Глава 7

ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ ПОЗДНЕГО КАЙНОЗОЯ ВОСТОЧНОЙ ЕВРОПЫ И СЕВЕРА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ. АНАЛИЗ ЭПОХ ПОХОЛОДАНИЙ

Материалы, рассмотренные в предыдущих главах, свидетельствуют о том, что важнейшей и определяющей причиной палеогеографических изменений на протяжении позднего кайнозоя явились тектонические (неотектонические) движения и обусловленные ими колебания уровня Мирового океана, выраженные обширнейшими трансгрессиями и регрессиями. Они развивались от конца миоцена - начала плиоцена до настоящего времени и охватывали огромные пространства севера Евразии и Полярного бассейна, сопрягаясь с колебаниями уровня океана Тетис, его окраинных морей - Черного и Каспийского.

Эти процессы, а также интенсивное вздымание обширных горных систем Средиземноморского и других альпийских поясов [Лазуков, 1989] наряду с астрономическими причинами [Ефимов, Заколдаев, Шпитальная, 1985] оказали решающее влияние на резкие изменения климата (распределение и колебание температур, влажности, количества атмосферных осадков, направление воздушных потоков и морских течений и т.д.). Они, в свою очередь, привели к возникновению, разрастанию и сокращению ледниковых покровов Евразиатского, а также Североамериканского, Антарктического, Гренландского, Исландского и ряда других ледников - покровных и горных, к развитию и деградации мерзлотных процессов.

Изменение абсолютных отметок уровней бассейнов, перемещение их береговых линий в пространстве, т.е. колебания главного, основного базиса эрозии, отразились на интенсивности проявления процессов денудации. Тектонические движения предопределили возникновение с конца миоцена нескольких генераций переуглубленных долин и, вместе с климатическими факторами, образование подробно описанных ранее специфических литологических и генетических особенностей строения комплекса осадков позднего кайнозоя, условий их залегания, стали причиной формирования перерывов.

Анализ и расшифровка этих материалов потребовали, как отмечалось выше, наряду с дальнейшими полевыми наблюдениями на ключевых участках и опорных разрезах применения многочисленных и разнообразных лабораторных методов и методик - традиционных (литологический, минералогический, спорово-пыльцевой и палеокарпологический анализы, исследование костных остатков, абсолютные датировки по ¹⁴С и др.) и новых, получивших массовое распространение или разработанных в 50-80-х гг. Важнейшими среди них явились такие, как палеомагнитный, микропалеонтологический (исследование фораминифер, остракод, диатомовых водорослей), палеотемпературный, геохимический (исследование солевого состава осадка), новейшие модификации абсолютного датирования, моделирование процессов осадконакопления, возникновения дислокаций и др.

В изучение позднекайнозойских отложений и в обобщение быстро накапливающихся данных наряду с геологами-стратиграфами, палеоботаниками, географами, палеозоологами, микропалеонтологами, археологами включились гляциологи, мерзлотоведы, почвоведы, геохимики, геофизики, физики и другие специалисты. Их совместная работа создала необходимые условия для применения комплекса методов - главного условия объективности выводов.

Появляется множество публикаций, посвященных различным проблемам геологии и палеогеографии плиоцена, плейстоцена и голоцена. Разрабатываются унифицированные стратиграфические и корреляционные схемы для всех крупных регионов бывшего СССР, основные из которых, утвержденные в качестве официальных Межведомственным стратиграфическим комитетом (МСК), приведены в табл. 1; создаются ряд обзорных карт четвертичных отложений, неотектонических, инженерно-геологических, палеогеографических и других, охватывающих всю названную территорию или отдельные ее регионы.

Как показывают все эти материалы, представления сторонников ледниковой теории по отношению к рассматриваемому нами региону на протяжении последних десятилетий постепенно изменяются.

Под воздействием новых, строго обоснованных данных, число которых быстро увеличивается, корректируются ранее существовавшие взгляды на возрастные соотношения между оледенениями и трансгрессиями (межледникрвье - трансгрессия, оледенение - регрессия). Даже наиболее последовательные защитники прежних представлений ныне соглашаются, что подобные соотношения, по крайней мере, не всегда столь однозначны.

Заметно более скромно оцениваются и масштабы проявления, и роль гляциоэвстатики в колебаниях уровня океана. Практически всеми ныне признано основное значение в этом процессе тектонического фактора, а сама амплитуда колебаний, по сравнению с принимавшейся ранее, увеличена в несколько раз. Происходит пересмотр оценок режима, характера проявления и абсолютных величин неотектонических движений на территориях, традиционно показываемых как области распространения покровных ледников, а также их роли в формировании  тектонических структур.

Все это неизбежно приводит к иной, нежели прежде, корреляции морских и континентальных отложений.

Вместе с тем оценки ареалов распространения плейстоценовых оледенений, интервалов времени их проявления продолжают сохраняться почти неизменными. Границы продвижения таких ледников, как днепровский, московский, поздневалдайский (осташковский), в пределах Русской равнины на всех и ныне публикуемых картах [Лазуков, 1989] остаются практически такими же, какими они изображались на картах 50-х гг. Они претерпевают лишь некоторые, в основном частные, уточнения. Важнейшие среди них касаются пересмотра возраста и корреляции ледниковых языков - днепровского и донского [Величко, Ударцев, Маркова и др., 1977], которые оказались разновозрастными, а также очень резкого сокращения контуров распространения ранневалдайского (калининского) ледника; граница наибольшего его продвижения переместилась ныне из района Валдая в пределы Финляндии.

Кроме того, ряд исследователей [Москвитин, 1958; Яхимович, 1990] время начала резких похолоданий и оледенений смещают в плиоцен; в Тимано-Уральском регионе выделяются похолодания или даже оледенения (одно или несколько) и в конце эоплейстоцена - апшероне (варандейская и сяттейская свиты, по Яхимович, Зархидзе, [1990]).

Однако палеогеография обширной зоны арктических и субарктических равнин и акваторий морей севера Евразии за последние десятилетия стала рассматриваться с позиций гляциомаринизма. Они приняты ныне, полностью или частично, большинством исследователей, ведущих средне- и крупномасштабное геологическое, инженерно-геологическое, гидрогеологическое, геоморфологическое картирование и поиски полезных ископаемых в толще позднего кайнозоя. К началу 90-х гг. на всем этом пространстве выделяется обширная область морских трансгрессий холодных ледовитых морей. Границы распространения ледников, как удалось установить при тщательном прослеживании их краевых образований, не выходили за пределы предгорий Полярного и Северного Урала, Пай-Хоя (материалы Поляруралгеологии и Главтюменьгеологии), а на шельфе шли вдоль береговых зон архипелагов Новая Земля, Земля Франца-Иосифа и о. Шпицберген (материалы ВНИИОкеангеологии). В результате проведения среднемасштабных и крупномасштабных геологических съемок в 80-е гг. заметно сокращены контуры покровного ледника на плато Путорана, доказана крайне низкая активность ледников Северной Земли, а также установлено отсутствие покровных ледников на Таймыре. Последнее оказалось неожиданным даже для сторонников концепции гляциомаринизма.

Детальные стратиграфические схемы, в которых отсутствуют выделявшиеся прежде горизонты морен, разработанные для позднего кайнозоя всей зоны трансгрессий Арктического бассейна группами геологов и палеонтологов под руководством В.В. Филиппова (север Архангельской области), В.С. Зархидзе и В.Л. Яхимович (Тимано-Печорский регион), П.П. Генералова (север Западной Сибири), основаны на результатах анализа цикличности, изучения фауны, микрофауны и микрофлоры, на данных абсолютных датировок, а для бассейна Печоры и на результатах палеомагнитных исследований. Они рассматривались и были одобрены на стратиграфическом совещании, проводившемся МСК в Свердловске весной 1990 г. Эти схемы достаточно уверенно коррелируют между собой. Эпохам похолоданий в плиоцене и плейстоцене в этих схемах соответствуют (полностью или частично) обширные трансгрессии ледовитых морей и разрастание покровных и полупокровных ледников в перечисленных выше горных районах и на островах Полярного бассейна. Созданы условия для составления единой трансрегиональной стратиграфической схемы позднего кайнозоя севера Евразии. Вместе с тем группа сторонников гляциальной теории (С.А. Архипов, В.И. Астахов, И.А. Волков, М.Н. Григорьев, М.Г. Гросвальд, Ф.А. Каплянская, В.Д. Тарноградский и др.) продолжает развивать для всего названного региона выдвинутую еще в 70-х гг. гипотезу о существовании на шельфах морей западного сектора Арктики (Баренцево, Карское и Лаптевых) в среднем и главным образом в позднем плейстоцене (в сартанское - поздневалдайское время) огромных ледниковых щитов мощностью до 2-2,5 км, лед которых, смещаясь на юг до 65-67° с. ш., перекрывал приморские низменности севера Европы, Западной и Восточной Сибири до района восточнее Лены (бухта Тикси).

Возрождение этой гипотезы было вызвано рядом фактов, не укладывавшихся в представления классической ледниковой теории. К числу важнейших среди них относятся: 1) массовые находки моллюсков, а также микрофауны и микрофлоры обычно достаточно хорошей сохранности практически по всему разрезу толщи позднего кайнозоя; 2) содержание солей в этих осадках и их химический состав, позволившие не только дополнительно обосновать морской генезис основной части разреза, но и выделить трансгрессивные и регрессивные фазы; 3) нахождение в толще позднего кайнозоя приморских равнин Севера прослоев, содержащих глауконит; 4) значительный процент в составе крупнообломочного материала, заключенного в пачках диамиктона («морен») хорошо окатанных галек и валунов (III и IV классы), несущих следы длительной водной обработки, а также целый ряд других литологических и фациальных особенностей толщи, подробно рассмотренных нами в предыдущих главах.

Существование огромных шельфовых ледников сторонники этой гипотезы обосновывают следующими доказательствами: широким развитием на приморских равнинах севера Евразии холмисто-грядовых форм рельефа и почти повсеместной дислоцированности позднекайнозойских и палеогеновых (в Западной Сибири), а также меловых и юрских осадков, трактуемых ими как результат воздействия надвигавшихся с шельфа масс льда. Они считают, что все или почти все выходы на поверхность пород палеогена и мела, например на севере Западной Сибири и в Енисей-Хатангском прогибе, представляют собой гигантские отторженцы; фауна, микрофауна и микрофлора, присутствующая в позднекайнозойской толще, полностью переотложена, а солевой состав и нахождение зерен глауконита являются результатом захвата их ледником из осадков, лежавших на дне моря, по которому двигался ледник. Наличие крупнообломочного материала и высокая степень окатанности значительной части обломков, слагающих горизонты «морен», трактуются ими как следствие многократного переотложения и переноса его вначале из областей, сложенных кристаллическими или древними осадочными и метаморфическими породами Скандинавского и Кольского п-овов, Тимана, Урала, Пай-Хоя, Новоземельского и других архипелагов Северного Ледовитого океана, на современный шельф еще до начала формирования здесь ледниковых щитов и затем перемещения его льдом на приморские равнины Севера. Однако ни одно из этих доказательств не выдерживает критики.

Прежде всего, по существующим представлениям сторонников гляциализма, в том числе и названных выше защитников шельфовых ледников Северного Ледовитого океана, накопление здесь этих гигантских объемов льда привело бы, в соответствии с ледниковой теорией, к прогибанию дна морей на 1000-1200 м, т.е. основание ледников оказалось бы погруженным, с учетом первичной глубины дна на шельфе, на 1300-1500 м. Следовательно, двигаясь на юг, гипотетические ледники Баренцевского, Карского и Лаптевского центров должны были бы перемещаться на сотни километров снизу вверх по склону, поднимаясь на 1,5 км. Ни один из существующих ныне ледников Земли, покровных или горных, подобными особенностями не обладает. Энергетические расчеты (а они не были проведены) показали бы абсурдность подобных построений.

Дно всех перечисленных морей, кроме узкой зоны, прилегающей к берегам Скандинавского и Кольского п-овов, где развиты кристаллические, метаморфические и сильно уплотненные осадочные породы архея, протерозоя и палеозоя, сложено слабо литифицированными породами триаса, юры и главным образом мела, а в пределах Карского моря, на небольших площадях, - и палеогена. Они представлены глинами, аргиллитами, алевролитами и песчаниками. Лишь на крайнем севере Баренцева моря, в районе архипелага Земли Франца-Иосифа, в составе триаса имеются силлы и дайки основных пород. Поэтому невозможно объяснить приносом с шельфа широкое распространение в «моренах» Архангельского Севера и Тимано-Печорского региона гравия, гальки, валунов и глыб, сложенных кристаллическими и метаморфическими породами главным образом Скандинавского и Кольского комплексов, а также плотными палеозойскими осадочными и метаморфическими породами с Урала, Пай-Хоя и Новой Земли. Еще менее достоверна эта идея для равнины севера Западной Сибири. Как подробно рассматривалось в главе 2, обломочный материал в западной ее половине (до р. Пур) представлен преимущественно уральскими породами, а в восточной - центрально-сибирскими и таймырскими.

Если же принять концепцию сторонников шельфовых покровов о двухстадийном перемещении обломков - вначале огромный по масштабам снос на шельф, а затем транспортировка ледником на материк, то необходимо было бы признать существование эпохи огромных по масштабам поднятий всех областей, откуда происходил снос, и их разрушения. Однако какого-либо отчетливого этапа резкого усиления эрозионных процессов в меловом периоде, палеогене и миоцене во всех районах, откуда принесен обломочный материал, выделить нельзя. Широчайшее развитие здесь имеют и меловые, и палеоген-миоценовые коры выветривания, подробно изученные и описанные. Они не могли сохраниться, если бы проявился такой мощнейший эрозионный цикл.

Например, хорошо сохранились останцы высотой до 34 м в бассейне Верхней Печоры (рис. 49).

Не получают объяснения и приводимые в многочисленных статьях защитников названной гипотезы все остальные перечислявшиеся выше особенности позднекайнозойских толщ севера Евразии. Это касается и органических остатков, находимых в них, и степени сохранности раковин, створок, панцирей, а главное - достаточно четких различий комплексов, устанавливаемых палеонтологами в горизонтах и свитах разного возраста, их тесной связи с определенными литолого-фациальными условиями накопления осадка - глубинами, температурами вод, их соленостью, скоростями течений и т.д. А в карьере у с. Карпогоры в «озерно-ледниковых» отложениях был найден почти целый скелет кита (рис. 50).

Не подтверждаются и представления о ледниковом генезисе холмисто-грядовых форм, о гляциальной природе дислокаций, ныне изученных весьма детально [Крапивнер, 1986] и прослеженных сейсмикой на глубину более 2 км, а также о массовом распространении гигантских отторженцев.

Противоречит всем рассматриваемым построениям и существование комплекса морских террас, имеющих широчайшее развитие и охватывающих возрастной интервал от плиоцена до голоцена, которые, как мы уже отмечали ранее, не могли бы сохраниться при надвигании шелъфовых ледников на прибрежные равнины.

Все эти вопросы подробно освещались нами в предыдущих главах, и нет необходимости продолжать дальнейшую критику этой достаточно фантастической гипотезы, с непонятным упорством защищаемой ее последователями.

Вернемся к основной теме нашей главы, к рассмотрению палеогеографических условий позднего кайнозоя европейской, части бывшего СССР и севера Сибири, к анализу эпох похолоданий и, очень кратко, - потеплений климата с позиций как гляциальной, так и ледово-морской концепции.

Только за последние 20 лет описанию палеогеографии указанных регионов было посвящено множество работ, одно лишь перечисление авторов которых заняло бы несколько страниц. Важнейшими среди них, обобщающими материалы десятков и сотен исследований, явились монографии, атласы и сборники статей [Геохронология..., 1974; Асеев, 1974; Палеогеография..., 1975; Палеогеография..., 1978; Природа..., 1981; Палеогеография..., 1982; Геологические события..., 1985; Лазуков, 1989; Зубаков, 1990], а также ряд карт и публикаций по отдельным территориям (Западная и Восточная Сибирь, Украина, Прибалтика, Беларусь, центральные области Русской равнины, северо-западный регион России, Карелия, Кольский п-ов, приморские равнины севера Евразии, Предуралье, от Прикаспия до верховьев Печоры, северное Приаралье). На многие из них мы уже ссылались в соответствующих главах. Полный список использованных источников, среди которых существенную часть составляют малоизвестные, почти не подвергавшиеся рассмотрению, опубликованные в местных журналах и ученых записках вузов, приведен в конце монографии.

Анализ всех этих материалов позволяет выделить несколько наиболее характерных этапов усиления дифференцированных тектонических движений, обусловленных ими значительных трансгрессий и регрессий Черного и Каспийского морей и сопряженных с ними колебаний уровня Арктического бассейна, приводящих к резким климатическим и палеогеографическим изменениям.

Для важнейших из них, касающихся анализируемых нами эпох похолоданий, составлены картосхемы, на которых показаны (конечно, в достаточно обобщенном виде, с учетом имеющихся материалов) палеогеографические обстановки, существовавшие в границах рассматриваемого региона для каждого временного интервала.

Описание всех этих картосхем проведено не только на основе концепции гляциомаринизма, но и с показом и анализом прежних построений, базировавшихся на классической ледниковой теории; сделаны попытки истолкования наблюдаемых противоречий, выделены вопросы, остающиеся неясными или пока не получившие объяснения.

Таких картосхем - семь. Они иллюстрируют следующие возрастные рубежи, абсолютные даты каждого из которых приведены по В.Л. Яхимович, Е.А. Блудоровой, В.Я. Жидовинову и др., [1985]; Г.И. Лазукову, [1989]; В.А. Зубакову, [1990].

1. Конец миоцена - начало плиоцена. Время великой позднекайнозойской регрессии. Абсолютные даты 6,1-5,9 млн лет.

2. Ранний плиоцен - начало киммерия. Время завершения просундуйской трансгрессии Арктического бассейна и первого плиоценового похолодания и оледенения. Абсолютные даты 5,4-5,3 млн лет.

3. Поздний плиоцен. Максимум среднеакчагыльской трансгрессии Каспия и колвинской трансгрессии Полярного бассейна. Абсолютные даты 2,9-2,6 млн лет.

4. Эоплейстоцен. Средний - поздний ашперон. Время двух резких похолоданий, разделенных потеплением (дзукийское, наревское, березинское, донское, окское (?) оледенения); хайпудырское и варандейское время. Абсолютные даты 1,0-0,7 млн лет.

5. Средний плейстоцен. Время днепровского, самарского похолодания и оледенения. Абсолютные даты 300 - 250 - 240 тыс. лет.

6. Средний плейстоцен. Время сожского, московского, тазовского похолодания, оледенения и трансгрессии. Абсолютные даты 210 - 170 - 120 тыс. лет.

7. Верхний плейстоцен. Время поозерского, осташковского, сартанского похолодания и оледенения. Абсолютные даты 24 - 10 тыс. лет.

Общее описание палеогеографических условий охватывает более широкий возрастной диапазон, начиная с конца миоцена - рубежа, ознаменовавшегося активным проявлением тектонических движений, охвативших Понто-Каспийский бассейн, всю восточную половину Русской плиты, Полярный бассейн и регионы севера Сибири - до голоцена включительно.

Для временных интервалов, соответствующих эпохам потепления (межледниковьям), картосхемы не приводятся, так как каких-либо принципиальных изменений по сравнению с многочисленными публиковавшимися ранее картами и расхождений с представлениями их авторов у нас нет.

7.1. КОНЕЦ МИОЦЕНА - НАЧАЛО ПОЗДНЕГО ПЛИОЦЕНА (АКЧАГЫЛА). АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ 6,1-3,9 МЛН ЛЕТ НАЗАД

В составе плиоцена нами выделяются два подотдела - нижний и верхний. К нижнему отнесены поздний понт и киммерий, к верхнему - акчагыл [Историческая геология, 1985]. Апшерон отнесен к эоплейстоцену. Конец миоцена и начало плиоцена - время максимума великой, наиболее обширной за весь кайнозой регрессии Мирового океана, изменения его емкости, обусловленной, как отмечалось выше, разрастанием коры в зонах рифтогенеза, блоковыми, преимущественно восходящими движениями континентальных плит и, в частности, Восточно-Европейской и Сибирской. Все это вызвало кардинальные изменения положения береговой линии Северного Ледовитого океана и заметное - краевых морей Паратетиса - Черного-Азовского и Каспийского, увеличение средних высот суши, степени ее расчлененности. Результатом этого явилось возникновение на севере - в Арктике и Субарктике и на юге - в Причерноморье и Прикаспии, на юге Русской равнины и в Прибалтике обширных систем переуглубленных долин как следствие снижения главного базиса эрозии - уровня Мирового океана.

Палеогеографию этого достаточно продолжительного временного интервала иллюстрируют две картосхемы; на первой из них (рис. 51) показаны условия времени максимального распространения регрессии Полярного бассейна конца миоцена - начала плиоцена, на второй (рис. 52) - время первого раннеплиоценового похолодания.

Рассмотрим имеющиеся материалы несколько более подробно.

Понто-Каспийский бассейн. В позднем миоцене в результате начавшейся регрессии этот бассейн испытывает заметное опреснение, что отражается в комплексе населяющей его фауны. Осушаются значительные площади северного Причерноморья, юга Украины и северного Прикаспия, где формируется комплекс озерно-аллювиальных и лагунных осадков. В конце позднего миоцена регрессия сменяется кратковременной трансгрессией. Мощные вздымания гор Кавказа приводят к возникновению здесь горного оледенения, к накоплению в его предгорьях, в бассейнах Кубани и Терека грубообломочного материала - молассы.

Продолжает существовать Прикарпатский пролив Самарского моря [Палеогеография СССР, 1975, т. 4], располагавшийся на юге Украины и в Молдове; Крымские горы представляли собой остров, а Азовский и Украинский кристаллические массивы - полуострова. Последний отделялся от Среднерусской возвышенности обширным сильно опресненным заливом, переходившим к северу в систему озер, охватывавших бассейны нижнего и среднего Днепра и Припяти.

В первой половине раннего плиоцена регрессия южных морей, прерываемая лишь кратковременными, незначительными трансгрессиями, продолжается и усиливается. Контуры Черного и Азовского морей постепенно приближаются к их современным очертаниям.

В конце раннего плиоцена Каспийское море отделяется от Понта, ограничиваясь пределами только южной его впадины, образуя Балаханское оз., уровень которого находился на отметках минус 500 м [Милановский, 1963] - см. рис. 51. В Причерноморье и Прикаспии накапливается толща лессов, а также аллювиальных и озерно-аллювиальных осадков, слагающих современные, наиболее высокие речные террасы. Начиная с конца миоцена отмечаются постепенно прогрессирующее похолодание и аридизация климата, фиксируемая распространением растительности сухих степей и соответствующего комплекса наземной фауны. В середине раннего плиоцена расширяется площадь горных ледников Кавказа (см. рис. 52).

