для этого времени характерны наиболее крупные псевдоморфозы по ледяным жилам, обнаруженные в толще над брянским, деснинским, лёссом, с размером по вертикали до 3–4 м, а иногда и более. Фаза “б” отвечает смягчению мерзлотно-климатических условий и, вероятно, условиям области прерывистой мерзлоты (Величко и др., 2004).

Теплый климат микулинского межледниковья постепенно сменился ранневалдайским похолоданием (~70–47 тыс. лет назад) с первой еще не очень суровой волной распространения мерзлотных процессов, с возникновением многолетней мерзлоты не только на севере, но и в средней части Русской равнины. Внутри валдайского ледникового климатического периода (~70–10 тыс. лет назад, ИКС 4–2), характеризующегося сменой нескольких потеплений и похолоданий, реконструировано две интерстадиальные эпохи педогенеза – ранневалдайская крутицкая (ИКС 5а) и средневалдайская брянская, коррелируемая с ИКС 3. Хроностратиграфическое положение почв ранневалдайского интерстадиала (верхнего члена мезинского педокомплекса), последовавшего за микулинским межледниковьем и кратковременным внутримезинским похолоданием, свидетельствует о том, что время их формирования совпадает с периодом смягчения климата, уступающим по термическим показателям микулинскому межледниковью.

Верхневолжский (крутицкий) интерстадиал. Длительное и сложное в палеогеографическом отношении время, последовавшее за микулинским межледниковьем, характеризовалось на начальных этапах многочисленными климатическими колебаниями – похолоданиями и потеплениями. Интервал смягчения климата, по термическим показателям уступающий микулинскому межледниковью, представлен в разрезах Окско-Донской лёссовой провинции почвой ранневалдайского (крутицкого) интерстадиала – верхнего члена полигенетического мезинского почвенного комплекса, сопоставляемого с ИКС 5a (табл. 1). К этому временному интервалу в пределах Средней Европы относят формирование верхних гумусированных почв полигенетических комплексов (аналогов мезинского педокомплекса), залегающих в основании вюрмских (вислинских) лёссов: Нетулиско 1 на Сандомирской возвышенности (Jersak, 1976; Konecka-Betley, 1994, 2001; Mojski, 2005), наумбургского и ломачского в Германии (Liberoth, 1964), гумусовых зон над рисс-вюрмской почвой в ФРГ (Semmel, 1973), ПК ІІ в Чехии, почвы Варнетон в Бельгии (Paepe et al., 1990) и др.

Результаты изучения почв ранневалдайского интерстадиала на территории бассейнов Дона, Днепра, Оки, Средней Волги, Нижней Камы свидетельствуют о почвообразовании в условиях открытых безлесных ландшафтов и формировании своеобразных почв, аналоги которых в современном почвенном покрове отсутствуют (рис. 2). Характер, направление педогенеза, строение почвенного покрова относительно микулинского межледниковья существенным образом изменилось. Морфологические признаки, основные показатели физико-химического состояния почв, в особенности однообразие свойств органического вещества (гуматно-кальциевый состав, слабая степень обуглероженности и окисленности высокоароматичных молекул гуминовых кислот), характеризующие почвообразование этой эпохи, указывают на относительное однообразие элементарных процессов педогенеза. Среди них явно доминировал дерновый процесс, способствовавший развитию почвенного покрова и почв с однотипным строением профиля, в котором гумусово-аккумулятивный горизонт почти повсеместно представлен темноокрашенным суглинком мощностью 0.6–1.5 м. Аналогами этих почв в современном почвенном покрове могут быть черноземовидные почвы под лугово-степной растительностью. Большинство зарубежных исследователей относят их к черноземам, однако отсутствие в профиле иллювиально-карбонатного горизонта противоречит этому. В это время наблюдается деградация лесной зоны, ослабление структуры природной зональности. В составе однообразного по строению почвенного покрова преобладали почвы черноземовидного генезиса. На заключительных этапах или уже после завершения почвообразования почвы крутицкого интерстадиала подверглись воздействию криогенных процессов (смоленская криогенная фаза “b”). В некоторых разрезах появились псевдоморфозы по ледяным жилам с размером по вертикали не более 2 м. Коренное отличие этой эпохи заключалось не только в однообразии почвенного покрова и общей выравненности природных условий на значительных площадях, но и в принципиально иной зональной структуре по сравнению с микулинским межледниковьем и с современностью. В это время отсутствовали широтные изменения почв.

Вслед за ранневалдайской эпохой педогенеза наступил период похолодания, сопровождавшийся лёссонакоплением в обстановке господства холодных гиперзональных условий. В перигляциальной области началу среднего валдая отвечает маломощный горизонт хотылевского лёсса, являющегося материнской породой для почв брянской эпохи (табл. 1). Время его формирования может быть отнесено к ИКС 4 и частично к ИКС 3. Это подтверждают полученные в последние годы датировки по OSL этого горизонта лёсса в Лихвинском стратотипическом разрезе (>70 ± 7 тыс. лет назад) и в разрезе Гололобово (34 ± 4 тыс. лет назад) в бассейне Оки (Little et al., 2002).