Юг Восточно-Европейской равнины. Здесь уже с самого начала плиоцена существует широкая аллювиальная равнина Кинель-реки, а также долины палео-Волги, палео-Камы, палео-Белой и палео-Урала с их главными притоками, а западнее - палео-Дона и палео-Днепра.

Беларусь. В ее пределах, главным образом на юге, в Брестской и Припятской впадинах, в раннем - среднем миоцене в условиях климата, близкого к субтропическому, формируются коры выветривания, а затем идет накопление достаточно мощной аллювиально-озерной, существенно угленосной бриневской свиты, сменяющейся в позднем миоцене - раннем плиоцене широко распространенными на всей этой территории озерными, преимущественно глинистыми осадками (см. рис. 51), формировавшимися в обширных пресноводных озерах и подпруженных речных долинах [Ажгиревич, Бурлак, Зинова, 1989]. Это время именуется «великим озерно-трансгрессивным этапом». С конца миоцена до конца раннего плиоцена включительно и здесь отмечается постепенное похолодание климата. В северной и центральной Беларуси доплейстоценовые долины, имеющие глубину до 100 м, простираются в западно-северо-западном направлении [Вальчик, 1989].

Прибалтика, северо-западные районы России, Карелия и Кольский п-ов. В позднем миоцене и на протяжении раннего плиоцена, насколько можно судить по весьма немногочисленным материалам, в этих регионах развивается постепенно прогрессирующее похолодание. На водоразделах образуются маломощные, преимущественно щебнисто-глинистые коры выветривания [Киселев, 1978, 1979], формируется система переуглубленных речных долин, дно которых фиксируется на отметках от минус 50-60 до минус 180-200 м и ниже. Многие из них приурочены к зонам тектонических нарушений [Мийдел, 1966; Таваст, 1981].

Вполне вероятно, что часть осадков, выполняющих эти долины и понижения в рельефе коренных пород, - самые низы аллювиально-озерной толщи, сопоставляемой ныне или с эоплейстоценом, или с нижним (доледниковым) плейстоценом, в дальнейшем, после детального ее изучения с применением палеомагнитного метода, будет отнесена к неогену, к верхам миоцена, или, что более вероятно, к нижнему плиоцену, так как невозможно представить, что осадки всего этого возрастного интервала здесь полностью отсутствуют. К такому взгляду нас приводят и сопоставления с разрезами европейского севера.

Центральные районы Русской равнины, бассейны Верхней Волги и Оки. Проведенными здесь исследованиями [Москвитин, 1976; Разрезы..., 1977; Лазуков, 1989] для времени, предшествовавшего плейстоцену, установлено существование расчлененного рельефа, прослежена система переуглубленных долин, открывающихся на север и северо-запад к Молого-Шекснинскому понижению, в сторону Ладоги и Онеги. Так, например, древняя долина, совпадающая в целом с современной Волгой в ее верхнем течении, на пространстве от г. Тутаева (район Ярославля) до г. Рыбинска имеет уклон, обратный наблюдаемому ныне.

О возрасте нижних горизонтов аллювия, залегающих на дне эрозионных долин, дают возможность судить пока лишь немногочисленные находки флоры, определявшиеся П.А. Никитиным и П.И. Дорофеевым. Так, в районе Муром - Арзамас, в среднем течении Оки, как указывает А.В. Сиднев [1985], П.И. Дорофеевым были обнаружены флористические комплексы, позволяющие отнести содержащие их осадки к позднему миоцену - интервалу от сармата до понта, что указывает на время формирования гидрографической сети и палеорельефа. Возраст верхних его горизонтов остался не установленным; не исключено отнесение их к нижнему плиоцену.

Южнее, в районе Калачской возвышенности и Окско-Донской низменности, в бассейне среднего и верхнего течения Дона, по данным Ю.М. Иосифовой [1971], отложения среднего - верхнего миоцена и нижнего плиоцена (усманские и кривоборские слои) представляют собой закономерное сочетание лиманно-морских ингрессионных, озерно-аллювиальных, аллювиальных и болотных отложений, образующих комплекс ряда прислоненных погребенных террас. Толща их сложена преимущественно песками и имеет в основании базальный горизонт с галькой и валунами местных пород. Здесь встречены и пласты темных глин, и линзы лигнита, в нижней миоценовой части разреза - алевриты, содержащие глауконит, а северо-западнее Тамбова - линзы морских диатомитов. Эти ингрессионно-лиманно-морские отложения прослежены до истоков Оки, где они фациально замещаются континентальными отложениями.

Северный Прикаспий, Нижнее и Среднее Поволжье, Предуралье и Горный Урал (Южный и Средний). Данных о палеогеографических условиях, существовавших здесь в конце миоцена, и особенно в раннем плиоцене, значительно больше. Они рассмотрены в серии работ крупнейшего знатока позднего кайнозоя этих регионов В.Л. Яхимович и большой группы ее учеников, сотрудников и последователей (1958-1988 и др.). Основная их часть обобщена в сборнике, составленном под ее руководством [Геологические события..., 1985] и в монографии А.В. Сиднева [1985]. Важно сказать, что опорные разрезы были изучены здесь с использованием метода палеомагнитных корреляций.

Как отмечается во всех этих работах, в конце миоцена, и особенно в начале плиоцена (см. рис. 51) вся территория востока Восточно-Европейской равнины, Предуралья, Южного и Среднего Урала испытала несколько волн поднятий. Высота гор Южного Урала увеличилась на 600 м. Общий Сырт достиг отметок около 400 м. Происходит глубокое врезание речной сети и мощное расчленение рельефа. Этому способствует отмечавшееся выше резкое (до минус 500 м) падение уровня Каспия, а также понижение уровня Полярного бассейна до отметок минус 250-200 м. Поверхность водоразделов, как это видно на приводимых А.В. Сидневым картах доплиоценового рельефа, возвышается над днищами переуглубленных долин на 300-500 м. Сами эти палеодолины по своему положению, за некоторыми исключениями (Волга ниже Жигулей), наследуют современные долины Волги, Камы, Урала и их крупных притоков - Унжи, Ветлуги, Вятки, Белой, Сакмары и др.

Как указывает В.Л. Яхимович, плановое расположение ряда речных долин, в частности палео-Белой, несомненно, имеет тектоническую природу.

Возраст нижних горизонтов аллювия, залегающего у дна эрозионных врезов в долинах палео-Волги, палео-Белой, определяется находками теплолюбивой флоры. По утверждению изучавших ее П.А. Никитина и П.И. Дорофеева, она близка к мэотической или известной из пограничных слоев сармата и понта, что позволяет установить время формирования переуглубленных долин. Помимо аллювия эти осадки представлены озерными, а также лиманными пресноводными и солоновато-водными фациями. Отложение их началось, видимо, в конце понта и продолжалось вплоть до позднего плиоцена - акчагыла [Кайнозой..., 1965, 1970]. Накопление осадков происходило в несколько фаз, разделенных перерывами, отмеченными базальными горизонтами, наиболее четкий из которых расположен на границе миоцена и плиоцена, т.е. в основании I чебеньковского горизонта, выделенного В.Л. Яхимович на Нижней Волге, и шешминского - на Каме.

Отмечается постепенное иссушение и похолодание климата. Максимум этого достаточно длительного похолодания (интервал от 5,4 до 5,3 млн лет) по времени соответствует середине раннего киммерия - концу образования II чебеньковского горизонта. Ему, по В.К. Немковой, соответствует формирование березового редколесья на территории Южного и Среднего Предуралья.

Район Урало-Тиманского стыка. Севернее устья р. Вишеры, на Печоро-Вычегодско-Камском междуречье, в 1964-1972 гг. работами коллективов исследователей под руководством В.Е. Сатина [1984] и В.Л. Яхимович была прослежена на 200 км меридионально вытянутая древняя довольно узкая долина, проходящая через Южную и Северную Кельтму и Чусовское оз. и соединяющая бассейн Верхней Камы с верховьями Вычегды (бассейн Северной Двины) и верховьями Печоры. Ее днище, по-видимому, совпадающее с крупным тектоническим нарушением, находится на отметках от 15-30 до 60-70 м и имеет относительную глубину до 160 м. В основании разреза этой долины описаны песчано-глинистые отложения, возраст которых, судя по остаткам флоры, определенной П.А. Никитиным и П.И. Дорофеевым, - от мэотиса до раннего плиоцена. Эти отложения представляют собой осадки обширного озерного водоема или речной системы, подтопленной в результате распространения в бассейне Печоры просундуйской трансгрессии Полярного бассейна; последняя более подробно будет охарактеризована непосредственно ниже.

Приморские равнины севера Евразии. Условия осадконакопления и формирования рельефа, существовавшие здесь на протяжении всего позднего кайнозоя начиная с конца миоцена, как показали исследования последних десятилетий, результаты которых достаточно подробно рассмотрены в предыдущих главах, были весьма близкими и различались лишь в частностях. Это позволяет дать общее описание палеогеографии всей огромной зоны, получившей в литературе наименование «зоны морских трансгрессий Полярного бассейна». Она включает Архангельский Север (бассейны Онеги, Северной Двины, Мезени), Тимано-Печорский регион (бассейны Печоры и Усы), Западно-Сибирскую равнину, севернее Сибирских Увалов, и низменность, протянувшуюся между низовьями Енисея и Хатангеким заливом, а также шельфы Баренцева, Карского морей и моря Лаптевых.

На равнинах Архангельского Севера конец миоцена и, вероятно, самое начало плиоцена, по данным В.В. Филиппова [1988], - время формирования переуглубленных долин, днища которых вскрыты скважинами на отметках до минус 120 м. Они выходят на шельф, где прослежены до его края. Их расположение на всем шельфе Полярного бассейна показано в соответствии с картой, составленной А.Н. Ласточкиным [1977б], - см. рис. 51. На водоразделах формируются щебнисто-глинистые коры выветривания.

На протяжении раннего плиоцена, в условиях нарастающего похолодания климата, развивается мощная трансгрессия вод Полярного бассейна, постепенно распространяющаяся по переуглубленным долинам, где отлагается маломощная (от 1-2 до 30-50 м) толща песков, алевритов и глин, включающая в низах щебень подстилающих пород, содержащих фауну фораминифер и обломки раковин моллюсков. Она ограничена перерывом в осадконакоплении и поверхностью размыва.

Тимано-Печорский регион, где строение разреза изучено наиболее детально и комплексно, включая и данные палеомагнитных исследований [Яхимович, Немкова, Семенов, 1973; Суздальский, 1976; Барановская, Зархидзе, 1985; Яхимович, Зархидзе, 1990], может служить эталоном, позволяющим наиболее подробно восстановить детали палеогеографических обстановок, существовавших в зоне морских трансгрессий на протяжении всего позднего кайнозоя.

В конце миоцена и на рубеже миоцена и раннего плиоцена обширнейшая регрессия, приведшая к осушению всего шельфа, сменяется трансгрессией (просундуйской), в результате которой Полярный бассейн включается в систему глобальной циркуляции вод Мирового океана. В переуглубленных долинах формируются содержащие глауконит песчано-алевритоглинистые литоральные и сублиторальные осадки с фауной моллюсков и фораминифер. Конец времени распространения этой трансгрессии знаменуется резким похолоданием - формированием растительных сообществ, близких к перигляциальным. Не исключено, что в горах Полярного и Приполярного Урала, Пай-Хоя и Новой Земли данному интервалу (5400-5300 тыс. лет) соответствует горное оледенение. В.С. Зархидзе в работах конца 80-х гг. не исключает формирование в это время ледяных шапок и на возвышенностях Баренцевоморского шельфа (Персея, Альбанова, Центрально-Баренцевской), и на островах Адмиралтейства, Земли Франца-Иосифа и Новой Земли.

Перерыв в осадконакоплении, соответствующий кратковременной, но глубокой регрессии, вновь сменяется мошной колвинской трансгрессией, продолжавшейся не только до конца раннего плиоцена, но и в раннем акчагыле. Формируется мощная толща морских осадков колвинской серии, в составе которой ныне выделяется несколько свит, отражающих изменение условий осадконакопления - колебания уровня и глубин бассейна и температуры его вод. Глины, алевриты, пески, а в верхах разреза и пачки диамиктона содержат богатые комплексы фораминифер, детально изученных О.Ф. Барановской и Л.А. Тверской, моллюсков, определенных В.С. Зархидзе, а также остракод и диатомовых водорослей. Одно из наиболее заметных изменений гидрологических обстановок, отмеченных для середины колвинского времени, по-видимому, свидетельствует о значительном снижении уровня этого бассейна, его регрессии. В целом оно совпадает с границей нижнего и верхнего плиоцена. В.Л. Яхимович, Е.А. Блудорова, Н.Я. Жидовинов и др. [1985] в обширной таблице, иллюстрирующей их публикацию, выделяют в составе единой колвинской трансгрессии ее нижний максимум под названием киммерийской и верхний - под названием раннеакчагыльской (карламанской) трансгрессии.

Северная половина Западно-Сибирской и Енисей-Хатангская низменность. Здесь палеогеографические условия конца миоцена - раннего плиоцена близки к описанным для равнин севера Европы [Рекомендации..., 1989; Генералов, 1982б, 1983б; Барановская, Зархидзе, 1985]. Наиболее заметным отличием является необычно низкий уровень днищ переуглубленных долин, выходящих на шельф (Ямал, мыс Каменный - до минус 340 м, низовья Енисея - до минус 280 м), что, несомненно, представляет следствие неотектонических опусканий, происходящих на этих участках и ныне.

В соответствии с новейшей схемой, разработанной П.П. Генераловым и его сотрудниками [Рекомендации..., 1989], наиболее низкие горизонты позднекайнозойской толщи, знаменующие начало обширнейшей трансгрессии, представлены осадками шурышкарской свиты - мощной толщи песков, алевритов, глин и диамиктонов, заключающей фауну фораминифер и моллюсков. Она лежит на расчлененной поверхности, сложенной меловыми, палеогеновыми и нижне-среднемиоценовыми (пелымская свита) породами.

Наиболее вероятно, что нижняя часть этой пока еще слабо изученной толщи, выполняющей переуглубленные долины, по времени формирования может быть сопоставлена с просундуйской и началом колвинской трансгрессии Тимано-Печорского региона, т.е. имеет позднемиоценовый и раннеплиоценовый возраст. Окончательно этот вопрос будет решен после завершения уже начатых палеомагнитных исследований.

Аналогично строение разреза и в приенисейской части севера Западной Сибири, и в Енисей-Хатангской низменности.

Остаются неизвестными палеогеографические условия, существовавшие в конце миоцена и в раннем плиоцене на плато Путорана и в горах Бырранга (Таймыр), а также на Северной Земле, где осадки этого возраста пока не выделены. Наиболее вероятно, что им будут соответствовать верхние горизонты развитых здесь щебнисто-глинистых кор выветривания, формировавшихся по аналогии, например, с Кольским п-овом, в условиях холодного субарктического и арктического климатов.

Южная половина Западно-Сибирской низменности. Основные черты ее палеогеографии и климата в позднем кайнозое рассмотрены в публикации В.С. Волковой и В.А. Беловой [1985]. На основе анализа обширных палинологических данных они выделяют ряд этапов изменения климата (палеогеографические рубежи).

Первый из них совпадает со временем формирования павлодарской свиты - континентальной и лагунно-континентальной алевритопесчаной толщи, содержащей остатки наземных моллюсков, а также рыб, черепах, мелких и крупных млекопитающих. Возраст ее - от самых верхов миоцена до нижнего плиоцена включительно, или, по Э.Л. Вангенгейм [1977], только нижнеплиоценовый.

Остатки флоры, собранной из этой толщи, указывают на существование полупустынных равнинных ландшафтов, на полную деградацию лесов, на смену относительно теплолюбивой и разнообразной миоценовой растительности на травяно-кустарничковую, отражающую прогрессирующее похолодание климата, остающегося, однако, даже в конце раннего плиоцена более теплым, чем современный.

Тургайский прогиб и Северное Приаралье (бассейн р. Иргиз). Их палеогеографические условия рассмотрены в статье знатока позднего кайнозоя этих регионов А.А. Бобоедовой [1985]. Публикация сопровождается серией палеогеографических карт и схем. Автор отмечает, что Тургайский прогиб сформировался к началу миоцена в результате резких вздыманий Урала и Центрального Казахстана; к концу миоцена завершается предельное выравнивание его территории. Исчезает располагавшийся в Приаралье и в бассейне р. Тургай обширный озерный позднемиоценовый бассейн. В раннем плиоцене территория прогиба и все Северное Приаралье представляли собой плоскую, почти не расчлененную равнину, образующую ландшафт сухих степей и саванн. Здесь формировался комплекс аллювиально-озерных, аллювиальных, а ближе к бортам (Южному Зауралью, Мугоджарам и области Казахского мелкосопочника) - аллювиально-пролювиальных и делювиально-пролювиальных осадков павлодарской свиты - красноцветных и бурых известковистых глин, песков, глинистых гравелитов и брекчий, среди которых встречены костные остатки жирафов, оленей, антилоп, гиппарионов и носорогов.

Таковы общие черты палеогеографии рассматриваемого нами региона на протяжении от конца миоцена (среднего понта) до начала позднего плиоцена - акчагыла.

7.2. ПОЗДНИЙ ПЛИОЦЕН (АКЧАГЫЛ). АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ - 3,9-1,8 МЛН ЛЕТ НАЗАД

Вторая половина плиоцена - акчагыл - время двух обширнейших трансгрессий Мирового океана, максимумы которых совпали с концом раннего и с концом среднего акчагыла, разделенных глубокой (кумурлинской, по Яхимович, Блудоровой, Жидовинову и др., [1985]) регрессией.

Вторая из этих трансгрессий (среднеакчагыльская, колвинская), охватывающая возрастной интервал от 2,9 до 2,6 млн лет, - максимальная, самая обширная по площади распространения из всех, проявлявшихся на протяжении позднего кайнозоя в границах рассматриваемого региона (рис. 53). Воды ее, надвигавшиеся с юга - из Каспия и с севера - из Полярного бассейна, распространялись на огромной территории Восточно-Европейской равнины и Западной Сибири.

Вместе с тем в прогибы Сибирской платформы, испытывавшей с конца мезозоя общий подъем, а также в более восточные районы как эта великая трансгрессия, так и более ранняя, по-видимому, не проникали, и здесь сохранялись континентальные условия.

Время распространения названных трансгрессий, их заключительные фазы совпали со значительными похолоданиями климата, повлекшими за собой изменения растительных сообществ и комплексов наземной, пресноводно-лагунной и морской фауны. Похолодания привели к возникновению оледенения в ряде горных районов и к распространению ледниково- и ледово-морских условий осадконакопления в северных и умеренных широтах.

Таковы в самых общих чертах палеогеографические обстановки, существовавшие на протяжении позднего плиоцена - акчагыла. Отметим, что новейшие материалы по северным и северо-западным регионам европейской части страны и Западной Сибири, рассматриваемые нами ниже и представленные на рис. 53, кардинально отличаются от тех, которые имелись еще в 60-70-х гг., - см. карту «Акчагыл» из «Атласа литолого-палеогеографических карт СССР» [1961, л. 84] и монографию «Палеогеография СССР» [1975, прил. 10].

Теперь на основе новейших материалов перейдем к более подробному рассмотрению палеогеографии отдельных регионов, начиная с самых изученных.

Каспийский бассейн, Северный Прикаспий и Волго-Камский бассейн. С начала акчагыла Балаханский бассейн, занимавший в конце киммерия, в основном лишь южную половину Каспия, в результате крупных тектонических перестроек (погружение восточной части Русской плиты) начинает расширяться. Уровень его вод, находившихся на отметках минус 500-600 м, быстро поднимается, переходит через нулевую изолинию и затапливает всю Прикаспийскую низменность. Затем трансгрессия распространяется по широким долинам палео-Волги и палео-Камы с их притоками. Здесь формируется толща озерных, затем солоновато-водных лиманных песчано-глинистых осадков, содержащих фауну моллюсков и остракод, с базальным горизонтом аллювиальных песков и галечников в основании. В Казанском Поволжье и Прикамье она выделяется под наименованием сокольского горизонта кинельской свиты. В Самарском Поволжье и по всей долине Камы и ее притоков, в Южном Предуралье - это карламанский горизонт, который прослежен на север до Соликамской впадины и устья Вишеры. В максимум этой обширнейшей раннеакчагыльской трансгрессии, в карламанских солоновато-водных тонкослоистых и ленточно-слоистых глинисто-алевритовых отложениях кроме моллюсков и остракод появляются северные - колвинские фораминиферы. Это указывает на то, что в момент наибольшего подтопления долины Камы, на участке Урало-Тиманского стыка, в Колво-Вишерском крае и на Камско-Вычегодском междуречье произошло кратковременное смыкание южного карламанского и северного - колвинского бассейнов.

В это время затапливаются также обширные территории Закаспия. Через Узбойскую впадину возобновляется связь с Аралом и Приаральской низменностью, включая низовья Сырдарьи и Амударьи. Обширный залив образуется в пределах Куринской и Терекской низменностей. Через Маныч воды Каспия проникают в Азов, покрывают современные Таманский и Керченский п-ова, соединяются с водами позднекуяльницкого бассейна.

В предгорьях Кавказа формируется толща конгломератов, вероятно, отражающая начало его второго позднекайнозойского горного оледенения, совпадающего по времени с фазой интенсивного вулканизма, со следами излияния лав и выбросов пирокластов в районе Эльбруса - Казбека [Палеогеография..., 1975]. В самом конце раннего акчагыла уровень Каспия испытывает заметное понижение. Это фиксируется, по А.В. Сидневу [1985], перерывом в осадконакоплении и размывом, наблюдаемым в ряде изучавшихся опорных разрезов. Формируется толща пресноводных, лиманных, а в Предуралье также озерных и речных отложений, представленных песками и глинами с характерным комплексом кинельских и куяльницких моллюсков. На широких водоразделах идут процессы почвообразования.

С начала среднего акчагыла (см. рис. 53) развивается, как уже отмечалось, вторая, максимальная за весь поздний кайнозой, трансгрессия. Ее осадки полностью погребают существовавшую ранее гидрографическую сеть. Морские и лагунно-морские осадки этого воистину «библейского потопа» прослеживаются не только по всей Прикаспийской низменности. Они выделены в долине нижней и средней Волги и преимущественно по ее левобережным притокам - Большому Иргизу, Самаре и др., а также по Каме с ее притоками - Вяткой, Ижем, Иком, Белой и притоком последней - Уфой. Отмечены они и на водоразделах, охватывающих Башкирское и Пермское Предуралье. Осадки содержат характерную богатую фауну моллюсков, остракод и фораминифер; отчетливо наблюдается постепенный переход от пресноводных, лиманных к солоновато-водным, а на юге - к морским слабоопресненным отложениям. Они формировались в обширных пресноводных, затем солоновато-водных озерах, лиманах, глубоких заливах, а в пределах Каспия - в условиях, близких к морским.

Кровля этих осадков в Нижнем Поволжье, по А.В. Сидневу [1985], как видно на приводимых им многочисленных профилях, достигает отметок плюс 150 м. В районе Самарской Луки, по pp. Кинели и Кондурче, она фиксируется на высотах до 120 м. Выше - по долине Волги и в Прикамье, в низовьях и в средних течениях pp. Белой и Уфы кровля их достигает максимальных отметок плюс 180 м. Наконец, в среднем течении Камы и Пермском Предуралье Н.Н. Милюкова [1969] прослеживает ее на отметке до плюс 148 м. А.В. Сиднев считает, что средняя абсолютная отметка уровня вод этой трансгрессии во время ее максимума составляла 150-180 м, так как выше плюс 180 м эти осадки, а также фрагменты эрозионных долин не встречаются. Нижняя из отметок (плюс 150 м) и принята нами при проведении вероятного контура берегов бассейна времени максимума среднеакчагыльской трансгрессии в Прикаспии, Приаралье и Волго-Камском бассейне, конечно, с учетом неотектонических движений в пределах основных структурных элементов названных регионов (см. рис. 53). Показанные здесь контуры довольно близки к тем, которые изображены на картосхемах, приводимых А.В. Сидневым [1985, с. 185-186].

На юге рассматриваемого региона, как видно на составленной нами картосхеме, берегом среднеакчагыльского бассейна являлись предгорья Восточного Предкавказья и полуостровная суша Ставропольской возвышенности. По узкому Манычскому проливу воды его соединялись с Азовским морем, но, по-видимому, не попадали в собственно Черноморский бассейн [Милановский, 1963], поскольку были отделены от него гипотетической перемычкой, проходившей несколько южнее современных Керченского и Таманского п-овов.

Воды этого бассейна подтапливали Ергени - в то время полуостров, соединявшийся с обширной Приволжской возвышенностью. Именно поднятие участка между Волгой и Доном в районе их сближения и создало преграду, не позволившую водам среднеакчагыльского бассейна проникнуть в долину палео-Дона. Восточнее Каспия береговая линия этого бассейна, охватывавшего и впадину Арала, прослеживается от подножья Мангышлакского плато к основанию Мугоджарского низкогорья. Еще севернее она огибает Общий Сырт, являвшийся крупным возвышенным полуостровом с сильно изрезанной береговой линией, и далее проходит севернее Приволжской возвышенности.

В районе слияния Камы и Волги, в бассейне Вятки, Ижа, Белой среднеакчагыльский бассейн вновь сильно расширяется и его береговая линия на востоке, по pp. Белой и Уфе, вплотную приближается к предгорьям Южного Урала. Севернее, в Пермском Предуралье, воды бассейна в начале трансгрессии подтапливают Вятский Увал и Верхнекамскую возвышенность, представлявшие собой низкие острова и отмели - участки интенсивных неотектонических поднятий. При максимальном подъеме вод они, видимо, испытывали кратковременное затопление.

В самом конце среднего и в позднем акчагыле в Северном Прикаспии развивается регрессия. В Поволжье и на Каме существует полупресноводный бассейн, в Предуралье - солоновато-водный остаточный, постепенно усыхающий лиман. Формируются преимущественно глинистые осадки со специфической фауной моллюсков, остракод и фораминифер. Конец этого времени отмечается формированием аллювия и почв.

Климат акчагыла, определяемый по комплексам растений, которые находят в различных горизонтах разреза, весьма детально изучен в Прикаспии, Волго-Камском бассейне, в пределах Южного и Среднего Предуралья.

На протяжении всего раннего акчагыла, по Е.А. Блудоровой и В.К. Немковой, в составе растительности преобладали хвойно-листопадные и широколиственные леса, и только в самом его конце, в позднекарламанское и особенно в кумурлинское время, происходит сильное похолодание климата - появляются индикаторы темнохвойной тайги и даже березового редколесья, а в Пермском Предуралье и лесотундры.

Как считает В.Л. Яхимович (устное сообщение, 1990), на севере в кумурлинское время могло возникнуть оледенение. Это же утверждает и А.В. Сиднев [1985], указывающий, что на островах Северного Ледовитого океана и на мелководных участках арктического шельфа в то время могли существовать и, вероятно, существовали ледниковые покровы.

Вторая, более слабая волна похолодания совпадает с самым концом среднего и поздним акчагылом - временем развития на севере падимейской трансгрессии, о чем будет сказано ниже.

Акчагыльскому времени соответствует хапровский комплекс наземных млекопитающих с Archidiscodon gromovi, рядом других крупных и множеством мелких форм.

Как уже отмечалось, раннеакчагыльский бассейн через систему подтопляемых речных долин в районе Урало-Тиманского стыка соединялся с верховьями Печоры. Поэтому будет логичным изменить ранее принятый порядок описания и вслед за бассейнами Волги и Камы рассмотреть палеогеографические обстановки, существовавшие в начале позднего плиоцена в бассейнах Печоры и Усы, и затем в пределах Архангельского Севера (Мезень, Пинега, Северная Двина и Онега).

Тимано-Печорский регион. К настоящему времени, особенно после завершения здесь палеомагнитных исследований всего разреза позднекайнозойских отложений, проводившихся в конце 80-х гг. и в 1990 г., результаты которых изложены в работе В.Л. Яхимович и В.С. Зархидзе [1990], уровень изученности этой толщи не уступает отмечавшемуся для Прикаспия и бассейнов Волги и Камы.

В основании разреза верхнего плиоцена - арктического аналога акчагыла Каспийского бассейна, его карламанского горизонта - залегают осадки хорейверской свиты, сформировавшейся в условиях распространения второй фазы колвинской трансгрессии [Яхимович, Зархидзе, 1990]. Это серые глины и алевриты с глауконитом и конкрециями лимонита и сидерита, содержащие богатый комплекс моллюсков, фораминифер и остракод. В верхах ее разреза появляется пыльца тундровой растительности, знаменующей начало похолодания.

Концу раннего акчагыла, кумурлинскому времени более южных районов в Тимано-Печорском регионе соответствует время заключительного этапа распространения колвинской трансгрессии и начала регрессии. Эта часть разреза представлена мелководными, достаточно мощными (более 150 м) глинистыми осадками, перемежающимися пачками диамиктона - ледово- и ледниково-морскими осадками, заключающими комплекс холодноводных моллюсков и фораминифер (лыммусюрская свита). Диамиктон содержит значительное количество (до 5-8 %) обломочного материала. Широкое их распространение по разрезу отражает резкое похолодание, максимальное на протяжении всего позднего плиоцена.

В самом конце кумурлинского времени регрессия резко усиливается и береговая линия Полярного бассейна перемещается далеко к северу. На значительной части шельфа при сильном похолодании возникают континентальные условия. Это время наибольшего разрастания ледников в горах Северного и Полярного Урала, Пай-Хоя, Новой Земли и Земли Франца-Иосифа. Не исключено появление ледяных шапок и на перечислявшихся ранее возвышенных участках осушенного Баренцевоморского шельфа, как это показано на картосхемах, составленных В.С. Зархидзе в конце 80-х гг.

Среднему и позднему акчагылу в рассматриваемом регионе соответствует обширная, максимальная за весь поздний кайнозой колвинская трансгрессия, на протяжении которой морские осадки не только перекрывают ранее осушенный шельф, но и поднимаются, как показывают материалы исследователей этого района, до абсолютных отметок плюс 180-220 м. В основании серии падимейских отложений, разделенной ныне на три свиты, залегает сравнительно маломощная аллювиальная толща (каменская свита), выполняющая наиболее глубокие участки погребенных долин второй генерации. Выше нее, непосредственно под осадками эоплейстоцена (апшерона), залегает глинисто-алевритовая толща (юрьягинская и седьягинская свиты) с фауной моллюсков и фораминифер, содержащая в верхней части разреза прослои диамиктона, что отражает проявление еще одного - второго относительно слабого позднеплейстоценового похолодания.

Архангельский Север. Детальное исследование разреза позднего кайнозоя, осуществляемое в данном регионе В.В. Филипповым [1986, 1987, 1988] и группой палеонтологов - О.Ф. Барановской, Л.В. Бородай, О.П. Брыновым, и уже закончившееся (1990) палеомагнитное изучение двух наиболее полных разрезов этого возраста, проведенное под общим руководством В.Л. Яхимович, позволяют с достаточной степенью точности воссоздать палеогеографические условия позднего плиоцена для территории, протянувшейся от Чешской губы Баренцева моря до Онежской губы Белого моря. Следует отметить, что они близки к тем условиям, которые характеризуют Тимано-Печорскую провинцию.

Раннему акчагылу - карламанскому времени здесь соответствуют отложения средней части пинежской серии, формировавшейся в период обширной трансгрессии. Они сложены в низах толщей песков и алевритов, содержащих обломки раковин моллюсков и комплекс фораминифер, выполняющей переуглубленные долины. В верхней части этой толщи среди песков, алевритов и глин попадаются прослои и пачки диамиктона, отражающие начало похолодания - появление ледово-морских осадков.

Конец раннего акчагыла (кумурлинское время южных, регионов) здесь, как и в Тимано-Печорском регионе, соответствует этапу завершения обширной колвинской трансгрессии и началу регрессии. Происходит формирование верхней половины разреза пинежской серии, сложенной песками с зернами гравия, чередующимися с прослоями глин и пачками диамиктона, содержащими обломки раковин моллюсков и фораминиферы. Значительное содержание обломочного материала в диамиктонах (мореноподобных отложениях) указывает на резкое похолодание и широкое развитие ледово-морских условий.

Выше по разрезу отмечается перерыв в осадконакоплении и размыв. Этот перерыв отражает время крупной регрессии, отступление моря далеко к краю шельфа и развитие континентальных условий осадконакопления.

Лежащая на размытой поверхности подстилающих осадков неповсеместно развитая толща песков, вероятно, аллювиального генезиса, по-видимому, соответствует каменской свите Тимано-Печорского района, с которой там начинается разрез среднего - позднего акчагыла, относимый к началу и распространению великой падимейской трансгрессии. Ее максимуму и здесь соответствует достаточно мощная (более 120 м), насыщенная фауной моллюсков и фораминифер толща глин, алевритов и песков с прослоями и пачками диамиктона, число и мощность которых увеличиваются к ее верхам. По В.В. Филиппову [1988], это отложения II цикла осадконакопления. Указанный комплекс осадков слагает два наиболее высоких, отчетливых террасовых уровня (VII и VI) с абсолютными отметками 220-240 и 160-180 м. На участках неотектонических поднятий осадки верхнего из них располагаются на отметках 260-280 м и несколько выше.

На поверхности этих уровней среди глин и алевритов с обломками раковин рассеяны валуны, галька и гравий. Наличие крупнообломочного материала вынуждает геологов, ведущих здесь и ныне геологическую съемку, в соответствии с требованиями обязательного использования принятой для рассматриваемого региона унифицированной, утвержденной МСК схемы четвертичных отложений, а также для сбивки с границами свит и толщ, показанных на смежных листах карт, составлявшихся еще в 70-х гг., когда вся толща считалась средне-верхнечетвертичной, индексировать эту заведомо плиоценовую толщу, возраст которой не моложе 1,8 млн лет, знаком Q_III^vd (абсолютный возраст 24-10 тыс. лет), т.е. относить ее к морене поздневаддайского покровного оледенения. Соответственно и нижележащие горизонты диамиктона, содержащие обломочный материал, насыщенный морской фауной, приходится сопоставлять (снизу вверх) с моренами днепровского, московского и ранневалдайского оледенений.

Сказанное относится к геологическому картированию, проводимому на площади всего Тимано-Печорского региона, кроме Северного и Полярного Приуралья. Здесь геологами Полярноуралгеологии для горизонтов этой толщи с 1990 г. принят неогеновый возраст, используется кратко охарактеризованная выше стратиграфическая схема, а генезис толщ, содержащих крупнообломочный материал, считается ледово- и ледниково-морским.

Ненормальность этого положения очевидна, однако попытки изменить и возрастные, и генетические индексировки в пределах Архангельского Севера пока безуспешны. Принятие новых, как теперь можно утверждать, всесторонне доказанных представлений (см. главы 2, 3, 5) приводит к необходимости произвести полный пересмотр геологических карт всех масштабов, охватывающих север Восточно-Европейской равнины - зону морских трансгрессий, протягивающуюся от Белого моря до Северного и Полярного Урала и Пай-Хоя и достигающую на юге широты Северных Увалов.

Все основные горизонты разреза плиоцена и верхов миоцена, описанные в Тимано-Печорском регионе и в пределах Архангельского Севера, а также две генерации переуглубленных долин этого возраста отмечаются и на шельфе, где они детально изучены с помощью специально поставленных сейсмических работ, осуществлявшихся в 1980-1990 гг. коллективами морских геофизиков и геологов. Сводка полученных материалов имеется в диссертации В.В. Филиппова [1988].

Морскими исследованиями установлены и границы распространения краевых морен, располагающихся, как указывалось ранее, в непосредственной близости (10-30 км) от берегов островов, образующих архипелаги Земли Франца-Иосифа, Новой Земли и берегов о. Вайгач. Каких-либо следов существования гигантского Баренцевоморского ледникового щита не обнаружено. Небольшие по площади скопления крупнообломочного материала, установленные на нескольких возвышенных участках шельфа В.С. Зархидзе и Е.Е. Мусатовым, рассматриваются как остатки небольших ледниковых шапок, формировавшихся в периоды его осушения, например, в конце раннего акчагыла в колвинско-кумурлинское время. Однако не исключается и другая их природа. Эти площади мелководий могли быть теми участками, где застревали льдины, переносившие крупнообломочный материал (рыбаки-архангелогородцы называют их стамухами), при таянии которых происходило некоторое обогащение им донных осадков, как это бывает и ныне на вдольбереговых отмелях северных морей.

Кольский п-ов, Карелия, северо-западные районы России, Прибалтика. На опубликованных палеогеографических картах вся эта территория изображена как область суши, существовавшей здесь, по крайней мере, с конца миоцена. Однако новейшие, рассмотренные непосредственно выше материалы по всему северу Восточно-Европейской равнины до Онеги на западе, выделение бесспорно доказанных комплексом палеонтологических и палеомагнитных данных (эпохи Гаусс-Матуяма) осадков верхнего плиоцена, залегающих в понижениях рельефа и переуглубленных долинах, а также образующих наиболее высокую (VII) морскую террасу (поверхность выравнивания) с отметками от 170-180 до 250-270 м, заставляют, используя метод аналогий, проанализировать крайне немногочисленные данные, появившиеся в последние десятилетия. Часть из них рассматривалась ранее при обосновании существования пояса морских террас (глава 5) и при описании комплексов фауны, встреченной в валуносодержащих отложениях (глава 3).

Кольский п-ов. Исследования А.В. Сидоренко, А.П. Афанасьева и наиболее детальные - И.И. Киселева [1975] позволили установить, что изучавшиеся ими, и рядом других геологов коры выветривания имеют площадное распространение, располагаясь на возвышенных частях рельефа, в том числе и в локальных понижениях, вероятно, карстового происхождения (на карбонатах нижнего протерозоя). Их возраст, по палинологическим данным, охватывает интервал от позднего мезозоя (существенно каолиновая, нижняя часть их разреза) до плиоцена включительно (глинисто-дресвянистые, гидрослюдистые их разности, слагающие верхнюю часть толщи). Эти коры прослеживаются не только на Кольском п-ове, но и на возвышенностях западной Карелии, примыкающих к границе с Финляндией, и в сопредельных регионах последней, где И.И. Киселев изучал их совместно с финскими геологами.

Восточная часть Карелии (между Онежской губой Белого моря и Онежским озером). По аналогии с долинами Онеги и Северной Двины, имеются все основания предполагать наличие здесь переуглубленных долин, в которых вполне возможно присутствие комплекса плиоценовых морских фаунистически охарактеризованных осадков, содержащих пачки диамиктона. Однако каких-либо данных об этом в литературе мы не встретили. Нахождение аналогичных по генезису и составу осадков не исключено и на возвышенности Ветреного Пояса, подобно тому, как это наблюдалось нами на Беломорско-Кулойском плато и в бассейне Пинеги. В настоящее время во всех названных районах в соответствии со схемой МСК они вынужденно относятся к валдайской морене.

Южнее, на Вепсовской возвышенности, в районе истоков pp. Ояти и Паши, на возвышенностях, достигающих абсолютных отметок плюс 240-274 м, в зоне мощных неотектонических поднятий также залегают валуносодержащие глины, традиционно относимые к морене валдайского ледника. Целенаправленные поиски фауны и микрофауны в них не проводились. Как и в Архангельской области, они могут оказаться толщей позднего плиоцена, слагающей наиболее высокую VII террасу (поверхность выравнивания). Это подтверждается тем, что, как установлено Н.Ф. Астафьевым (см. главу 3), по всему западному краю возвышенности на отметках от 110 до 170 м обнаруживается четкая терраса, прислоненная к VII высокой поверхности. В слагающих ее осадках содержится комплекс морских диатомовых водорослей, а солевой состав свидетельствует об их морском генезисе. Сохранение этой террасы среднеплейстоценового возраста (см. главу 5) делает невозможным отнесение осадков, лежащих на вершине Вепсовской возвышенности, к морене валдайского ледника, который, если бы он здесь продвигался, срезал бы слагающие ее образования.

Еще южнее, непосредственно в пределах Санкт-Петербурга, при бурении скважин вдоль трассы метро, под долиной Невы, под Большой и Малой Невками были вскрыты узкие глубокие переуглубления, отметка днищ которых достигает минус 84 м. В их пределах непосредственно на вендских глинах залегает толща осадков мощностью до 52 м, в составе которой выделяются: горизонт диамиктона - валуны и галька в песчаном заполнителе (мощность 10 м), выше - пачка озерно-болотных глинисто-алевритовых тонкослоистых осадков (мощность 10-12 м), еще выше - вновь толща диамиктона (мощность до 30 м). Однако здесь нет каких-либо данных палинологических анализов, анализов микрофауны, палеомагнитных и иных определений. По традиции два названных горизонта диамиктона относятся к днепровской и московской моренам. Эти же две морены показаны на профилях и на всей детальной площади города, но залегают они всюду на 40-25 м гипсометрически выше, связи с горизонтами диамиктона в переуглублениях не имеют и, конечно, сопоставляться с ними не могут. На наш взгляд, есть все основания толщу, выполняющую переуглубления, условно, до получения исчерпывающих данных, считать аналогом северного акчагыла (колвинско-падимейской толщи), а верхние из моренных горизонтов, развитых гипсометрически выше под всей площадью города и в его окрестностях, - днепровской мореной.

Прибалтика. Первой из исследователей, выделивших в этом регионе осадки плиоцена, была О.П. Кондратене [1965]. По кернам скважин у Вильнюса ею были описаны лежащие на коренных породах отложения с богатой верхнеплиоценовой пыльцой. Вверх по разрезу спектры обедняются и сменяются пыльцой таежного типа. Непосредственно на этой толще лежит морена, сопоставляемая автором с окской.

Здесь же, в Прибалтике, за последние десятилетия было установлено широкое распространение переуглубленных речных долин. Выполняющие их осадки наиболее подробно были изучены в Латвии Б.Л. Афанасьевым, И.Д. Даниловым, Г.Н. Недешевой и Т.И. Смирновой [1979]. В районе г. Вентспилс этот комплекс слоистых алевритов, глин и песков лежит на отметках от минус 282 до минус 50 м. В его составе имеется несколько (обычно два) валуносодержащих горизонта. По всему разрезу толщи, в том числе и в диамиктонах, встречена и изучена фауна моллюсков и фораминифер, которую авторы, хорошо знакомые с разрезами севера Печорской низменности, много лет работавшие там, сопоставляют с колвинскими, падимейскими комплексами и с комплексами эоплейстоцена - нижнего плейстоцена. Однако и до настоящего времени геологи Прибалтики продолжают считать горизонты валуносодержащих осадков, вскрытые в переуглубленных долинах, моренами и сопоставлять их с окским и днепровским гляциалами, а фауну, находящуюся в них, - переотложенной.

Кроме позднеплиоцен-плейстоценового комплекса переуглубленных долин Б.Л. Афанасьев и его соавторы выделяют в Прибалтике останцовую эрозионную поверхность выравнивания неогенового (?) возраста, высоты которой в отдельных точках (Курземе, Видземская, Латгальская возвышенности) достигают 240, 280 и даже (максимально) 312 м. Она сложена с поверхности ленточными глинами, появление которых здесь авторы связывают с озерным и болотным осадконакоплением. Местами на поверхности лежат гравий, галька и валуны. Геологи Прибалтики все эти поверхности считают аккумулятивными и связывают с деятельностью валдайского ледника.

Беларусь. Плиоценовые отложения широко развиты на территории южной половины Беларуси. Наиболее детально они изучены в долине Днепра в районе с. Речицы. Эти осадки имеют мощность от 30 до 65 м. Верхняя половина толщи, лежащая под осадками антропогена, сопоставляется, в том числе и по палеомагнитным данным, с верхним плиоценом. Она представлена преимущественно косо- и горизонтально-слоистыми песками, а также глинами, слагающими верхи разреза, аллювием подпрудных рек и проточных озер, формирующих обширную озерно-аллювиальную равнину. Те же осадки установлены и в ряде переуглубленных долин Березины, Ислочи, Свислочи и других рек, где они залегают в их основании непосредственно на различных по возрасту коренных породах до палеогена и миоцена включительно. Это противоречит представлению о формировании долин в результате ледникового выпахивания. Осадки позднего плиоцена формировались в условиях прогрессирующего похолодания климата [Зинова, 1990 а,б], на что указывают определенные в этой толще П.И. Дорофеевым и другими палеоботаниками семенные флоры и спорово-пыльцевые комплексы, относимые ими к флорам кинельского типа.

Северная Украина. Палеогеография ее территории, включая площадь Украинского щита, в течение долгих лет рассматривалась с позиций гляциализма. Однако в последние годы были опубликованы работы А.А. Комлева [1988], Ю.А. Котика, В.М. Тимофеева, А.А. Комлева и др. [1987], где показано, что здесь не установлено проявлений ледниковой экзарации, во всяком случае она не повлияла на преобразование древнего рельефа и сохранность осадков миоцена, плиоцена и раннего (?) антропогена, которые встречены у днищ переуглубленных долин. Эти долины образуют целую систему вытянутых в северном и северо-восточном направлении депрессий, в целом совпадающих с современными долинами pp. Стоход, Стырь, Горынь, Случь, Уборть, Тетерев и др., спускающихся с Украинского щита, пересекающих современную долину Березины и прослеженных до Днепра, выше Киева. Долины рек имеют каньонообразную форму, врезаны в верховьях и в среднем течении в кристаллический фундамент, характеризуются крутыми бортами и весьма значительными - до 20 м/км (!) уклонами днищ. Это показывает, что влекомый течением рек обломочный материал имел размеры валунов вплоть до крупных, распространение которых прослежено исследователями на расстоянии до 40 км за пределами распространения пород Украинского щита.