Дунаевский (брянский) интерстадиал. В интервале ~45–25 тыс. лет фиксируется этап смягчения климата с внутренними колебаниями от более теплых к более холодным условиям, который в целом рассматривается как средневалдайский мегаинтерстадиал. В ледниковой области это дунаевский интерстадиал (31–25 тыс. лет назад), а в лёссовой к нему относится брянский интерстадиал, сопоставляемый с верхней частью средневалдайского мегаинтерстадиала (поздняя фаза ИКС 3) и представленный брянской ископаемой почвой в центре и на востоке и дубновской почвой на юго-западе Русской равнины. В Западной и Центральной Европе к этому интерстадиалу относятся гляйнский комплекс (Fink, 1969), ПК 1 в Чехии (Smolikova, 1984), Кессельт в Бельгии (Paepe et al., 1990), сент-ромен во Франции, менде Е в Венгрии (Pecsi, 1991) и др. Хронологическое единство почв, генетически сопряженных между собой на значительной территории, установлено как по строению профиля типа А1–ВСа, в отдельных случаях – А1–ВСа–Сg, так и по характеру криогенных деформаций владимирского криогенного горизонта (мелкие структурные клиновидные деформации типа пятен-медальонов, солифлюкционные образования, характерные для центральных районов, и аструктурные образования, свойственные западным районам), нарушивших палеопочву, способствовавших перемешиванию почвенной массы и вторичному оглеению. Одновозрастность палеопочв подтверждается также многочисленными радиоуглеродными датами по однотипному материалу – препаратам гумусовых кислот из ископаемых почв и древесному углю из образцов в разрезах бассейнов р. Десна (Брянск – 24 920 + + 1800 лет назад (Мо-387), Мезин – 24 300 + 320 лет назад (ИГАН-88)); р. Сейм (Михайловка – 26 390 + + 900 лет назад (ИГРАН-333)); р. Ока (Фатьяновка – 22 300 + 250 лет назад (ИГРАН)); р. Дон (Новохоперск – 22 840 + 220 лет назад, ИГРАН)) и многих других. Они отражают верхний предел средневалдайского теплого интервала и генетическую сопряженность палеопочв в различных регионах Русской равнины (табл. 1, рис. 2).

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 (рис. 2). Он отличается от межледникового и современного почвенного покрова отсутствием развитых в настоящее время на территории Русской равнины почв, древние аналоги которых составляли основной фон почвенных покровов в микулинское межледниковье. Отсутствие прямых аналогов среди современных почв, противоречивость в сочетании признаков строения 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 упрощенное строение молекул гуминовых кислот, свойственные рассматриваемой почве, характерны для органического вещества широкого ряда современных почв от тундровых 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 экстраконтинентальными криоаридными условиями (Глушанкова, 1999, 2008). Принимая во внимание сказанное выше и исходя из полученных результатов, генетическая общность почв средневалдайского интервала на территории бассейнов Дона, Оки, Волги, Камы установлена на основе следующих признаков: 1) наличия гумусового горизонта с фульватным составом органического вещества; 2) присутствия иллювиально-карбонатного горизонта в основании профиля и ниже – признаков глеевого горизонта, не всегда четко проявляющегося; 3) увеличения глинистой фракции в профиле почв; 4) специфической ооидной агрегированности в микростроении. 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, в бассейне р. Лена. 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 (Глушанкова, 1994, 1998, 2004).

Исследования, проведенные в бассейне Десны, позволили установить в указанном выше диапазоне радиоуглеродных датировок не менее двух фаз педогенеза, а в бассейне Среднего Дона они подтвердили их разновозрастность и выявили наличие более ранних уровней в интервале ИКС 3 (Синицын, 2006). Исходя из сказанного, брянский горизонт в лёссовых разрезах высоких водоразделов и речных террас следует рассматривать как интегральный хроностратиграфический уровень, отражающий сложные события средневалдайского интерстадиала, соответствующего основной части ИКС 3. Брянский интервал завершается распространением волны криогенеза, зафиксированного в структуре владимирского криогенного горизонта, нарушившего почвенный комплекс и совпадающего, вероятно, с начальными этапами поздневалдайского оледенения (~24–10.3 тыс. лет назад). За пределами ледника располагалась обширная перигляциальная область. На водораздельных пространствах в субаэральной обстановке в это время шло интенсивное накопление лёссов. В долинах рек происходило формирование перигляциального аллювия. Спецификой природной обстановки этого времени было абсолютное преобладание седиментогенеза над почвообразованием, способствовавшее формированию своеобразных синлитогенных почв. В это время на Русской равнине 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 Окско-Донской лёссовой провинции, включает деснинский и алтыновский горизонты лёссов, разделенные уровнем слабого почвообразования – трубчевской почвой. Время их формирования сопоставляется с ИКС 2 (24–10 тыс. лет назад) (табл. 1). На суровые условия этого времени указывают наиболее крупные псевдоморфозы (до 4–5 м) по льдам ярославского криогенного горизонта, отражающие существование за весь неоплейстоцен криогенных условий, близких к тем, которые сейчас господствуют в Восточной Сибири. К этому времени произошла кардинальная перестройка в структуре природной среды с абсолютным преобладанием лёссонакопления. Повсеместное развитие получили криогенные полигональные системы, сплошь покрывавшие междуречные пространства. Климат этого этапа характеризуется как экстрааридный, суровый (Изменение…, 1999; Нечаев, 2005; Величко, 2012).

Сообщества мелких млекопитающих валдайской холодной эпохи характеризуются относительной бедностью видового состава и сочетанием тундровых и степных видов: леммингов, суслика, пеструшек, а в южных районах – тушканчиков. Фауна этого времени детально описана в местонахождении Черемошник на Верхней Волге. Отложения, из которых получены остатки леммингов и которые расположены над микулинским торфяником (Агаджанян, 1972, 1973), имеют датировки 27 480–19 790 тыс. лет (Rusakov et al., 2015).

Голоцен

Формирование современных ландшафтных зон на Русской 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 тыс. лет назад. 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 (Глушанкова, 2012).