Наиболее молодые - плиоценовые и четвертичные (вероятно, раннечетвертичные) долины имеют наименьший уклон и наибольшую ширину. Осадки этого возраста представлены гравием, песком, а в верхах толщи содержат алевритоглинистые прослои, хотя и здесь указывается наличие крупнообломочного материала, целиком состоящего из пород Украинского щита. Каких-либо данных о климате рассматриваемого времени, об органических остатках, встреченных в этих отложениях, авторы не приводят.

Молдова и Причерноморская часть Украины. Здесь в позднем плиоцене продолжалось формирование лессов, чередовавшихся с почвенными горизонтами. В долинах рек отлагались осадки, сохранившиеся ныне как фрагменты высоких террас. Куяльницкий бассейн по своим размерам ненамного превосходил современный Черноморский.

В границах описываемой нами площади осталась не рассмотренной палеогеографическая обстановка, существовавшая на протяжении позднего плиоцена к востоку от Урала, в пределах Западной Сибири, гор Бырранга и плато Путорана.

Западная Сибирь. Ее южная часть в начале и середине акчагыла (3,5-2,6 млн лет) испытывает общее поднятие. Здесь продолжает существовать озерно-аллювиальная равнина, по которой широко распространяются флоры степного типа и характерный, так называемый битекейский комплекс млекопитающих [Вангенгейм, 1977]. Климат был теплым. Только во второй половине позднего плиоцена (2,5-1,8 млн лет) происходит заметное его похолодание - таежная зона сдвигается далеко к югу, а в северной половине низменности, по В.С. Волковой и В.А. Беловой [1985], вдоль берегов существовавшего бассейна распространяется лесотундровая и тундровая растительность.

Северная половина низменности, в отличие от южной, испытывала значительное общее погружение, включавшее и низовья Енисея, и Енисей-Хатангскую низменность. Поздний плиоцен здесь - время непрерывно нарастающей трансгрессии, в процессе которой формируется основная часть разреза шурышкарской свиты (низы ее, как уже отмечалось, формировались в раннем плиоцене). Эта толща песков, алевритов и глин, включающая пачки диамиктона, морскую фауну, прослеживается до наиболее высоких водоразделов (Сибирские Увалы - до 200-225 м), перекрытых сабунскими песками (пляжевой фацией), гравелитами и галечниками, содержащими редкие валуны (см. рис. 53). Она фиксирует время максимального подъема уровня ледового бассейна и значительного похолодания - горного оледенения Северного и Полярного Урала, Пай-Хоя и Новой Земли.

Данные об отложениях позднего плиоцена на плато Путорана и в горах Бырранга отсутствуют.

7.3. ЭОПЛЕЙСТОЦЕН (АПШЕРОН). АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ 1,8-0,7 МЛН ЛЕТ НАЗАД

Эоплейстоцен по своей продолжительности не уступает акчагылу. Это время проявления трех крупных колебаний уровня Каспийского моря и морей западного сектора Советской Арктики. Наиболее значительная из трансгрессий Каспия совпадает с серединой этого возрастного интервала, когда уровень бассейна достигал отметок 60-80 м.

На севере, в пределах области трансгрессий Полярного бассейна, от Архангельска до устья р. Хатанги, уровень его также испытывал колебания, но, по-видимому, нигде не поднимался существенно выше современной нулевой отметки, что было связано с начавшимся поднятием всей этой зоны.

Как в апшеронской толще бассейна Каспия, так и в разрезах эоплейстоцена Полярного бассейна получают отражение несколько сопряженных волн похолоданий и разделяющих их значительных потеплений, приведших в средне-позднеапшеронское время к возникновению в пределах Скандинавии покровного оледенения и распространению его на равнинах Прибалтики, Беларуси и северо-западных областей России.

Таковы самые общие сведения о колебаниях уровней морей и климата на протяжении эоплейстоцена.

Палеогеографическая обстановка времени двух наиболее сильных похолоданий среднего - позднего апшерона и разделяющего их кратковременного потепления, происходивших в интервале от 1,0 до 0,7 млн лет, показаны на рис. 54.

Рассмотрим имеющиеся материалы несколько более подробно. При этом порядок описания каждого из регионов сохраняется близким к тому, который был принят ранее.

Бассейн современного Каспия. На протяжении всего раннего эоплейстоцена, и особенно во время максимальной среднеапшеронской трансгрессии, осадки этого солоновато-водного бассейна, унаследовавшего акчагыльский, распространялись в Предкавказье, в Калмыцком Заволжье, по всей Прикаспийской низменности и по широкой долине палео-Волги до Ульяновска и Нижнего Прикамья, достигая абсолютных отметок плюс 60-80 м [Геологические события..., 1985; Сиднев, 1985].

Во время регрессий здесь формировались лиманные, пресноводно-озерные и аллювиальные осадки.

Восточное Причерноморье и Кавказ. Соединение Каспия с Куяльницким (Черноморским) бассейном прерывается, как отмечалось, уже в конце акчагыла. В восточном Причерноморье эоплейстоцен - это время формирования гурийских слоев - песков и глин, содержащих фауну моллюсков, характерных для опресненного замкнутого бассейна. Его уровень превышал уровень современного Черного моря [Геохронология СССР, 1974, т. 3].

Интенсивность тектонических движений на Кавказе снижается, происходит выравнивание рельефа. Вулканизм проявляется лишь в горах Малого Кавказа. В конце апшерона, как указывают ряд исследователей, расширяется площадь горного оледенения Большого Кавказа.

Азовское море, бассейн Дона, Нижнее и Среднее Поволжье. В апшеронский век на месте Азовского моря располагалась низменная суша, здесь формировался комплекс континентальных осадков, содержащих кости наземных млекопитающих. Как отмечает Г.Н. Родзянко [1981], только в его восточной части (район г. Ейска) и в долине Маныча встречены лиманные отложения с солоновато-водными апшеронскими моллюсками, что свидетельствует о существовании тут в прошлом морского залива или солоноватого озера.

На месте акчагыльского палео-Дона продолжает сохраняться широчайшая долина (аллювиальная или озерно-аллювиальная равнина) уникальной Ергень-реки - апшеронского Дона, дельта которой мигрирует на пространстве от станицы Цимлянской до Керченско-Таманской зоны, а верховья располагаются в центре Русской равнины, в районе севернее Тулы, на склоне Смоленско-Московской возвышенности. И в долине палео-Дона (а также по pp. Хопер, Медведица, Иловля), и по его многочисленным притокам, блуждающим по Окско-Донской равнине и спускающимся со Среднерусской возвышенности, формируется толща аллювия, слагающего высокие террасы, озерно-аллювиальные и болотные осадки, а на водоразделах - горизонты лессовидных глин и почв (савальская серия, по Глушкову, [1989]), содержащих довольно многочисленные костные остатки крупных и мелких млекопитающих, что позволяет с большой степенью точности определить их апшеронский возраст.

В глинах низов апшеронской толщи установлены пыльцевые спектры темнохвойной тайги, фиксирующие значительное похолодание, в средних горизонтах апшерона они сменяются травянистыми спектрами.

Г.В. Холмовой [Возраст и генезис..., 1984] полагает, что в раннем апшероне гидрологический режим палео-Дона приближается к флювиогляциальному и, возможно, обусловлен ледниковым питанием. Здесь, однако, не отмечено следов наиболее резких и продолжительных похолоданий позднего апшерона, отчетливо устанавливаемых в разрезах более восточных и северных регионов Предуралья, Прикамья и Печоры (см. ниже).

Не является ли отражением этих позднеапшеронских похолоданий толща морены (или флювиогляциальных отложений, включающих крупнообломочный материал), протягивающаяся в виде постепенно сужающегося к югу языка, идущего вдоль долины Дона (см. рис. 54)? Содержащийся в ней обломочный материал, как показали новейшие исследования [Глушков, 1989], состоит из кристаллических пород, слагающих южные районы Карелии и северные берега Ладожского и Онежского озер. Эта толща, получившая название донской (мичуринской, по Ударцеву, [1982, 1985]) морены, до конца 70-х гг. сопоставлялась с днепровской мореной, до середины 80-х гг. - с окской, а затем с оледенением более древним, чем окское, отделенным от него эпохой потепления (межледниковья). Ныне она сопоставляется с дзукийским горизонтом Прибалтики и, как и последний, условно относится к нижнему плейстоцену. Точный ее возраст с привязкой к палеомагнитной шкале пока не определен. Вполне вероятно, что после проведения палеомагнитных исследований окажется, что вся эта толща, включающая два горизонта, содержащих крупнообломочный материал, принадлежит к заключительной фазе эпохи Матуяма (выше эпизода Харамильо) и будет перемещена в эоплейстоцен. При этом, как нам представляется, нижний из горизонтов с крупнообломочным материалом, вероятно, сохранит наименование донского (мичуринского), а верхний придется сопоставить с окским.

Что касается генезиса названных толщ, считающихся здесь ледниковыми и именуемых мореной, то это не согласуется ни с климатическими особенностями районов, расположенных на той же широте непосредственно западнее, в пределах Среднерусской возвышенности (остатки наземных животных, насекомых, флоры), ни с более восточными территориями (бассейн среднего течения Волги).

Нами тщательно и всесторонне анализировались два возможных варианта формирования «донской морены» в бассейне палео-Дона, Среднего и Верхнего Поволжья.

В соответствии с первым из вариантов «донская морена» (оба слагающих ее горизонта) рассматривалась как толща флювиогляциального, половодно-речного и частично селевого генезиса, формировавшаяся за счет крупнообломочного материала, доставленного на вершины Белорусской гряды, Валдайской и Смоленско-Московской возвышенностей плавающим льдом в эпоху великой среднеакчагыльской трансгрессии, так как именно здесь берут начало эоплейстоценовые палео-Волга, палео-Дон и палео-Днепр, по долинам которых он и перемещался.

Однако просмотр всех имеющихся материалов показал, что это предположение не может быть принято по следующим причинам.

1. На всем пространстве бассейна Балтики, западнее и севернее линии, протягивающейся от Онежского через Белое оз. и Рыбинское водохранилище до истоков Оки, включая все перечисленные ранее возвышенности, несмотря на исследование нижней части разрезов позднекайнозойской толщи, пока нище не встречены морская и солоноватоводная фауна, микрофауна и микрофлора; не дают свидетельств о наличии морских или солоновато-водных условий осадконакопления и материалы исследований ионно-солевого состава осадков.

2. В отличие от восточной половины Русской плиты, испытывавшей на протяжении позднего плиоцена, в акчагыльское время, значительные опускания, что и привело к вздыманию уровня этого бассейна до отметок 150-180 м (а на участках плейстоценовых поднятий до 280-320 м и более), западная ее половина медленно поднималась. Уровень позднеплиоценового бассейна в пределах Балтики (см. рис. 53), по-видимому, не поднимался выше современной нулевой отметки или лишь незначительно ее превосходил. Поэтому связать нахождение на Валдайской, Минской и Латвийской возвышенностях на отметках от 310 до 345 м валунов и глыб кристаллических пород с плавающими льдами акчагыльского бассейна не удается.

Второй из рассматривавшихся вариантов, показанных на рис. 54, объясняет появление крупнообломочного материала в бассейне палео-Дона, верхней и средней Волги деятельностью крупного покровного ледника, возникшего в Южной Скандинавии и продвинувшегося в эпоху резких средне-позднеапшеронских похолоданий до линии так называемых краевых образований - полосы холмов, протягивающихся от Центральной Беларуси до Смоленско-Московской возвышенности.

Обломки кристаллических пород из Южной Карелии, с берегов Ладожского и Онежского озер должны были переместиться в покровном леднике на расстояние от 600 до 700 км, для чего, как показывают расчеты, приводившиеся в главе 1, необходимо как минимум 300 тыс. лет, если принять скорость перемещения обломков всего в три - четыре раза меньшей, чем скорость движения льда. Это совпадает с общей продолжительностью эпохи средне-позднеапшеронского похолодания, хотя и находится у нижнего теоретически допустимого ее предела.

К югу от линии краевых образований - восточной границы продвижения ледника генезис толщи, содержащей крупнообломочный материал, рассматривается нами как флювио- и лимногляциальный и частично селевой, т.е. так же, как и в первом из вариантов, поскольку даже столь длительный (300 тыс. лет) интервал эоплейстоценового похолодания не позволяет связать с ледником языки «морены», спускающиеся по долинам Дона и Днепра еще на 700-800 км.

Бассейн Верхней и Средней Волги. В начале эоплейстоцена в пределах великой волжской аллювиальной равнины, протягивающейся от ее истоков и Рыбинского водохранилища на северо-западе до устья Камы на востоке, между Валдайской, Клинско-Дмитровской, Юрьев-Польской и Приволжской возвышенностями на западе и юге и Грязовецко-Галичской и Унжа-Ветлужской возвышенностями на севере и достигающей в ширину 160-200 км, накапливается толща аллювиальных и озерных осадков (Б.И. Фридман, в кн.: [Возраст и генезис..., 1984]). Судя по их составу, они образовались преимущественно за счет размыва верхнепермских и нижнетриасовых красноцветов.

В конце среднего и в позднем апшероне, в эпоху распространения покровного оледенения здесь также формируется горизонт, содержащий крупнообломочный материал. Он залегает на небольшой по мощности (10-15 м) аллювиальной толще, слагающей основание разреза покровных отложений, и относится к окской морене. Мы считаем возможным рассматривать его генезис как флювиогляциальный и относить, как и в бассейне Верхнего Дона, к среднему - позднему эоплейстоцену.

Высказанные предположения требуют для своего подтверждения детальных комплексных исследований с использованием палеомагнитного метода.

Южное и Среднее Предуралье. На протяжении эоплейстоцена в этом регионе формируются аллювиальные осадки с характерной фауной пресноводных моллюсков и с костными остатками млекопитающих одесского и таманского комплексов.

Именно здесь исследования растительных остатков и спорово-пыльцевых комплексов из толщи апшерона, проводившиеся многие годы А.А. Чигуряевой, Е.А. Блудоровой, В.К. Немковой и другими палеоботаниками и палинологами, позволили впервые и с большой точностью установить три этапа значительных похолоданий, отразившихся в появлении в рассматриваемом регионе, а также в Среднем и Нижнем Поволжье растительности перигляциальных степей и березового редколесья. Наиболее сильными и резкими были два сближенных во времени похолодания, разделявшихся относительно кратким потеплением, происходивших в конце среднего - позднем апшероне (1,0-0,7 млн лет). Как считают В.Л. Яхимович и В.С. Зархидзе (устное сообщение), этому интервалу могло соответствовать оледенение на равнинах европейского севера и северо-запада, на островах Советского сектора Арктики и мелководных участках шельфа. Результаты проведенного нами анализа, которые были изложены непосредственно выше (см. рис. 54), согласуются с приведенными предположениями.

Тимано-Уральский регион, бассейн Печоры, акватория Печорского моря. Детальность и комплексность исследований всего разреза эоплейстоцена этого обширного региона позволяют достаточно полно представить палеогеографические обстановки, существовавшие в то время. На всем его протяжении здесь сохраняются морские условия осадконакопления, формируется толща глин, алевритов и песков с прослоями и пачками диамиктона (хайпудырская и варандейская свиты, по [Яхимович, Зархидзе, 1990]), содержащих богатые комплексы фораминифер, моллюсков, остракод и в отдельных интервалах диатомовых водорослей. Анализ названных комплексов помог установить три четких трансгрессивно-регрессивных цикла, совпадающих с потеплениями и похолоданиями. Максимумы двух наиболее резких из похолоданий, как мы уже отмечали выше, совпадают со второй половиной эоплейстоцена, им соответствуют наиболее широкое распространение в разрезе варандейской свиты мощных пачек диамиктона, насыщенного крупнообломочным материалом, и приуроченность к ним наиболее холодноводных фаунистических сообществ. Состав обломков указывает на распространение в середине - конце эоплейстоцена горного и, возможно, полупокровного оледенения Северного и Полярного Урала, Пай-Хоя и Новой Земли. Встречаются также гравий, галька и валуны скандинавского происхождения. Следует заметить, что ранее пачки варандейских диамиктонов и здесь сопоставлялись с мореной окского оледенения.

Западная Сибирь и Енисей-Хатангская низменность. Палеогеографические условия, существовавшие на всем севере Западной Сибири и в Енисей-Хатангской низменности, были весьма близкими к тем, которые наблюдались в бассейне Печоры и на акватории Печорского моря. Здесь после сравнительно непродолжительного перерыва формируется толща третьего цикла осадконакопления (см. рис. 54), выделяемая ныне под наименованием марресальской свиты (П.П. Генералов). Она сложена песками, алевритами и глинами с прослоями и пачками диамиктона. Верхняя ее часть представляет собой почти сплошную толщу диамиктона. Вся эта толща осадков содержит фауну фораминифер, моллюсков, остракод, а также диатомовые водоросли. Наиболее холодноводные комплексы приурочены к верхним ее горизонтам.

В южной половине Западной Сибири, южнее широты Сибирских Увалов, эоплейстоценовые отложения выделяются под наименованием верхнекочковского подгоризонта (талагайкинская и семейкинская свиты В.С. Волковой). Они слагают толщу озерно-аллювиальных осадков, в которых найдены костные остатки мелких млекопитающих, а также субарктические и арктические комплексы флоры.

Данные об эоплейстоценовых осадках на плато Путорана и в горах Бырранга (Таймыр) отсутствуют.

Архангельский Север, Мурманский и Канинский шельфы. Как показывают материалы В.В. Филиппова, Р.Б. Крапивнера, Р.Л. Самойловича, Е.Е. Мусатова и других геологов и геофизиков, изучающих шельф Баренцева моря, строение развитого здесь кайнозойского разреза, его литологические особенности, комплексы фауны и палеогеографическая обстановка в пределах всей этой акватории были аналогичны условиям, описанным для Тимано-Уральского региона и акватории Печорского моря. Дополнительно можно отметить лишь то, что в составе обломочного материала диамиктона данной части разреза значительно большую долю (а в отдельных прослоях - основную) занимает материал, принесенный из Скандинавии и с Кольского п-ова.

Кольский п-ов, Северная Карелия. Отложения, которые могли бы быть соотнесены с эоплейстоценом, здесь не выделены. Считается, что как эта часть разреза, так и осадки позднего плиоцена в названном регионе отсутствуют, поскольку они уничтожены плейстоценовыми ледниками, двигавшимися из Скандинавии. Однако имеются все основания предполагать, что они будут установлены в дальнейшем в составе верхней части толщи, выполняющей переуглубленные долины, днища которых опускаются в направлении котловины Белого моря. Не исключено также, что в границах Балтийского щита к эоплейстоцену относятся и наиболее молодые горизонты кор выветривания, развитых на породах фундамента и уцелевших выше уровня максимальной трансгрессии (плюс 160-180 м). Их нахождение будет свидетельствовать о невозможности существования здесь покровных ледников.

Южная Карелия, северо-западные области России и Прибалтика. Все эти территории являются областью распространения эоплейстоценового покровного оледенения (см. рис. 54); обоснование его вероятного возраста, продолжительности существования, направлений перемещений обломочного материала, расположения краевой зоны было кратко рассмотрено выше.

В Южной Карелии и в северо-западных областях России отложения, которые предположительно сопоставляются с эоплейстоценом, впервые были выделены в начале 70-х гг. Д.Б. Малаховским и М.Е. Вигдорчиком на Онежско-Ладожском водоразделе в пределах Олонецкой возвышенности, где скважиной непосредственно на породах фундамента, значительно ниже морены, сопоставляемой с днепровским оледенением, была вскрыта толща суглинков, содержащих валуны скандинавских пород. И хотя не было никаких палеонтологических, палинологических или палеомагнитных данных, определяющих ее возраст, авторы, выделившие ее, считали возможным сопоставлять этот моренный горизонт с современным эоплейстоценом.

Кроме того, в те же годы к югу от Вологды, в районе г. Грязовец, М.Е. Вигдорчиком была описана вскрытая скважиной лежащая на коренных породах толща аллювиально-озерных осадков, флора которых имеет черты, переходные от плиоцена к плейстоцену. Для низов этой толщи комплексы растений фиксируют относительно теплый климат, а для ее верхов - значительно более холодный. На основании названных материалов район Вологды условно принят нами в качестве восточной границы распространения эоплейстоценового ледника (см. рис. 54).

В.К. Гуделис, О.П. Кондратене и другие исследователи в Прибалтике к эоплейстоцену относят озерно-аллювиальную даумантайскую (вильнюсскую) толщу, вскрываемую скважинами на 150-200 м ниже уровня моря, залегающую непосредственно на кристаллических породах фундамента. Она представлена разнообразными песками, супесями и глинами с линзами гравия и гальки, состоящими из местных пород. Изучение содержащихся в этой толще спорово-пыльцевых комплексов позволило установить наблюдающееся снизу вверх по разрезу общее ухудшение климатических условий, на фоне которого намечаются три похолодания, разделенных двумя потеплениями.

Выше располагается относимый прибалтийскими геологами к нижнему плейстоцену дзукийский (латгальский) моренный горизонт мощностью от 5-10 до 50 м и более, обломочный материал которого, как отмечает А. Гайгалас [1960, 1984], состоит из пород, развитых в Южной Финляндии, на Аландских островах и на дне Балтийского моря, а еще выше - тургяляйский межледниковый горизонт, представленный озерными, болотными и речными отложениями, и лежащая на нем дайнавская морена. Нам представляется более логичным сопоставлять весь этот комплекс не с нижним плейстоценом, а с серединой - концом эоплейстоцена, временем двух длительных, резких похолоданий и разделяющего их потепления. Окончательно вопрос о возрасте всего комплекса будет решен только после проведения палеомагнитных исследований.

В Калининградской области, как показали работы И.А. Одесского, Г.И. Гуревича, Н.Я. Спасского и др. [1986], рассматриваемый горизонт представлен осадками, имеющими большое сходство с водно-ледниковыми, бассейновыми отложениями. Это с определенной долей вероятности позволяет наметить юго-западную границу распространения эоплейстоценового ледникового покрова (см. рис. 54).

Беларусь. Осадки, сопоставляемые с даумантайскими (вильнюсскими), именуются здесь брестским предледниковым горизонтом. Его отложения изучены в ряде областей Беларуси, главным образом в полосе холмов, слагающих зону так называемых краевых образований (Ошмянская, Минская возвышенности и др.). Они представлены аллювиальными и озерно-аллювиальными фациями. По палинологическим данным отмечается смена неоднократных похолоданий и потеплений, происходящих на фоне нарастающего общего ухудшения климата. Состав палинокомплексов имеет промежуточный характер между плиоценом и плейстоценом [Вальчик, Зусь, Феденя, Карабанов, 1990].

С дзукийским моренным горизонтом Прибалтики и лежащими над ним тургяляйским межледниковым и дайнавским моренным горизонтами здесь, по-видимому, следует сопоставлять не только наревскую морену (достигающую в ряде разрезов мощности до 50 м), лежащую на брестских отложениях, но и располагающиеся выше - фрагментарно развитый, обычно небольшой по мощности беловежский (венедский) межледниковый озерно-аллювиальный горизонт и березинский ледниковый, представленный не только мореной, но и озерно- и флювиогляциальными образованиями.

Изучение семенных флор из всех этих трех горизонтов - наревского, беловежского и березинского, проведенное Т.В. Якубовской и Ф.Ю. Величкевичем, показало, что они имеют большое сходство с ископаемыми флорами брестского горизонта и также отражают преемственную связь с позднеплиоценовыми флорами [Краевые образования..., 1990, с. 22].

Будет логичным считать, что все эти три горизонта позднекайнозойского разреза Беларуси соответствуют среднему - верхнему эоплейстоцену - двум эпохам похолоданий и разделяющему их потеплению. Конечно, мы отдаем себе отчет в определенной условности проведенных корреляций и предлагаемых возрастных датировок; вновь приходится отметить, что достаточно строгое решение вопроса будет достигнуто только после проведения палеомагнитных исследований.

Граница распространения наревского и березинского ледников, вероятно, представлявших осцилляции края единого покрова) проводится белорусскими исследователями по южному склону полосы холмов, формирующих зону так называемых краевых образований. Она принята нами и показана на рис. 54.

В Южной Беларуси и Припятской впадине, в долине Днепра, горизонты валуносодержащих осадков, залегающие ниже так называемой днепровской морены, представляют собой, по нашему мнению, толщу флювио- и лимногляциальных отложений, сформировавшихся при таянии ледника. Их описания такому выводу не противоречат.

Украина и Молдова. Эоплейстоценовые осадки этих регионов представлены комплексом субаэральных, аллювиальных, озерных, а в Причерноморье - лиманно-дельтовых и морских отложений. Субаэральные отложения развиты наиболее широко (в литературе за ними закрепилось наименование «скифские глины»). Они слагают возвышенные водоразделы и наиболее высокие террасы, залегают плащеобразно и перекрыты лессами, с которыми связаны постепенными переходами. Нередко в них описываются до 12 горизонтов погребенных почв [Веклич, Сиренко, 1972] и пачки лессовидных глин. В толще скифских глин встречены костные остатки животных молдавского, хапровского, одесского и таманского комплексов.

К субаэральным отложениям относятся и лессы, для которых ныне доказан их эоплейстоценовый возраст. Как указывает Г.И. Лазуков [1989], названные лессы не были только перигляциальными образованиями, они формировались и в теплые эпохи, что подтверждают находимые в них костные остатки млекопитающих.

Аллювиальные эоплейстоценавые отложения слагают комплекс высоких террас (например, на Днепре это VIII-XI, на Днестре - VII-IX террасы). Местами ширина долины в пределах комплекса высоких террас достигает 150 и даже 200 км (среднее течение Днепра).

Имеющиеся палеомагнитные данные показывают, что все они по возрасту относятся к эпохе Матуяма. Их эоплейстоценовый возраст подтвержден и многочисленными костными остатками животных. Находки моллюсков в толщах различных террас и палинологические определения позволяют выделить на протяжении времени их формирования несколько эпох потеплений и похолоданий.

Анализ строения толщи эоплейстоцена, содержащихся в ней органических остатков, материалов палеомагнитных исследований детально изученных опорных разрезов Приуралья и Тимано-Печорского региона дал возможность провести их корреляцию с разрезами южных, центральных и западных районов Русской равнины, Прибалтики, Беларуси и Украины. При этом в западной и северо-западной частях всей названной территории с эоплейстоценом может быть сопоставлен (и это частично подтверждают палеонтологические данные) только комплекс осадков, относимых и до настоящего времени к нижнему плейстоцену - интервалу от первого нижнеплейстоценового горизонта до березинского (окского) включительно (см. табл. 1, схема МСК, [1984]). Это и отражено на составленной палеогеографической картосхеме (см. рис. 54). Именно поэтому в ее наименовании после упоминания окского горизонта стоит знак «?».

7.4. ПЛЕЙСТОЦЕН И ГОЛОЦЕН. АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ ОТ 700 ТЫС. ЛЕТ НАЗАД ДО НАСТОЯЩЕГО ВРЕМЕНИ

Дальнейшее описание палеогеографических обстановок охватывает возрастной интервал начиная с раннего плейстоцена, весь средний и верхний плейстоцен и голоцен унифицированной схемы.

В этом временном интервале помимо эпох потеплений (межледниковий), которые будут рассмотрены сравнительно кратко, выделяются кроме сопоставленных нами с эоплейстоценом и описанных выше четыре эпохи похолоданий (оледенений) - днепровская (самаровская), московская (сожская, тазовская), ранневалдайская и поздневалдайская (осташковская). Для трех из них составлены палеогеографические картосхемы и дается их критический анализ. Для эпохи ранневалдайского похолодания приведено только описание имеющихся материалов. Кратко рассмотрен и голоцен.

7.4.1. РАННИЙ ПЛЕЙСТОЦЕН. АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ 700-390 ТЫС. ЛЕТ НАЗАД

В пределах Понто-Каспия ранний плейстоцен - эпоха проявления двух значительных трансгрессий (на Черном море - ранне- и позднечаудинской, в Каспийском бассейне - ранне- и позднебакинской), разделявшихся и завершавшихся регрессиями.

На Русской равнине, в Южном и Среднем Предуралье, на юге Западно-Сибирской низменности трансгрессиям Понто-Каспия соответствовали эпохи потепления, регрессиям - похолодания.

Для всей области трансгрессий Полярного бассейна, его акватории и территорий приморских равнин севера Евразии это, по-видимому, время достаточно длительной регрессии, перерыва в осадконакоплении и, возможно, в самом его конце - трансгрессии незначительной амплитуды. Рассмотрим имеющиеся материалы более подробно.

Бассейн Каспия, Прикаспийская низменность, Восточное Закавказье. Ранний плейстоцен на Каспии - время образования осадков бакинского горизонта, с перерывом и слабым угловым несогласием залегающих на отложениях апщерона. Обычно они имеют мощность от 50-100 до 500 м, слагают наиболее высокие из террасовых уровней, прослеживающихся по его берегам, и отчетливо разделяются на две части - нижнюю (глины и пески с Didacna parvula Nal.) и верхнюю (известняки-ракушечники с Didacna rudis Nal.). Между этими трансгрессивными горизонтами фиксируется перерыв, отражающий время сравнительно незначительной регрессии [Федоров, 1978].

Бакинские трансгрессии распространяются и по долине Маныча, по которой шел сток вод Каспия в Азов и где происходило их смыкание с водами чаудинских бассейнов (рис. 55). Бакинские осадки покрывают и большие пространства Прикаспийской низменности; здесь береговые линии выражены четкими террасовыми уступами. В Закавказье воды бакинского моря распространяются в нижнем течении Куры. В Предкавказье и в области Калмыцкого Заволжья это время накопления толщи преимущественно лессовидных глин небольшой мощности.

Азовское море и низовья Дона. По берегам Азовского моря выделяются осадки с бакинско-чаудинской фауной. Эти лиманные отложения вверх по широкой долине Дона сменяются толщей аллювия, формирующей V надпойменную террасу. В ней встречена фауна млекопитающих тираспольского комплекса, а также пресноводные моллюски.

Восточное и Северное Причерноморье и Кавказ. Нижний плейстоцен, чаудинские отложения наиболее полно изучены на Керченском п-ове (мыс Чауда) и в Абхазии. Они подразделяются на нижнечаудинские (пески, алевриты, глины с фауной моллюсков) мощностью до 10-15 м и верхнечаудинские слои, отражающие вторую фазу трансгрессии. Они сложены прибрежно-морскими конгломератами и детритусовыми песчаниками с богатой фауной моллюсков, образующими вдоль Кавказского побережья террасы высотой от 105 до 130 м.

Украина, Молдова, Причерноморье. Здесь формируется характерная толща лессов мощностью до 10-15 м, распространенных почти повсеместно и на междуречьях, и на высоких речных террасах. Толща их расчленена несколькими почвенными горизонтами. В долинах Днестра и других рек Молдовы и Южной Украины это аллювиальные отложения VI надпойменной террасы, включающие остатки животных тираспольского комплекса, пресноводных и наземных моллюсков, а в самых низовьях - смешанную бакинско-чаудинскую фауну. Споры и пыльца, заключенные в лессах, позволяют реконструировать сравнительно прохладный климат во время их накопления - распространение злаково-полынных степей. Почвенные горизонты, в частности лубенский, фиксируют климат субтропических лесов и степей.

Нижнее и Среднее Поволжье и Прикамье, Южное и Среднее Предуралье. Времени бакинских трансгрессий и разделяющей их регрессии здесь соответствует формирование толщи аллювия, залегающего в переуглубленной долине Волги. В его составе Г.И. Горецким [1964] были выделены лежащие с размывом на подстилающих отложениях Соликамская и венедская свиты. Каждая из них, сложенная песками, алевритами и глинами, содержит относительно теплолюбивый комплекс растительных остатков. Соликамская свита лежит на подстилающих осадках с размывом и перерывом.

Эти свиты разделены озерно-аллювиальной (платовской) сыртовой толщей, сложенной преимущественно бурыми и коричневыми суглинками, содержащими комплекс растений перигляциальной зоны. Такие же суглинки, с тем же комплексом растительных остатков венчают разрез нижнего плейстоцена. Обе эти сравнительно маломощные (от 1-3 до 10-15 м) толщи суглинков не только развиты в речных долинах, но и покрывают водоразделы. В составе венедской свиты встречены кости млекопитающих, среди которых определены Archidiscodon trogontherii Wüsti (Pavl.).

В Южном и Среднем Предуралье характер строения разреза нижнего плейстоцена в целом аналогичен описанному непосредственно выше. Здесь в отложениях соликамской свиты также имеются кости Archidiscodon и, кроме того, Elasmotherium sibiricum Fish., а в венедской свите - кости мелких млекопитающих тираспольского комплекса.

На Южном и Среднем Урале формируются аллювиальные и элювиально-делювиальные отложения.

Бассейн Верхней Волги и Оки. Выше, при рассмотрении палеогеографических условий, существовавших в этом регионе на протяжении эоплейстоцена, мы уже отмечали, что выделяемые здесь повсеместно развитые отложения окской морены и подстилающая их толща аллювиальных и бассейновых осадков условно, до получения палеомагнитных датировок, сопоставляются нами со средним и верхним эоплейстоценом - временем наиболее глубокого похолодания и обширного оледенения. Например, в стратотипическом разрезе у г. Чекалина на Оке в основании речной долины, вырезанной в толще глин и известняков верхнего девона (по Н.Г. Судаковой, в кн.: [Разрезы отложений..., 1977]), залегает толща аллювия и бассейновых отложений мощностью до 14 м, перекрытая прерывистым горизонтом морены мощностью от 0 до 10-12 м, считаемой окской. На морене, с перерывом и хорошо выраженным базальным горизонтом в основании, залегают детально изученные среднеплейстоценовые лихвинские осадки.

Таким образом, если принять предлагаемые нами возрастные датировки нижней части позднекайнозойского разреза, в бассейнах Верхней Волги и Оки на раннеплейстоценовую эпоху приходится перерыв в осадконакоплении. Отложения этого возраста, вероятно, сохранились только в переуглубленных долинах рек, где они, по-видимому, будут представлены маломощной, не повсеместно развитой толщей аллювия - возрастного аналога соликамской и венедской свит, Палеомагаитные датировки указанной толщи должны располагаться непосредственно выше границы эпохи Матуяма, в низах - эпохи Брюнес.

Северо-западные области России, Прибалтика, Беларусь, Карелия и Кольский п-ов. Материалы, имеющиеся для этих регионов, кратко рассмотренные ранее в разделах «поздний плиоцен» и «эоплейстоцен», также приводят к выводу об отсутствии и здесь, даже на ряде участков переуглубленных речных долин (Нева в пределах Санкт-Петербурга), отложений, которые можно было бы вполне уверенно отнести к нижнему плейстоцену. Вероятно, регион, где эти осадки отсутствуют почти повсеместно, соответствует площади происходившего в раннем плейстоцене поднятия Балтийского щита и сопредельных с ним территорий и акваторий вплоть до Беларуси на юге, верховьев Волги и Оки на юго-востоке и Печорского моря на востоке. На всем этом пространстве выше толщи, сопоставляемой нами с эоплейстоценом, залегают с перерывом осадки лихвинского или днепровского горизонта, а в пределах Северной Карелии и Кольского п-ова на породах фундамента продолжается формирование маломощных кор выветривания.

Архангельский Север, бассейн Печоры, север Западной Сибири, шельф Баренцева и Карского морей. После произведенных в этих районах детальных, по керну скважин, палеомагнитных определений возраста всей толщи позднего кайнозоя было установлено [Яхимович, Зархидзе, 1990], что основная ее часть (включающая и валуносодержащие горизонты, сопоставлявшиеся ранее с окской, днепровской, московской и валдайской моренами) относится к интервалу от миоцена до эоплейстоцена включительно. Собственно плейстоценовыми (эпоха Брюнес) считаются только осадки самых верхов разреза, слагающие морские, а вдали от побережья и речные террасы - от V до I, которые были подробно описаны нами в главе 5, где был указан их возраст. Так, довольно уверенно возраст V террасы (100-190 м) определяется как средне-плейстоценовый, а возраст IV (50-90 м), в толще которой находится богатый, хорошо изученный комплекс фауны, - как позднеплейстоценовый микулинский. Для более низких террас имеются датировки их возраста по ¹⁴С. Голоценовыми являются только поймы - высокая и низкая.

Таким образом, и в этом обширном регионе, охватывающем не только территории, расположенные за широтой Северных и Сибирских Увалов, но и акватории Баренцева и Карского морей, возрастной интервал между кровлей эоплейстоцена и средним плейстоценом остается незаполненным.

В качестве одного из наиболее вероятных объяснений данного явления может быть предложено следующее: ранний плейстоцен и во всей зоне Полярного бассейна - это эпоха крупной регрессии, по своему размаху и амплитуде второй после позднемиоцен-раннеплиоценовой. С ней связан перерыв в осадконакоплении. Оно могло происходить главным образом в полосе шельфа, прилегающего к глубоководным впадинам, где эти осадки, вероятно, будут установлены в дальнейшем. На приморских равнинах севера Евразии они, по-видимому, слагают маломощный, прерывистый чехол озерных, болотных, элювиально-делювиальных, пролювиальных и солифлюкционных отложений, пока здесь строго не датированных.

Регрессия эта, достаточно длительная по времени (до 300 тыс. лет), совпадала с отражающимися в осадках юга и востока Русской равнины двумя этапами потепления и двумя этапами похолодания климата. С последними могло быть связано образование горных ледников на Северном и Полярном Урале, Пай-Хое, Новой и Северной Земле, на архипелагах Земли Франца-Иосифа и Шпицбергена, а также формирование снежно-ледовых шапок на наиболее возвышенных участках шельфа. В эти холодные интервалы, по-видимому, происходило и формирование мощной толщи мерзлоты.

Юг Западной Сибири. На протяжении раннего плейстоцена, как отмечает В.С. Волкова [1977, 1986], южная половина Западной Сибири и север Казахского мелкосопочника были ареной широкого развития преимущественно эрозионной деятельности больших и малых рек. Аккумуляция происходила в озерах и болотах.

Формировались довольно близкие по своему литолого-фациальному составу осадки (низы или средняя часть краснодубровской свиты), содержащие растительные остатки комплекса перигляциальных степей, лесостепи и тундры и кости как мелких, так и крупных млекопитающих тираспольского комплекса (Archidiscodon trogontherii Wüsti (Pavl.), Equus mosbachensis и др.). Мощность этой толщи, залегающей в долинах обычно ниже уреза воды, оценивается в десятки метров. Террасовых уровней они не образуют.

На крайнем юге Западной Сибири (Кулунда, Бараба, Приобское плато, север Казахской степи) распространены отложения лессовидной формации, в составе которой выделено несколько почвенных горизонтов. Стратиграфическое расчленение всех этих осадков разработано недостаточно. Границы их с эоплейстоценом и средним плейстоценом проводятся в значительной мере условно.

7.4.2. СРЕДНИЙ ПЛЕЙСТОЦЕН. АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ 390-140 ТЫС. ЛЕТ НАЗАД

7.4.2.1. ЛИХВИНСКОЕ ВРЕМЯ. ПЕРВОЕ СРЕДНЕПЛЕЙСТОЦЕНОВОЕ ПОТЕПЛЕНИЕ - МЕЖЛЕДНИКОВЬЕ. АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ 390-290 ТЫС. ЛЕТ НАЗАД

Это наиболее продолжительное из всех потеплений плейстоцена было установлено и описано еще в конце XIX в. по разрезу на Оке близ г. Лихвин (ныне - Чекалин). Здесь обнажена толща аллювиально-озерных и почвенных образований, содержащих пыльцу и макроостатки теплолюбивых растений (бук, тисс, ясень и др.), диатомовую микрофлору, остракоды, скелеты и чешую пресноводных рыб (щука, язь, плотва, пескарь и др.) и костные остатки леммингов.

Рассматриваемая толща перекрыта пачкой валунных суглинков, сопоставляемых с мореной днепровского горизонта, а выше и ниже по течению Оки, у уреза воды, т.е. гипсометрически ниже толщи, содержащей органику, наблюдается еще один горизонт валунных суглинков, сопоставляемый с окской мореной, что позволяло считать этот разрез стратотипическим, а толщу, разделяющую валунные суглинки, названную лихвинской, - маркирующим горизонтом, разделяющим нижний и средний плейстоцен. Однако выше, при описании эоплейстоцена, мы уже отмечали, что толща, сопоставляемая здесь с окской мореной, вероятно, после проведения палеомагнитного анализа окажется эоплейстоценовой, а генезис ее - флювиогляциальным.

Аналоги лихвина, представленные преимущественно аллювиальными, а также озерными отложениями, содержащими многочисленные органические остатки, установлены в Беларуси, в Среднем Поволжье и Приуралье, на Верхней Каме, в северо-западных областях России. На юге Русской равнины с ним сопоставляется завадовская почвенная свита, перекрываемая лессами. На Нижней Волге и Среднем Дону к лихвинскому горизонту отнесен аллювий высоких террас, в которых встречена сингальская фауна, а на водоразделах - делювиальные суглинки.

На Каспии в лихвинское время распространяется раннехазарская трансгрессия, осадки которой образуют террасы на побережье Дагестана, Азербайджана и в Куринской низменности высотой до 160-170 м, отражающие мощные неотектонические поднятия этого региона с середины плейстоцена. Они сложены глинами, песками и галечниками с морской фауной [Федоров, 1978]. Через Маныч возобновляется связь Каспия с Понтом. Началу среднего плейстоцена здесь соответствует распространение древнеэвксинского и палеоузунларского бассейнов, осадки которых на Черноморском побережье Кавказа выражены двумя террасами высотой соответственно 60-65 и 45-50 м. В слагающих их песках и галечниках находится комплекс фауны (Didacna, Cardium и др.).

В Северном Приаралье, в Тургайской низменности и по всей южной половине Западной Сибири с лихвинским временем коррелируется тобольский горизонт, отражающий здесь время возникновения и формирования современной гидросети. Осадки этого горизонта, представленного в основном аллювием, выполняют долины палео-Тургая, палео-Убагана, палео-Тобола, палео-Иртыша. Это пески и алевриты с раковинами пресноводных моллюсков и остракод, с остатками пыльцы и спор относительно теплолюбивых растений. В широтном течении Оби они слагают обширную озерно-аллювиальную равнину. На междуречьях всего этого огромного региона распространена толща лессовидных супесей и суглинков с прослоями погребенных почв. В них найдены костные остатки млекопитающих тираспольского, сингальского, а также хазарского комплексов, что указывает на более широкий, нежели только тобольский, возрастной диапазон этого комплекса, включающий помимо среднего и нижний плейстоцен.

Морские отложения, сопоставляемые с лихвинскими, выделены в Прибалтике, Литве, Латвии и на севере Евразии, в зоне трансгрессии. В Прибалтике с лихвинским сопоставляется бутенайский (или пулверниекский) горизонт - толща глин, алевритов и песков с пыльцой теплолюбивых растений, содержащая прослои с морской фауной и микрофауной. Она выполняет переуглубленные долины и достигает мощности 100 м. В ее составе имеются один или два горизонта диамиктона (морены).

Выше мы уже отмечали, что сопоставление этого комплекса с разрезами севера Восточно-Европейской равнины привело нас к заключению о необходимости сопоставления его с верхним плиоценом и эоплейстоценом, что и показано на соответствующих картосхемах.

На севере европейской части России в зоне трансгрессий к лихвинскому горизонту, включая, вероятно, и осадки нижнего плейстоцена, относятся отложения, формирующие V террасовый уровень с абсолютными отметками поверхности 100-190 м (до 220 м в зонах наиболее интенсивных неотектонических поднятий). В среднем течении Северной Двины по выделенным из этих осадков спорово-пыльцевым комплексам реконструируются дубравы с примесью ясеня и вяза, позже сменяющиеся хвойными лесами с примесью сосен, берез и немногочисленных широколиственных. Разрезы имеют преимущественно песчаный состав с прослоями и линзами глин и алевритов.

В северной половине Западной Сибири, севернее Сибирских Увалов, осадки нижнего и почти всего среднего плейстоцена (до московского горизонта) представляют собой наименее изученную часть позднекайнозойского комплекса. По новейшим данным, весь этот интервал разреза сложен единой сравнительно маломощной толщей глин, алевритов, песков и диамиктонов с морской фауной, микрофауной и микрофлорой. Она вскрыта в обнажениях у уреза воды по берегам Оби в ее нижнем течении, непосредственно севернее г. Салехарда на Ангальском мысу, у пос. Лабытнанги, а также на западном берегу Ямала на мысах Харасавей и Марре-Сале, где образует цоколь V морской (110-120 м) террасы. Южнее, в полосе, тяготеющей к Сибирским Увалам, она сложена песками и гравием - аллювиальными отложениями. Вдоль восточного склона Приполярного и Полярного Урала среди песков наблюдаются редкие валуны, что позволяет считать их генезис флювиогляциальным. Выделить в составе всех этих осадков толщу, соответствующую лихвинскому (тобольскому) горизонту, пока не удалось.

Заканчивая предельно краткий обзор материалов о палеогеографических условиях лихвинского века (а для севера Евразии - и всего раннего плейстоцена), следует отметить его крайне неопределенное стратиграфическое положение. Оно явилось результатом значительного удревнения возраста основной части разреза позднекайнозойской толщи, развитой на субарктических равнинах, подтвержденного данными палеомагнитных исследований, а также следствием пересмотра стратиграфического положения «морен донского ледникового языка». Как указывалось выше, возникают вполне обоснованные сомнения в отношении правильности возрастных определений даже для такого детально изученного опорного разреза, как лихвинский на Оке, а также ряда других стратотипов в центре Русской равнины. Проведение здесь палеомагнитных исследований может дать неожиданные результаты, подобные тем, которые были получены для Северного Приуралья.

7.4.2.2. ДНЕПРОВСКОЕ (САМАРОВСКОЕ) ПОХОЛОДАНИЕ И ОЛЕДЕНЕНИЕ. АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ 290-240 ТЫС. ЛЕТ НАЗАД

Днепровское оледенение является первым из двух ледниковий, выделяемых в составе среднего плейстоцена. Приведенные даты абсолютного возраста встречаются в литературе наиболее часто. Однако в некоторых публикациях [Геохронология..., 1974] начало днепровского похолодания опускается до 310 тыс. лет. Большинством исследователей антропогена оно считается максимальным из проявлявшихся в позднем кайнозое. Граница распространения его льдов и транспортировавшихся ими эрратических валунов показана на всех ныне существующих обзорных геологических, геоморфологических картах и картах четвертичных отложений. Она проходит в северной половине Русской равнины и образует два обширных языка, спускающихся по Днепру и Дону далеко к югу, соответственно до Днепропетровска и Калача. Восточнее она пересекает Урал несколько севернее р. Чусовой и протягивается далее на восток в широтном направлении через низовья Иртыша и Большого Югана (рис. 56).

С конца 70-х гг., как отмечалось выше, возраст валуносодержащей толщи - морены донского языка - был пересмотрен. Ныне она сопоставляется с нижнеплейстоценовым окским или залегающим ниже дзукийским (донским) горизонтом. На основании корреляции этой толщи со строго датированными разрезами Тимано-Печорского региона мы приняли для нее эоплейстоценовый возраст, что и показано на соответствующей картосхеме (см. рис. 54).

Еще в 50-х гг. палеонтологами, изучавшими фауну и микрофауну из позднекайнозойской толщи в пределах всей зоны трансгрессий Полярного бассейна, были сделаны выводы о плиоценовом и эоплейстоценовом возрасте основной части разреза, и в том числе горизонтов, содержащих крупнообломочный материал и сопоставлявшихся с мореной днепровского ледника (таких, например, как роговская и салехардская свиты). Появление результатов палеомагнитных исследований, подтвердивших эти выводы, резко сократило предполагаемый ареал его распространения на севере и северо-востоке.

Отсутствие днепровской морены было обнаружено и при детальном изучении разрезов Самарского и Казанского Поволжья, Прикамья, а также Среднего Предуралья [Геологические события..., 1985]. Здесь повсюду времени днепровского похолодания соответствуют аллювиальные, озерные и делювиальные отложения, содержащие комплекс растений перигляциального типа.

Принципиально важные результаты были получены и для ареала распространения так называемого днепровского ледникового языка. Украинскими исследователями Ю.А. Котиком, В.М. Тимофеевым, А.А. Комлевым и др. [1987] был установлен аллювиальный генезис валуносодержащей толщи, сопоставляющейся с днепровской мореной. Она формировалась в долинах множества рек, спускавшихся с возвышенностей Украинского кристаллического массива, выносивших и разносивших крупнообломочный материал до современной долины Припяти и севернее ее.

Все эти данные более подробно уже рассматривались нами. Здесь мы упоминаем о них лишь для того, чтобы показать, как с повышением детальности исследований постепенно изменялись устоявшиеся представления о площади, покрывавшейся днепровским ледником, как неуклонно сокращались, подобно «шагреневой коже», ареалы его распространения, уточнялись стратиграфические корреляции и возраст валуносодержащих горизонтов, основная часть которых оказалась плиоценовой и эоплейстоценовой. Ныне контуры площади, в пределах которой пока нет или еще недостаточно материалов для обоснованного пересмотра генезиса и стратиграфического положения днепровской морены, тяготеют к южной периферии Балтийского щита. Она включает Южную Карелию, Прибалтику, Северную Беларусь, а также центральные и северо-западные области России (бассейны Верхнего Днепра и Верхней Волги). Именно этими территориями мы и ограничим в основном рассмотрение палеогеографических обстановок днепровского времени.

Южная Карелия. Днепровская морена выделяется здесь в разрезах, тяготеющих к Онежско-Ладожскому водоразделу и долине р. Свири. Она залегает обычно непосредственно на породах фундамента, в понижениях его рельефа и представлена сравнительно маломощной (от 3-5 до 20 м, редко более) толщей валунных суглинков и супесей, насыщенных глыбами, валунами и щебнем, целиком состоящими из пород Балтийского щита. Обломочный материал имеет низкую степень окатанности или вообще не окатан. Нам не удалось найти указаний на находки в этой толще органических остатков, кроме спор и пыльцы, комплекс которых имеет смешанный характер. Отсутствуют данные и о солевом составе осадка.

Приладожье, бассейн Невы, северо-западные области России. В Южном Приладожье, в бассейнах Невы, Чудского и Ильменского озер днепровская морена выделяется всеми работавшими и работающими здесь исследователями. Она залегает в основании разреза плейстоцена, непосредственно на коренных породах. Мощность днепровского ледникового комплекса колеблется от 1-3 до 50-70 м. Над и под мореной в ряде разрезов выделяются флювиогляциальные пески и ленточные глины, а также межстадиальные озерно-болотные осадки.

Ранее, рассматривая разрез, вскрытый скважинами в пределах Санкт-Петербурга, в переуглубленных долинах Невы и ее притоков, мы указывали, что выделяемую здесь в основании разреза валуносодержащую толщу, считающуюся днепровской мореной, вероятно, правильнее сопоставлять с колвинской толщей (верхним плиоценом) Тимано-Печорского региона и Архангельского Севера. Днепровской морене соответствует вторая снизу валуносодержащая толща, залегающая на 25-40 м гипсометрически выше и прослеживаемая на всей площади города и далеко за его пределами. Вероятно, плиоценовым окажется также возраст базального моренного горизонта в переуглубленных долинах и других крупных рек этого региона (Волхов, Ловать, Великая и др.) и регионов Прибалтики.

На некоторых высоких водоразделах (Карельский перешеек, Ропшинская, Мстинская и другие возвышенности) днепровской морены нет; разрез плейстоцена начинается с валуносодержащей толщи, возраст которой считается валдайским и которая, как мы уже отмечали, является мореной или эоплейстоценового ледника (см. рис. 54), или днепровского (см. рис. 56). Валдайский ледник, как было показано в главе 1, в эти районы распространяться не мог. Более подробно данный вопрос будет рассмотрен при описании палеогеографии позднего плейстоцена.

Плотные, обычно темно-серые глины и суглинки, слагающие днепровскую морену, заключают многочисленные, в том числе и окатанные, глыбы, валуны, щебень, гальку и гравий, состоящие из кристаллических пород фундамента, главным образом гранитов (включая рапакиви) и гнейсов. В бассейнах Чудского оз. и Ильменя среди них появляются доломиты и известняки ордовика и силура, красноцветные породы девона. Морена приобретает бурую окраску. С воздействием днепровского ледника на подстилающие породы связывается возникновение ряда крупных так называемых гляциодислокаций (Красное Село, Дудергоф и др.) и отторженцев. Причины их возникновения, механизм образования были рассмотрены ранее в главе 4. Среди органических остатков, выявленных в этой толще, упоминаются только переотложенные спорово-пыльцевые комплексы.

Прибалтика и Северная Беларусь. В Прибалтике валуносодержащая толща днепровского горизонта в ряде работ названа жемайтийской или нижнеугандинской, в Беларуси за ней сохранено общепринятое ее наименование. Эта толща, мощность которой колеблется в широких пределах - от 7-10 до 50-60 м, развита здесь почти повсеместно, иногда обнажается непосредственно на поверхности. Она сложена неяснослоистыми, реже неслоистыми серовато-коричневыми, коричневыми и бурыми плотными супесями и суглинками с гравием, галькой и отдельными валунами, размеры которых в поперечнике иногда достигают 2,5-3 м и более. Их уникальная коллекция, созданная по инициативе Г.И. Горецкого, так называемая экспериментальная база валунов, находится в Минске. Обломочный материал, в том числе и валуны, состоит из пород Балтийского щита и в значительно подчиненном количестве - из карбонатов ордовика и силура, песчаников и мергелей девона.

Наиболее подробно их литологическое и петрографическое исследования проведены для Прибалтики А.И. Гайгаласом и А.В. Раукасом, а для территории Беларуси - Л.Ф. Ажгиревич, С.Д. Астаповой, Л.С. Вольской, А.В. Матвеевым. Среди валунов установлены разновидности горных пород из Южной Финляндии, Центральной Швеции, со дна (?) и островов Балтики. Многие из них весьма сильно выветрены, что указывает на возможность их захвата из более древней эоплейстоценовой морены.

Один из наиболее характерных и детально изученных разрезов днепровского горизонта находится в Беларуси, на Минской возвышенности (абсолютные отметки плюс 220 м), в огромном карьере у пос. Логойск. Во время его осмотра мы увидели, что здесь на толще песков залегает дислоцированная толща буровато-серых плотных супесей, насыщенная крупными (до 1 м и более в поперечнике) валунами, гальками и гравием, представленных скандинавскими породами (главным образом гранитами и гнейсами), а также кварцем, кварцитами и редко карбонатными породами палеозоя. Эта толща, мощность которой на коротких расстояниях меняется от нескольких до 10-15 м, перекрывается белыми кварцевыми песками. Фауна и микрофауна в ней пока не найдены.

Толща неяснослоистая, местами слоистость подчеркивается тонкими прослоями суглинков. Валуны и галька в большинстве своем имеют окатанность II, III и даже IV класса. Она не является типичной мореной, и ряд белорусских исследователей не исключают ее флювиогляциальный генезис. Кроме того, работы палеокарпологов (Ф.Ю. Величкевич, Т.В. Якубовская) и палинологов, изучавших флористические остатки из песков, подстилающих и перекрывающих описываемую толщу, позволяют считать возраст этого моренного горизонта, в том числе и вскрытого в отмеченном карьере, не днепровским, а московским. С воздействием днепровского языка здесь связывается образование многочисленных гляциодислокаций и отторженцев (Э.А. Левков).

В Калининградской области и пограничных с ней районах Литвы для морен среднего плейстоцена в результате детальных литологических исследований, проводившихся И.А. Одесским и Э.Л. Каменецкой, установлен их бассейновый генезис. В Латвии вся толща осадков позднего кайнозоя, в том числе и валуносодержащие горизонты, сопоставляемые со средним плейстоценом, были изучены Б.Л. Афанасьевым, И.Д. Даниловым и Г.Н. Недешевой. Литологическая характеристика этой толщи, встреченная в ней фауна и микрофауна привели исследователей к уверенному выводу о ледово- и ледниково-морском генезисе осадков.

Близкие выводы получены для валуносодержащих горизонтов Эстонии. Так, А.В. Раукас в новейших работах конца 80-х гг. также отмечает нахождение в толще морены морской фауны, приуроченной к самым нижним и верхним ее слоям. Однако срединные части толщи, где фауна либо не встречается совсем, либо является крайне редкой, он продолжает считать типичной мореной.

Все материалы, касающиеся валуносодержащих горизонтов Прибалтики, были рассмотрены более подробно ранее, в главах 2 и 3. Здесь мы вновь упоминаем о них, так как это позволяет хотя бы в первом приближении сделать вывод о том, что время днепровского оледенения, вероятно, совпадало с существованием в пределах контуров современной Балтики неглубокого морского залива; условия движения ледника в его границах могут быть сопоставимы с наблюдаемыми в современных шельфовых ледниках Антарктики, частично находящихся на плаву, частично двигающихся по подстилающим породам.

Центральные области России, бассейн Верхнего Днепра и Верхней Волги. Днепровская морена присутствует здесь неповсеместно. Считается, что на значительной площади она была уничтожена в результате воздействия московского и валдайского ледников. Мощность ее обычно не превышает 10-20 м, и лишь в некоторых разрезах Смоленской области и Рыбинского Поволжья отмечены мощности днепровских валунных суглинков, достигающие 60 и даже 80 м.

Обломочный материал морены состоит не только из пород Балтийского щита. Здесь много валунов, щебня, галек, гравия, представленных местными породами - известняками карбона и нижней перми, красноцветными песчаниками и алевролитами татарского яруса верхней перми. Зафиксированы также и гляциодислокации, и отторженцы местных пород, достигающие в поперечнике 1 км и более. Эти феномены, их происхождение были рассмотрены нами в главе 4.

В ряде разрезов названного региона морена расщепляется на две толщи, разделенные пачкой озерно-болотных отложений. Из органических остатков в морене и в межстадиальных слоях были изучены только спорово-пыльцевые комплексы, имеющие смешанный характер или отражающие существование растительности перигляциального типа.

Граница максимального распространения днепровского ледника, показанная на картосхеме (см. рис. 56), является сугубо ориентировочной и потому на всем ее протяжении изображена пунктирной линией. С территории Северной Польши она проведена через Северную Беларусь вдоль пояса так называемых краевых ледниковых образований - от Минской возвышенности на западе к Витебской возвышенности и далее к холмам на водоразделе pp. Великой и Ловати. Далее с севера она огибает Валдайскую возвышенность и протягивается вдоль края Смоленско-Московской возвышенности до ее восточного края, затем поворачивает к Рыбинскому водохранилищу и далее на север к Онежскому оз. и возвышенностям Центральной Карелии. В пределах Центральной и Южной Беларуси, к югу от границы распространения ледника по всему бассейну Припяти валуносодержащая толща, сопоставляемая с днепровской мореной, образующая обширный, сужающийся в южном направлении язык, рассматривается нами как флювиогляциальная, аллювиально-половодная и, вероятно, частично селевая и солифлюкционная. Южнее долины Припяти и в долине Днепра на протяжении от устья Березины и почти до Днепропетровска обломочный материал в составе этой толщи в основной своей части принесен с Украинского кристаллического массива.

Относительно небольшой по площади участок распространения валуносодержащих отложений днепровского возраста, возможно, также имеющих флювиогляциальный генезис, показан и в бассейне Западной Двины.

Остается неясным возраст валуносодержащих отложений, известных на востоке Беларуси, в бассейне р. Сейма, где на карте поставлен знак «?». Не исключено, что за днепровскую морену здесь принимается флювиогляциальная толща эоплейстоценового возраста (см. рис. 56).

Еще одна достаточно обширная область распространения валуносодержащих днепровских отложений, генезис которых, судя по описаниям, вероятно, также является флювиогляциальным, протягивается вдоль долины Верхней Волги от Твери и Рыбинска до Нижнего Новгорода, сменяясь южнее толщей аллювия.

Предложенное нами с учетом имеющихся материалов предельное сокращение контуров днепровского ледника по сравнению с показывавшимися ранее, принятие вместо ледникового флювиогляциального генезиса валуносодержащих толщ, распространяющихся по долинам Днепра на 700 км южнее, а по долине Волги почти на 400 км восточнее проведенных на картосхеме границ максимального его продвижения, конечно, не случайно. Это связано с учитываемыми нами теоретически возможными, допускаемыми законами физики, математики и механики расчетами максимального расстояния, на которое мог продвинуться днепровский ледник за время его существования, исчисляемого 50 тыс. лет.

Для того чтобы лед и переносимые им обломки (а они движутся в придонном слое со скоростью, которая от 2-10 до 100 раз меньше, чем, скорость чистого льда) могли преодолеть расстояние от Центральной Швеции и Финляндии до показанной на картосхеме границы в районе Минской возвышенности, в районе Твери и Рыбинска, составляющее 900 км, частице льда (см. главу 1) необходимо 100 000 лет, а влекомым обломкам (даже если их скорость только в 3-4 раза ниже, чем льда) - 300-400 тыс. лет.

Продолжительность эпохи днепровского похолодания и оледенения сколько-нибудь значительно (более чем на 10-20 тыс. лет) увеличить нельзя. Какими же могут быть варианты сокращения или снятия указанного несоответствия? Их несколько.

1. Перемещение центра оледенения из принятого в настоящее время района северной части Ботнического залива в пределы Южной Швеции и Южной Финляндии - на 200 км к юго-востоку. Это не противоречит установленному при петрографических исследованиях крупнообломочного материала из днепровской морены местоположению коренных выходов, из пород которых он происходит, а также данным климатологии - изменению направления воздушных потоков, несущих влагу.

2. Принятие для ледника (при его движении через прибрежные регионы Финляндии и акваторию современного Балтийского моря, стран Балтии) режима шельфового ледника, скорость движения которого в 10 раз выше, чем ледника, ползущего по суше. Она равна в среднем 500 м/год (см. главу 1). Если принять ширину этой зоны в 300-350 км, т.е. взять половину пути, то величина времени, необходимого частице льда, чтобы пройти 350 км по суше и еще 350 км в режиме шельфового ледника, составит от 60 до 65 тыс. лет. Что же касается времени, требующегося для перемещения обломочного материала, то оно, по самым оптимистическим подсчетам, будет равно 130-200 тыс. лет. Однако подобное расширение пространства, в пределах которого ледник мог бы перемещаться в режиме шельфового, требует доказательств - нахождения в составе морены в Южной Финляндии и почти на всей территории стран Балтии и северо-западных областей России морской фауны и микрофауны и установления литологических особенностей и солевого состава осадка, соответствующих морским или лагунным (бассейновым) условиям осадконакопления. Таких данных, кроме прибрежных территорий Эстонии, Литвы, Латвии и Калининградской области, пока нет.

3. Допущение захвата на всем пересеченном ледником пространстве, или, по крайней мере, на основной его части, обломочного материала из подстилающей эоплейстоценовой морены. Это, кстати, помогает объяснить как сильную выветрелость значительной части валунов, щебня и гравия, находящихся в днепровской морене, так и высокую степень их окатанности. В данном случае скорости движения льда и отложения слоя морены практически сравняются.

Однако даже эти допущения, в основной своей части не подтвержденные имеющимися материалами, не позволяют полностью согласовать показанные на картосхеме контуры распространения днепровского ледника и время его существования, хотя и сводят их расхождение к минимуму (50 и 65 тыс. лет).

Вероятно, в перспективе с повышением комплексности исследований валуносодержащей толщи, после корректировки традиционных представлений о ее генезисе, контуры распространения днепровского языка испытают дальнейшее, возможно, существенное сокращение. В настоящее время сделать это невозможно - из-за недостатка материалов.

Чтобы завершить анализ палеогеографических обстановок времени днепровского похолодания и оледенения, предельно кратко рассмотрим условия, существовавшие во внеледниковой области.

На территории Молдовы, Южной Украины, Крыма, по всему Причерноморью, Приазовью и Предкавказью формируются лессы и лессовидные суглинки. Они залегают на различных элементах рельефа, а в долинах рек перекрывают аллювий IV или III террас. Их мощность обычно невелика, она колеблется от 0,5-1 до 10-12 м, сокращаясь в южном направлении. К северу, к краю днепровского ледника, они постепенно замещаются флювиогляциальными и озерно-аллювиальными осадками, в толще которых отмечены проявления мерзлотного пучения, просадок и растрескивания. Спорово-пыльцевые спектры днепровской лессовой толщи достаточно однообразны. Вся внеледниковая зона была покрыта травянистой ксерофильной растительностью с участием полыней, лебедовых и эфедры, указывающих, как считают большинство исследователей, на распространение на всем этом пространстве, вплоть до Черного и Азовского морей, перигляциальных ландшафтов. Они же (мы писали об этом выше) были распространены и по всему Среднему Поволжью, Среднему и Южному Предуралью. В лессах встречены и остатки пыльцы древесных - сосны, березы, лиственницы и т.д., а также широколиственных пород. Вероятно, леса располагались в долинах рек.

Днепровский лесс содержит фауну наземных и пресноводных моллюсков, пресноводных остракод, кости мелких млекопитающих - землероек, леммингов, пеструшек и т.д. В толще аллювия собраны и определены костные остатки Mammuthus cf. chosaricus Dubrovo, M. primigenius (Blum.), Bison priscus longiformis W. Gromova и других форм хазарского комплекса. В ряде пунктов Молдовы, Украины, в бассейне Дона и в Предкавказье в толще днепровских лессов найдены стоянки архантропов с орудиями ашельского типа [Природа..., 1981].

С началом днепровского времени на побережьях Черного и Азовского морей сопоставляется глубокая регрессия, сменяющаяся затем трансгрессией - формированием поздних древнеэвксинских слоев: песков, глин, песчанистых известняков, а также конгломератов с солоновато-водной фауной, образующих, например, вдоль Кавказского побережья четкий террасовый уровень на отметках от 35 до 40-43 м [Федоров, 1978].

В Северном Прикаспии, на Нижней Волге и в Предустюртье днепровскому времени соответствует, по П.В. Федорову, формирование сингальских и косожских аллювиально- и лиманно-морских глинистых, реже песчано-галечниковых осадков с Didacna, разделенных толщей речных песков, в которых встречены кости млекопитающих хазарского комплекса. Вдоль побережья Дагестана и Азербайджана они формируют четкий террасовый уровень, расположенный на 120-125 м выше современного уровня этого бассейна.

В Тургайском прогибе и в южной половине Западно-Сибирской низменности днепровское время фиксируется глубоким похолоданием и интенсивным увлажнением климата; возникают крупные, частично проточные озерные бассейны, происходит затопление речных долин - формируется, по А.А. Бобоедовой [1985], толща озерно-болотных и аллювиальных осадков и перигляциальных карбонатных суглинков и супесей. В составе этих толщ есть остракоды - обитатели холодных пресноводных бассейнов, а также кости крупных млекопитающих - мамонта и шерстистого носорога.

В эпоху максимума обводнения затапливается долина Убагана и воды прорываются на юг по долине Тургая в бассейн Арала.

Близ вершин Южного Урала, на Среднем, Северном и Полярном Урале к днепровскому горизонту отнесены морены горных ледников, коллювиальные и солифлюкционные толщи, формирующие серию нагорных террас. В Предуралье и в Зауралье в холмисто-увалистой полосе встречены плохо сортированные, неяснослоистые валуносодержащие суглинки, принимаемые и до настоящего времени за морену (самаровскую). Их мощность колеблется от 1-2 до 30-40 м. По В.С. Волковой [1986], значительное распространение в южной половине низменности, в широтном течении Оби и в низовьях Иртыша имеет зона тундр, сменяющаяся южнее лесотундрой и лесостепью. Формируются так называемые бассейновые морены и флювиогляциальные отложения - плотные толщи слоистых глин, супесей и песков, содержащих раковины пресноводных моллюсков. Широко распространялась многолетняя мерзлота. В привершинной части Сибирских Увалов с днепровским горизонтом сопоставляется маломощная толща песков с гальками и валунчиками - перлювий, сформировавшийся за счет континентальных неогеновых отложений.

В зоне трансгрессий, на всем ее протяжении от Белого моря до Енисея и устья Хатанги, с днепровским горизонтом может быть сопоставлена толща диамиктона, глин и алевритов, содержащих фауну моллюсков и фораминифер, слагающих низы разреза V террасы, что отражает смену значительной регрессии непрерывно развивающейся трансгрессией. Уровень моря в конце днепровского времени, вероятно, лишь ненамного превышал современную нулевую отметку. На шельфах Баренцева и Карского морей с временем глубокого днепровского похолодания сопоставляется толща III осадочного сейсмостратиграфического комплекса (ОССК) - маломощная (1-8 м) пачка слоистых глин, которые, если учитывать характер сейсмической записи, по-видимому, не содержат большого количества обломочного материала. Это, вероятно, указывает на существование сплошного или почти сплошного ледяного покрова.

7.4.2.3. ШКЛОВСКОЕ (ОДИНЦОВСКОЕ, РОСЛАВЛЬСКОЕ) ВРЕМЯ - ВТОРОЕ СРЕДНЕПЛЕЙСТОЦЕНОВОЕ ПОТЕПЛЕНИЕ - МЕЖЛЕДНИКОВЬЕ.

АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ 240-200 ТЫС. ЛЕТ НАЗАД

Стратиграфическое положение шкловского горизонта остается неясным и дискуссионным, таковы же и палеогеографические реконструкции этого времени. Шкловские (одинцовские, рославльские, снаугупельские) отложения наиболее широко развиты в Беларуси, странах Балтии, а также в западных и центральных областях России - Смоленской, Калужской и Московской. В естественных обнажениях они вскрываются редко, изучены главным образом по керну скважин и представлены обычно русловыми, пойменными и старичными фациями аллювия, озерными и болотными осадками - песками, супесями, суглинками, глинами, торфами, гиттиями, реже - мергелями и диатомитами. На древних водоразделах среди них отмечены горизонты погребенных почв.

Мощность толщи во всех регионах обычно колеблется в пределах от 0,5 до 10 м и лишь изредка достигает 40-50 м. Их стратиграфическая позиция устанавливается на базе палинологических и палеокарпологических определений. Они позволяют обосновать проявление в этом временном интервале двух климатических оптимумов (широколиственные и хвойно-широколиственные леса) и разделяющего их относительного похолодания (березовое редколесье и лесостепи).

В областях северо-запада Восточно-Европейской равнины и в Карелии они выделены и изучены всего в нескольких пунктах. Литолого-фациальные особенности толщи и состав растительных сообществ (комплекс пыльцы таежных форм с присутствием 5-20 % пыльцы широколиственных пород) указывают на палеогеографические условия, близкие к отмеченным выше.

В южных областях России, на Украине и в Молдове основанием для выделения этого комплекса послужили не только материалы палеоботанических исследований, но и нахождение в составе лессово-почвенной серии характерного, так называемого кайдакского почвенного (и сопоставляемого с ним) горизонта, залегающего на днепровских лессах. В долине Днепра и Дона - это аллювиальные образования, слагающие цоколь III (или IV) надпойменных террас. Они содержат костные остатки мелких млекопитающих и энтомофауну.

В Среднем и Нижнем Поволжье, в Северном Прикаспии и Предкавказье с шкловским (одинцовским) горизонтом сопоставляется аллювий III надпойменной террасы, а на водоразделах - почвенные горизонты. В Предуралье формируются аллювиальные и озерные отложения с Mammuthus chosaricus Dubrovo (нижняя часть III надпойменных террас).

На побережье Черного моря одинцовскому времени соответствуют узунларские слои, формирующие террасу высотой 25-30 м, сложенную глинистыми песками с Cardium edule L, Didacna nalivikini Wass. и другой фауной. По берегам Каспия, в Предустюртье это нижнехазарские (косожские) лиманно-морские глины и аллювиальные пески с позднехазарским комплексом млекопитающих [Федоров, 1978].

В южной половине Западно-Сибирской низменности с шкловским (одинцовским) горизонтом сопоставляется ширтинский. Слагающие его осадки - пески, супеси, глины, торф содержат пыльцу растений лесотундрового и таежного комплекса (ель, лиственница, сосна, береза) и пресноводных моллюсков. Они отражают широчайшее распространение озерных и аллювиальных условий. В.С. Волкова описала ряд почвенных горизонтов среди лессовых суглинков, расположенных к югу от широтного течения Оби.

В пределах приморских равнин севера Евразии продолжается и расширяется трансгрессия Полярного бассейна. Вероятным возрастным аналогом шкловского и ширтинского горизонтов здесь являются, по-видимому, алевриты и глины с богатой фауной фораминифер и моллюсков, слагающие среднюю, основную часть разреза V морской террасы. На шельфе Баренцева и Карского морей это, вероятно, верхи той же толщи глин, нижняя половина которых, как отмечалось ранее, сопоставляется с днепровским горизонтом (ОССК-III).

7.4.2.4. МОСКОВСКОЕ (СОЖСКОЕ, ТАЗОВСКОЕ) ПОХОЛОДАНИЕ, ОЛЕДЕНЕНИЕ И ТРАНСГРЕССИЯ АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ 200-140 ТЫС. ЛЕТ НАЗАД

Это второе среднеплейстоценовое похолодание и оледенение. С ним совпадает крупнейшая трансгрессия плейстоцена - подъем уровня Северного Ледовитого океана до отметки плюс 120 м. Граница распространения московского ледника, показываемая до настоящего времени на геоморфологических картах и картах четвертичных отложений, проходит от Бреста на западе вдоль северного края Припятского Полесья к Могилеву и далее вдоль склона Смоленско-Московской возвышенности, охватывая с юга Москву. Затем от Галичской возвышенности она тянется вдоль северного склона Северных Увалов к верховьям Вычегды и Печоры, обрамляет с юга вершины Северного Урала и от Денежкина камня в широтном направлении идет через всю Западную Сибирь по Сибирским Увалам (рис. 57).

На значительном протяжении она совпадает с грядами холмов, трактуемых как конечно-моренный пояс, как зона краевых образований, оставленных ледником. В Беларуси этот горизонт именуется сожским, на остальной части Русской равнины и на Горном Урале - московским, в Западной Сибири - тазовским.

Исключение существования в рассматриваемом регионе покровных ледников основано на следующем: 1) на кардинальном пересмотре возрастных датировок и генезиса позднекайнозойской толщи во всей зоне трансгрессий Полярного бассейна; 2) детальном изучении подробно описанных в главе 4 удивительно четких и выдержанных террасовых уровней, являющихся следствием колебаний уровня Полярного бассейна (как части Мирового океана); 3) установлении их непрерывного распространения вдоль всей береговой зоны морей западного сектора Арктики и по всему периметру Балтийского щита, а также морского, лагунно-озерного и речного генезиса слагающих их осадков, отсутствия среди них бесспорно выделяемых горизонтов морен; 4) степени сохранности данных форм. Это позволило решительно пересмотреть прежние представления о палеогеографии названного возрастного интервала, что и получило отображение на составленной картосхеме (см. рис. 57). Проведенный на ней контур распространения московского покровного ледника коренным образом отличается от показываемого на существующих картах. Он не выходит за пределы Балтийского щита. Сместить его далее к востоку на территорию Кольского п-ова, Северной и Центральной Карелии не позволяют ареал распространения рыхлых кор выветривания позднемелового-плейстоценового возраста (он нанесен на карту по данным И.И. Киселева и других исследователей - см. главу 1) и появление вдоль западного побережья Белого моря морских среднеплейстоценовых осадков. Расширению границы ледника к югу на пространства Онежского, Ладожского озер и южного берега Финского залива препятствует непрерывно прослеживающийся здесь 100-120-метровый террасовый уровень (сложенный преимущественно песками, где найдены единичные моллюски и кости тюленя), возраст которого достаточно четко определяется как московский. Еще западнее, на территории стран Балтии, в этой террасе, как отмечалось, находятся морская фауна и микрофауна (портляндиевый комплекс).

Несомненно, в дальнейшем этот контур будет уточняться, однако оснований для сколько-нибудь значительного его расширения нет.

Как же при подобной рисовке контура ледника объяснить распространение еще на 700 км южнее и восточнее его границ толщи, содержащей крупнообломочный материал и до настоящего времени принимаемой за морену? Каков ее генезис?

Чтобы ответить на эти вопросы, следует вновь предельно кратко перечислить основные итоги проведенных за последние десятилетия исследований морен и так называемых мореноподобных осадков во всей зоне трансгрессий Полярного бассейна, до Северных и Сибирских Увалов на юге, включая и акваторию морей всего западного сектора Арктики, а также находящихся здесь островных архипелагов, в том числе и Гренландии. Достаточно подробно они были проанализированы в главах 2 и 3.

Ледово- и ледниково-морские осадки - диамиктоны, очень широко распространенные во всей этой зоне, несмотря на общее сходство их с моренами - отложениями горных и особенно покровных ледников, имеют и ряд заметных отличий. Отметим важнейшие среди них.

В составе диамиктонов содержание обломочного материала (от гравия и щебня до валунов и глин) существенно меньше, чем в морене; содержание обломков высоких (III и IV) классов окатанности значительно больше. В толщах диамиктонов практически всегда наблюдается слоистость - отчетливая или, реже, неясная. В толщах морен слоистость, как правило, отсутствует.

Хорошо видны различия между диамиктоном и мореной в солевом составе осадка. Солевой состав диамиктонов близок или идентичен солевому составу осадков современных морей. Более того, анализ его позволяет выделить пачки, образовавшиеся в периоды максимумов трансгрессий, и пачки, сформировавшиеся во время регрессий, при опреснении бассейна осадконакопления. Морены горных и покровных ледников ультрапресные. Лишь в прибрежных зонах, там, где ледниковые щиты или языки горных ледников спускаются к морю, в них установлена (следствие ветрового заноса) слабая концентрация ионов хлора и натрия.

Однако решающим признаком, который наряду со всеми перечисленными выше позволяет вполне уверенно различать морену и диамиктон, конечно, является нахождение в толще осадка морской фауны и флоры диатомовых. И содержание их в отдельных горизонтах, и степень сохранности, и родовой и видовой состав изучены ныне с исключительной детальностью. Это дает возможность не только выделить разновозрастные комплексы, сопоставив их с верхами миоцена, плиоцена и собственно плейстоцена, что впервые было осуществлено еще в 50-60-х гг. В.Я. Слободиным и О.Ф. Барановской (однако в те годы все это было решительно отвергнуто), но и определить условия осадконакопления: температуру вод, соленость, глубину бассейна, степень аэрации придонных вод и т.д., - которые существовали на данном участке при формировании слоя, содержащего фауну и микрофауну.

Попытки объяснить находки фауны в валуносодержащих толщах приносом ее ледником при движении его через морскую акваторию, как было показано выше, не выдерживают критики.

Все перечисленные признаки, характерные для диамиктона, были установлены в зоне трансгрессий, на пространствах от Белого моря на западе до устья Хатанги на востоке, к северу от Сибирских и Северных Увалов. Здесь московская (тазовская) толща слагает верхнюю часть разреза V морской террасы. Как в диамиктонах, так и в разделяющих их прослоях песков и алевритов заключена фауна моллюсков, фораминифер и остракод, а также диатомовые водоросли. Аналоги этой толщи намечены и на акватории Баренцева и Карцева морей, где они представлены маломощной пачкой слоистых осадков, содержащих, учитывая характер сейсмической записи, рассеянный обломочный материал (верхи ОССК-III). Областями сноса для этой огромной площади, ограниченной на картосхеме (см. рис. 57) изолинией уровня моря плюс 120 м, являлись Северная Земля, Таймыр, плато Путорана, Новая Земля, Земля Франца-Иосифа, Шпицберген, Скандинавский п-ов, Полярный, Приполярный и Северный Урал, Южный Тиман, возвышенности срединной части Кольского п-ова и ряд небольших островов (Вайгач и пр.), п-ов Канин Нос, а также Онежская возвышенность и др.

Наблюдаются ли перечисленные нами признаки, позволяющие отличить диамиктон от морены, к югу от границ зоны трансгрессий, на пространстве западнее Онеги и до побережья Балтики, на пространстве между проводившейся ранее границей московского (сожского) ледника и той, которая показана на картосхеме? Эта территория охватывает северную половину Беларуси, страны Балтии и Калининградскую область, бассейны озер Чудского, Псковского, Ильменя, Ладожского и Онежского. На всем этом пространстве на отметках от 100 до 120 м прослеживается береговая линия бассейна - ледового моря - пролива, воды которого выполняли зону неотектонических компенсационных погружений, опоясывающих вздымающийся Балтийский щит, представлявший собой огромный остров, накрытый покровным ледником. Линия берега, фиксируемая уровнем V террасы, достаточно извилиста. Она очерчивает несколько обширных заливов, полуостровов и островов.

Наиболее крупный из заливов распространялся в верховья Волги (до Твери и Костромы), охватывая Рыбинское водохранилище, озера Белое, Лача и Воже. Еще один залив, занимавший бассейны озер Ильменя, Чудского и Псковского, протягивался вплоть до границ Северной Беларуси. Эти заливы разделены обширным полуостровом, который включал Валдайскую возвышенность и продолжающие ее в северном направлении Мстинскую и Вепсовскую возвышенности.

Отдельные возвышенности с отметками, превосходящими 150 м, представляли собой крупные острова. Наиболее обширный из них включает всю центральную часть Кольского п-ова, еще один значительный по размерам остров совпадает с Видземской возвышенностью на территории Латвии и Эстонии.

В границах, очерченных береговой линией бассейна, толща валуносодержащих отложений, сопоставляемых с московской мореной по своим литологическим признакам, как показывают детальные ее описания, гораздо ближе к диамиктону, нежели к морене.

Во многих работах, где дана характеристика разрезов московского горизонта районов Верхней Волги, Рыбинского водохранилища, озер Белого, Онежского, Ладожского и Ильменя, присутствуют указания на относительно низкое (обычно от 1-2 до 5-6 % от общего объема) содержание крупнообломочного материала, на наличие в его составе достаточно заметного числа галек, валунчиков и валунов высоких (III и даже IV) классов окатанности. Для ряда разрезов отмечается наличие в валуносодержащей толще неясной, а в отдельных обнажениях и отчетливой слоистости.

Проведенные за последние годы исследования солевого состава осадков московского горизонта свидетельствуют о наличии в них в этих районах ионов натрия и хлора (устное сообщение А.Г. Костяева, МГУ, 1990), концентрация которых существенно увеличивается в северном направлении. Это подтверждают и исследования Н.Ф. Астафьева, установившего, как отмечалось в главе 3, нормальный морской состав легкорастворимых солей в валуносодержащей московской толще на западном склоне Вепсовской возвышенности. Здесь же им был встречен и комплекс морских диатомовых. Наконец, работами Т.М. Климовой [1970] в районе оз. Лача в толще московской морены обнаружен достаточно представительный комплекс фораминифер хорошей сохранности. Следует заметить, что во множестве изученных нами публикаций, где описывается разрез московских отложений всего региона, охватывающего пространство от Верхней Волги до побережий озер Ильменя, Онежского, Ладожского и Чудского, отсутствуют сведения о попытках выделения микрофауны и микрофлоры из осадка; имеются упоминания лишь о проведении палинологических исследований.

В Прибалтике - в Эстонии, Литве и Латвии осадки этого горизонта достигают большой мощности и содержат богатый комплекс фораминифер (до 15 видов), остракод и моллюсков, среди которых наиболее широко распространены Portlandia и Astarte, превосходной сохранности. В предыдущих главах мы подробно описывали их. Напомним лишь, что они происходят из валуносодержащей толщи, слагающей морскую террасу, абсолютная высота которой изменяется от 80 до 110 м. Бассейновый генезис этой валуносодержащей толщи (морены) был установлен и комплексными литологическими исследованиями И.А. Одесского, Г.И. Гуревича, Н.Я. Спасского и др. [1986] в Калининградской области.

Однако морена московского возраста выделяется и южнее намеченной и показанной на картосхеме береговой линии ледового бассейна - на площади всей северной половины Беларуси, в Смоленской и Московской областях, в районе Москвы и Иванова. Каков ее генезис здесь?

В тех немногочисленных разрезах, где ее стратиграфическое положение может считаться установленным бесспорно и трактуется всеми исследователями однозначно, она может рассматриваться как лагунно-озерная (бассейновая), озерно-аллювиальная или, на отдельных возвышенных участках, как делювиально-солифлюкционная толща, сформировавшаяся за счет переотложения материала эоплейстоценовой, а в некоторых районах, например на севере Беларуси, и днепровской морены. Подтверждение этого предположения требует глубоких литологических исследований.

Толща валуносодержащих осадков и отдельные рассеянные валуны и обломки скандинавских пород, покрывающие вершины Валдайской, Смоленско-Московской и Вепсовской возвышенностей, картируемых как образования валдайского ледника, являются, по нашему мнению, эоплейстоценовой мореной или ее уцелевшими остатками. Этот последний вопрос будет более подробно рассмотрен ниже при описании палеогеографических обстановок позднего плейстоцена.

Во всей южной половине Русской равнины - от Южной Беларуси на западе до Среднего Поволжья и Пермского Прикамья на востоке, вплоть до берегов Черного, Азовского и Каспийского морей, в московское время на водоразделах формируется маломощный комплекс бурых лессовидных суглинков, сменяющихся к югу на Украине и в Нижнем Поволжье столь же маломощной, неповсеместно развитой толщей лессов (на Украине их именуют тясминскими). В них содержится пыльца растений холодных перигляциальных степей и лишь на крайнем юге появляется пыльца древесных растений. Отмечены в них и характерные криотурбации.

В долинах бассейнов Днестра, Днепра, Дона, Волги и Камы отлагается перигляциальный аллювий, слагающий верхнюю часть разреза III надпойменных террас. В нем встречены костные остатки животных верхнепалеолитического типа, в том числе Mammuthus primigenius Blum.

Черноморский и Каспийский бассейны испытывают в московское время значительную регрессию. Их уровень располагается заметно ниже современной нулевой отметки.

Северный и Полярный Урал, Пай-Хой, Новая Земля, острова Полярного бассейна, а на востоке плато Путорана были покрыты ледниками, спускавшимися к уровню моря. Создавались условия выноса с айсбергами и припайным льдом огромных масс обломочного материала.

Север Западно-Сибирской низменности был заполнен водами огромного ледовитого Ямальского бассейна, уровень которого располагался на отметках 110-120 м, что фиксирует отчетливый террасовый уровень. От южной половины низменности Ямальский бассейн был отгорожен поясом островов, располагавшихся на месте современных Сибирских Увалов. Только на двух участках, на месте современной долины Оби, ниже Ханты-Мансийска и в истоках pp. Пура и Агана, где находились два пролива, воды этого бассейна соединялись с расположенным южнее Сибирских Увалов обширным Мансийским озером-морем.

Палеогеографическая карта московского времени для всей Западной Сибири и обрамляющих ее территорий опубликована в книге Г.И. Лазукова, Н.Г. Чочиа и Н.Я. Спасского [1976].

7.4.3. ПОЗДНИЙ ПЛЕЙСТОЦЕН. АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ 140-10 ТЫС. ЛЕТ НАЗАД

7.4.3.1. МИКУЛИНСКОЕ (КАЗАНЦЕВСКОЕ) ПОТЕПЛЕНИЕ (МЕЖЛЕДНИКОВЬЕ). АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ 140-70 ТЫС. ЛЕТ НАЗАД

Осадки микулинского горизонта и его возрастных аналогов - муравинского в Беларуси, мяркинского, пранглийского - в Прибалтике, казанцевского - в Западной Сибири являются наиболее полно и детально изученной частью всего разреза позднего кайнозоя. Этот четкий и характерный маркирующий репер позволяет достаточно точно расчленить разрез верхней части плейстоценовой толщи.

Как правило, он отделяется от подстилающих отложений размывом, отражающим смену знака и интенсивности проявления неотектонических движений, резкое снижение уровня главного базиса эрозии и затем его подъем.

Вдоль всего побережья Полярного бассейна и между Белым и Балтийским морями микулинские (казанцевские) отложения слагают IV морскую террасу, высотные отметки которой вдоль побережий Карского и Баренцева морей изменяются в пределах от 60 до 80 м и только на склонах Пай-Хоя, по берегам Новой Земли и на Кольском п-ове поднимаются до 170 и даже 200-220 м. На пространстве между Белым морем и Финским заливом, в зоне слабого неотектонического погружения (см. главу 5) высотные отметки этой террасы снижаются до 45-60 м [Чочиа, 1989].

Отложения этих террас представлены супесчано-суглинистыми и глинистыми осадками, мощность которых достигает 40-60 м. В них находится многочисленная, представленная обычно крупными экземплярами фауна моллюсков, фораминифер, остракод, а также комплекс морских, солоноватоводных и пресноводных диатомей.

В Архангельской области, на р. Пинеге у с. Карпогоры в этих отложениях встречен, как отмечалось выше, целый скелет кита (см. рис. 50).

На юге, в пределах Черноморского бассейна, возрастными аналогами микулинских являются карангатские морские осадки - пески и галечники с богатой фауной, также формирующие четкий террасовый уровень, прослеживающийся вдоль побережий Черного и Азовского морей на высоте 12-15 м над их уровнем.

На Каспии это верхнехазарские слои - пески, ракушечники и галечники, также слагающие террасу, отметки которой на 40-50 м превышают современный уровень Каспия (абсолютные отметки плюс 12-22 м).

Береговые линии морей на севере и на юге для рассматриваемого времени показаны на рис. 58. На всей остальной площади они сложены континентальными осадками.

В долинах рек Полярного бассейна и бассейна Балтики микулинский аллювий образует толщу IV надпойменной террасы. Слагающие ее пески и супеси вблизи береговой линии моря фациально замещаются лагунными, а затем морскими отложениями.

В долине Днепра и его притоков Припяти и Березины, в бассейне Дона, в Нижнем и Среднем Поволжье и Предуралье они слагают цоколь или весь разрез II надпойменной террасы.

Климат микулинского времени, по-видимому, был наиболее теплым и влажным на протяжении всего плейстоцена. В аллювиальных осадках, а также в озерных и болотных отложениях, сложенных глинами, супесями, мелкозернистыми песками, гиттиями, торфом, листоватыми мергелями, широко распространенных на водоразделах и имеющих мощность, которая обычно колеблется от 1-3 до 10-15 м, содержится богатый комплекс спор, пыльцы, семян, шишек и других макрорастительных остатков. Они позволяют установить характер растительности, существовавшей в микулинское время. В его начале на значительной части территории Русской равнины были развиты главным образом сосновые леса с примесью широколиственных пород и ольхи [Гричук, 1961]. В середине этого времени они уступают место дубово-вязовым и липовым лесам; в конце микулинского времени обширные территории покрываются елово-сосновыми лесами с примесью березы. Эти типы лесов прослеживаются на 550-650 км севернее современной границы их распространения и на 100-200 км южнее.

Даже на Крайнем Севере, на Кольском п-ове, в низовьях Печоры, располагается зона березовых лесов с участками сосны и ели. Собственно тундры на всей описываемой территории не было, включая и Западную Сибирь, где характер растительности и распределение растительных зон были достаточно близкими к указанным для Русской равнины.

На юге Украины, в Причерноморье, Приазовье, Прикаспии, а также Закаспии и на юге Западной Сибири микулинскому времени соответствует степной тип растительности - луговые степи и лесостепи, а на Кавказе и в Карпатах - темнохвойные горные леса и альпийские луга.

В бассейне Среднего Днепра и Среднего Дона выделяются комплексы погребенных почв - мезинские, на Украине - прилукские, нередко состоящие из нескольких почвенных слоев. В аллювиальных, озерных и болотных отложениях собрана и изучена фауна насекомых и мелких млекопитающих (полевок, кротов, сусликов, хомяков и др.), а также кости крупных животных верхнепалеолитического комплекса. Так, в Воронежской области среди них определены остатки древнего слона, длиннорогого бизона и мамонта раннего типа. М.Я. Гвоздовер и Г.И. Лазуков [Природа..., 1981] указывают на нахождение в долинах Днестра, Прута, по Среднему и Нижнему Днепру, в Приазовье и иногда в бассейне Волги многочисленных раннемустьерских стоянок палеоантропов. Единичные стоянки прослежены на север вплоть до 52° с.ш. (Брянск).

7.4.3.2. ВАЛДАЙСКОЕ ВРЕМЯ. АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ 70-10 ТЫС ЛЕТ НАЗАД

В унифицированной схеме 1984 г. для ледниковой области европейской части СССР (см. табл. 1) в составе валдайского надгоризонта выделяются три горизонта - нижневалдайский (калининский) ледниковый, средневалдайский (молого-шекснинский) межледниковый и верхневалдайский (осташковский) ледниковый. В Западной Сибири соответствующий горизонт именуется зырянским, а горизонты в его составе нижнезырянским (ермаковским), среднезырянским (каргинским) и верхнезырянским (сартанским).

Ранневалдайское время. Первое позднеплейстоценовое похолодание и оледенение. Абсолютные даты 70-47 тыс. лет назад. Осадки, сформировавшиеся во время ранневалдайского похолодания в разных районах Русской равнины, выделяются под наименованием калининского, оршанского, подпорожского, олонецкого горизонтов, нижненямунской подсвиты. Они представлены множеством генетических типов континентальных осадков - озерными, озерно-болотными, аллювиальными, делювиально-солифлюкционными и морскими образованиями. В южной половине Русской равнины, на юге Западной Сибири и в Закаспии это делювиальные, лессовидные покровные суглинки и лессы. Морские осадки развиты только в узкой береговой зоне и на акватории Арктики, а также в акватории Черного, Азовского и Каспийского морей.

Большинством исследователей и до настоящего времени [Стратиграфия СССР..., 1984; Палеогеография..., 1978; Лазуков, 1989] эта эпоха трактуется как время резкого похолодания, обширного оледенения, максимального за весь поздний плейстоцен продвижения ледников из Скандинавии до Литвы, вершин Валдайской возвышенности и долины Верхней Волги у Твери, где их распространение фиксируется поясами стадиальных образований. Граница ледника в соответствии с этими представлениями [Карта четвертичных отложений..., 1970] протягивается от Вильнюса на запад через север Беларуси (район г. Орши), затем через Ржев, по вершинам Валдайской возвышенности, далее к Вологде и к пос. Верхняя Тойма на Северной Двине. Затем через среднее течение Пинеги, Северный Тиман она идет до Печоры у устья Вильмы. К востоку от Северного и Полярного Урала, Пай-Хоя, также покрытых ледником, граница прослеживается вдоль их края, не выходя за пределы предгорий [Лазуков, 1989].

В Приенисейской части Западной Сибири ледник окружает плато Путорана, выдвигается в Енисей-Хатангскую низменность и занимает пространство вдоль нижнего течения Енисея, на отдельных участках переходя на его левобережье.

В 80-х гг. эти представления, особенно для территории Русской равнины, претерпели кардинальные изменения. Причиной их стало появление ряда новых материалов. Важнейшие среди них следующие.

1. Вдоль всего побережья северных морей - Карского, Баренцева, Белого, озер - Онежского и Ладожского, а также Финского залива и Балтики были прослежены и послойно изучены отложения III (35-45-метровой) террасы, сложенной песками, глинами, пачками диамиктона, в которых найдена холодноводная морская фауна - моллюски, остракоды, фораминиферы, диатомовые водоросли и кости мамонта раннего типа. Они были описаны в главе 3. Возраст отложений этой террасы, помимо фауны, определяется ее прислонением к маркирующей микулинской террасе, насыщенной фауной, а также получением нескольких радиоуглеродных дат, охватывающих возрастной интервал более 47 тыс. лет.

2. Детальное комплексное изучение разрезов нижневалдайской толщи, мощность которой колеблется от 10-15 до максимальных 40-45 м на всем пространстве северо-запада Русской равнины от стран Балтии и севера Беларуси до Тверской, Псковской, Новгородской, Ленинградской и Вологодской областей, послойный анализ содержащихся в них спорово-пыльцевых комплексов, определение абсолютных дат по ¹⁴С позволили установить, что в возрастном интервале от 70 до 47 тыс. лет и от 47 до 24 тыс. лет (средний валдай) выделяется двенадцать фаз чередующихся потеплений и похолоданий, которые в целом получили наименование «безледного валдая». Их подробное описание приведено в работе «Палеогеография Европы...» [1982]. Морены на всем названном пространстве в осадках раннего и, конечно, среднего валдая отсутствуют, отмечаются лишь бассейновые морены - ледово- и ледниково-озерные осадки, которые и принимаются за отложения ледника. Это одна из причин замены стратотипа и наименования калининского ледникового горизонта на подпорожский (озерные, ледниково-озерные и ледово-ледниково-морские отложения) и молого-шекснинского - на ленинградский (аллювиальные и озерные отложения).

3. Найдены костные остатки млекопитающих мамонтового комплекса на пространстве от Северной Германии, Северной Польши, Дании, южной части Норвегии, Швеции и Финляндии к югу от 64-66° с.ш. до территорий стран Балтии и северо-западных областей России на абсолютных отметках выше 45-60 м. Изучение их родового и видового состава, сохранности, условий захоронения и многочисленные, сделанные из них по коллагену определения радиоуглеродных дат, неоднократно проверявшиеся и уточнявшиеся, показали, что на протяжении раннего, а также среднего и позднего валдая все эти животные - мамонт и шерстистый носорог, северный олень, овцебык и другие обитали на названной территории непрерывно. Указанные данные были рассмотрены ранее в главе 3 и более подробно в статье Н.В. Гаррут и Н.Г. Чочиа [1993].

Все эти материалы убедительно показывают, что на протяжении раннего валдая, по сравнению с микулинским временем, происходило общее пульсирующее похолодание климата, однако в границах рассматриваемой нами территории оно не привело к появлению покровного оледенения, которое ограничивалось только горными и предгорными районами Скандинавии.

Горные ледники имелись на Северном и Полярном Урале, на Пай-Хое и Новой Земле. Вероятно распространение полупокровного оледенения на архипелагах Земли Франца-Иосифа и на Шпицбергене. Уровень Полярного бассейна и Балтики находился на отметке 40-45 м. Между Онежским оз. и Балтийским морем существовал обширный залив.

В северной половине Русской равнины и по всему северу Западной Сибири располагались зона разреженных березовых лесов с примесью сосны и ели и березовое редколесье с полярной березкой, вдоль арктического побережья и северного берега Балтики - лесотундровые, а в период похолоданий (курголовского, лапландского, шестихинского) - и тундровые ассоциации. Во всех областях северо-запада России, севера Восточно-Европейской равнины и севера Западной Сибири в осадках морских террас и в соответствующей им III речной террасе отмечаются солифлюкционные деформации и следы проявления многолетней мерзлоты. Зона смешанных и широколиственных лесов была смещена на 400-600 км к югу от современного ее положения. Лишь на крайнем юге Западной Сибири южнее широты Новосибирска и в Прикаспии располагались лесостепи и степи [Гричук, 1961], формировались покровные лессовидные суглинки, лессы и аллювий II надпойменной террасы.

В пределах Кавказа и Карпат снеговая линия и краевые части горных ледников снижались, как указывают исследователи этих районов [Грузия..., 1991], до отметок 1100 и даже 700 м. Прослеживание краевых моренных образований вдоль восточного склона Северного и Полярного Урала, специально проводившееся нами, показало, что ледники валдая не выходили за пределы гор. В Черном и Азовском морях раннему валдаю соответствует регрессия - понижение их уровня до минус 40-60 м. Регрессия, менее значительная по амплитуде, отмечается и для Каспийского бассейна [Федоров, 1978].

Поселения поздних палеоантропов-неандертальцев с орудиями среднего палеолита распространяются по всей южной части. Они встречены в Молдове, на Украине, в южных областях европейской России, на крайнем юге Сибири (Тува) на много сот километров севернее ашельских, приуроченных, как мы отмечали, к днепровским лессам [Природа..., 1981].

Средневалдайское время. Второе позднеплейстоценовое потепление - межледниковье. Абсолютные даты 47-24 тыс. лет назад. В значительной мере этот временной интервал, также входящий в состав «безледного валдая», уже охарактеризован непосредственно выше. Здесь мы приведем только некоторые его палеогеографические отличия от существовавших в раннем валдае.

Осадки этого горизонта (молого-шекснинского - унифицированной, или ленинградского - современной региональной стратиграфической схемы северо-западных областей России) представлены почти на всей территории Русской равнины и Западно-Сибирской низменности аллювием II надпойменной террасы, озерными, озерно-ледниковыми, болотными осадками, мощность которых обычно колеблется от 2-3 до 10-15 м, редко более.

На побережье северных морей - это II морская терраса (абсолютные отметки от 16-18 до 20-22 м), сложенная песками и супесями, содержащими гравий и гальку. В ее толще находятся относительно тепловодные моллюски Arctica islandica, Macoma calcarea и др.

В южных областях России, в пределах Молдовы и Украины, в Предкавказье формировались один или (чаще) два почвенных горизонта, степные и лугово-степные бурые, серо-бурые, каштановые и черноземные почвы и разделяющие их лессовидные суглинки. В восточном Предкавказье и Прикаспии они имеют черты полупустынных почв. Почвенные горизонты установлены в 80-х гг. В.С. Волковой и на юге Западной Сибири. В горных районах Карпат, Кавказа и Урала к отложениям среднего валдая относят многочисленные элювиально-делювиальные накопления.

Палинологические и палеокарпологические исследования рассматриваемой толщи позволили выделить за время ее формирования четыре потепления, разделенные тремя кратковременными (продолжительностью 2-3 тыс. лет) похолоданиями [Палеогеография..., 1982]. Наиболее теплым, по этим данным, является интервал между 37 и 45 тыс. лет, когда в осадках среднего валдая в районах Петрозаводска и Рыбинского водохранилища (по Е.А. Спиридоновой и Э.И. Девятовой) преобладала пыльца дуба, вяза, липы, клена и лещины, т.е. климат Русской равнины был заметно теплее современного. Растительные сообщества (лесотундра, тайга, широколиственные леса, лесостепи, степи) были смещены примерно на 600 км к северу по отношению к современным.

Подтверждением благоприятных климатических условий среднего валдая, и в том числе последнего, наиболее длительного из потеплений, происходившего в интервале 34-35 тыс. лет назад, служат, как отмечает Г.И. Лазуков [1989], наиболее древние стоянки верхнего палеолита в долине Дона у с. Костенки, несколько южнее Воронежа. Здесь в слоях, содержащих палеолитические орудия, встречены скопления костей млекопитающих мамонтового комплекса, раковины пресноводных моллюсков и остатки растений - ели, березы, дуба, липы, орешника, яблони, груши, барбариса и др. Вообще стоянки человека эпохи верхнего палеолита распространены значительно севернее, чем ранневалдайские. Наиболее северные из них найдены на Верхней Печоре (Медвежья пещера) и у д. Вызова на Средней Печоре, севернее 64° с.ш., всего в 175 км к югу от Полярного круга. Абсолютные даты, полученные по собранным здесь костям, дают возраст 25 450 ± 380 лет, т.е. соответствуют самому концу последнего брянского потепления. В центре Русской равнины они распространены до р. Клязьмы в Подмосковье, севернее 56° с.ш.

Поздневалдайское время. Второе позднеплейстоценовое похолодание и оледенение. Абсолютные даты 24-10 тыс. лет назад. Поздневалдайское (осташковское, сартанское) время характеризуется кратковременным, но глубоким похолоданием, что отчетливо устанавливается по расположению растительных сообществ (тундра, тайга и т.д.) и по составу наземной и морской фауны. Фиксирует это резкое похолодание также ареал многолетней мерзлоты и связанных с ней явлений.

Граница максимального распространения названного ледника в продолжение уже более чем 100 лет проводится по поясу конечно-моренных образований, выраженных поясом возвышенностей - холмов, абсолютные высоты которых составляют от 150-200 до 300 м и более, огромной дугой протягивающихся от п-ова Ютландия, Польши до стран Балтии, через Валдайскую возвышенность (район г. Осташкова) до низовьев Северной Двины и Пинеги. На всем этом пространстве холмы сложены преимущественно песчаными валуносодержащими осадками (мореной) или на них лежат отдельные валуны и глыбы скандинавских пород. Его прерывистым отступанием объясняется образование еще нескольких концентрических рядов увалов, происхождение которых в литературе связывается с вепсовской, крестецкой, лужской, невской стадиями оледенения, в пределах Финляндии - со стадией сальпаусселькя. Они изображены на карте О.М. Знаменской, М.А. Фаустовой и Н.С. Чеботаревой [Палеогеография..., 1982], где отмечен также ряд лопастей ледника, отдельных образуемых им угловых возвышенностей и других форм рельефа, в том числе таких характерных, как «звонцы», описанные в работах Д.Б. Малаховского [1978 и др.], где подробно рассмотрен механизм их образования.

В конце 70-х гг. в результате появления идеи о существовании ледниковых центров на шельфах Баренцева и Карского морей контуры распространения поздневалдайского ледника, даже по сравнению с показывавшимися ранее (рис. 59), были значительно расширены: они охватили все побережье Архангельского Севера, Больше- и Малоземельскую тундры, а также север Западной Сибири, причем площадь ледника только на шельфе оценивалась в 1,6 млн км², а мощность льда достигала, по представлениям этих авторов, 3500 м. В предыдущих главах мы уже анализировали названные построения, показав, что они полностью противоречат всем имеющимся геологическим, геоморфологическим и палеоклиматическим данным, включая и новейшие материалы исследований шельфовых осадков и форм рельефа на акваториях морей Западного сектора Арктики, и поэтому нет необходимости вновь возвращаться к указанному вопросу. Обозначенные на карте контуры распространения поздневалдайского ледника решительно не согласуются ни с математическими расчетами, ни с построениями его актуалистической модели, произведенными В.Г. Ходаковым, о чем мы кратко упоминали в главе 1.

Расчеты показали, что временные рамки существования этого ледника, определяемые ныне со значительной точностью и не превышающие 14 тыс. лет, совершенно недостаточны для его продвижения от Скандинавии до вершин Валдайской возвышенности.

При построении модели ледника В.Г. Ходаков использовал 17 параметров и привел 5 вариантов расчета его наступления [Палеогеография..., 1982] и отдельно - его отступления (деградации). При этом, дабы предельно сократить время его распространения, автор изъял из расчета эффект гляциоизостазии и эвстатического понижения уровня океана, отметив, что они в какой-то мере взаимно компенсируются, что, конечно, не так.

Скорость движения льда принята равной 0,22 км в год, что также примерно в четыре раза превышает измеренную и определявшуюся по десяткам профилей на современных ледниках Гренландии и Антарктиды. По проведенным расчетам получилось, что поздневалдайскому леднику для передвижения от подножья Скандинавских гор до подножья (а не вершин) Валдайской возвышенности (вероятно, имеется в виду карбоновый уступ) по оптимальному первому варианту необходимо минимум 21 300 лет, а по пятому (учитывающему иссушение климата) - до 45 000 лет. На его отступление, стаивание, если принять современные или близкие к ним климатические условия конца валдайского ледниковья, по нашим расчетам, требуется два - три десятка тысяч лет, а если принять, что климат был на 2 °С теплее современного (сам В.Г. Ходаков замечает, что это заведомо неверно), нужно около 10 000 лет.

Таким образом, если даже оперировать наиболее усредненными данными всех этих расчетов, то для наступления и стаивания поздневалдайского ледника требуется примерно в четыре раза больше времени, чем вся продолжительность его существования. Однако наиболее важным замечанием к этим расчетам является то, что все они относятся к скорости движения только собственно льда, тогда как о переносимом им обломочном материале (а его скорость, как было показано в главе 1, значительно ниже скорости движения льда) даже не упоминается. Поэтому математические расчеты, законы физики, механики и гляциологии вступают в противоречие с теми границами распространения поздневалдайского ледника, которые и до настоящего времени неизменно фигурируют на картах.

В столь же резкое противоречие с ними вступают также и материалы исследования террасовых уровней и, в частности, I морской террасы, которая практически непрерывно прослежена вдоль берега Полярного бассейна от устья Енисея до побережья Белого моря, а затем вдоль побережья Балтики от Финского залива до границ с Польшей. Как было указано в главе 4, абсолютные отметки ее поверхности изменяются на всем этом огромном пространстве от 10-12 до максимальных 17-23 м; в большинстве изучавшихся разрезов в толще террасы встречена морская фауна, а в районах Южной Прибалтики, по образцам, отобранным здесь (земгальская терраса), получена возрастная дата по ¹⁴С, составляющая 16-18 тыс. лет.

Наконец, наиболее убедительным материалом, который позволил окончательно отказаться от установленных ранее границ оледенения, являются находки и определения костных остатков крупных млекопитающих на территории стран Скандинавии (Норвегия, Швеция, Финляндия) и в сопредельных с ними районах северо-западных областей нашей страны, которые уже рассматривались выше при описании ранне- и средневалдайских отложений. Животные, костные остатки которых изучены, непрерывно обитали на этой территории на протяжении всего позднего плейстоцена, что подтверждено многими десятками радиоуглеродных дат. Совпадают с ними и выводы наших крупнейших палеоботаников В.Н. Сукачева, П.И. Дорофеева и В.Н. Васильева о том, что если флора в пределах ареала распространения ледника никуда не мигрировала, то это обязывает отказаться от ледниковой гипотезы в любом ее варианте.

Граница поздневалдайского ледника (см. рис. 59) проведена нами по так называемой «мертвой линии» исследователей фауны Скандинавии А.Е. Гейнца, Г. Цунгера, Б. Куртена [Гаррут, Чочиа, 1993], к северу от которой костных остатков животных нет. Ледник покрывал только горную и предгорную части Скандинавского п-ова, нигде не выходя за его пределы.

Столь кардинальное изменение контуров распространения ледника требует ответа, по крайней мере, на следующие вопросы.

1. Каково происхождение «звонцов» - этих отдельно стоящих столообразных, реже куполообразных холмов с абсолютными отметками от 170 до 250 м и более, широко развитых на всей Валдайской возвышенности и вообще по всей зоне краевых образований, сложенных коренными породами или чаще «мореной», на поверхности которых и по их склонам расположена толща озерных глин?

2. Каков возраст морены и скоплений валунов, залегающих на вершинах Валдайской возвышенности, на холмах и грядах, образующих пояса краевых образований, связываемых со стадиями отступания ледника - от вепсовской до невской и сальпаусселькя? Как объяснить ступенчатость этих форм рельефа, наблюдаемых в областях северо-запада?

Отвечая на первый и второй вопросы, Д.Б. Малаховский [1967, 1978] и другие исследователи выдвигают предположение, что это результат выхода на поверхность осташковского ледникового щита, в самом начале его деградации, вытаявшей морены или выступов коренного рельефа (нунатаки гренландских эскимосов). Они появляются во впадинах поверхности ледника. Отепляющее воздействие более темных горных пород вызывает возникновение вокруг них озер, в которых и отлагаются глины. Уровень таких озер с понижением поверхности тающего ледника ступенчато опускается, в результате чего формируется серия террас и террасовых уровней, наиболее высокий из которых расположен на отметках 190-195 м, иногда выше. Схема этого процесса приведена на рис. 60.

На схеме имеется три несоответствия с тем, что наблюдается в природе. Нунатаки Гренландии и Антарктиды, вытаивающие из толщи ледника, находятся не в понижениях его рельефа, а наоборот, на возвышениях, т.е. там, где лед обтекает выступы ложа. На поверхности нунатаков располагается тонкий плащ моренного материала или, чаще, отдельных угловатых обломков и глыб коренных пород; упоминаний о нахождении на их поверхности толщи глин нам в литературе о Гренландии и Антарктиде найти не удалось, как нет в ней и указаний на наличие по периферии ледника (например, в Южной Гренландии) террасированных поверхностей. Террасы тянутся здесь вдоль морского побережья. Таким образом, некоторые фактические данные не позволяют принять схему, изложенную выше.

Иные представления о генезисе поверхностей выравнивания и террасированных уровней частично уже рассматривались нами при анализе палеогеографических обстановок позднемиоцен-раннеплиоценового времени, когда, например, в Беларуси на протяжении длительной континентальной эпохи формирования коры выветривания, получившей наименование великого озерно-трансгрессивного этапа, образовалась толща преимущественно озерных, а также аллювиально-озерных глин. Неогеновая (?) поверхность выравнивания, сложенная ленточными глинами, была выделена, как указывалось, Б.Л. Афанасьевым, И.Д. Даниловым, Г.Н. Недешевой и Т.И. Смирновой [1979] в Прибалтике, где она располагается на абсолютных отметках от 240-280 до максимальных 312 м (Курземе, Видземе, Латгальская возвышенность) и где на ней встречены щебень и отдельные валуны. Она отмечается и в некоторых районах севера европейской части России (Вепсовская возвышенность, Архангельский Север), где также описаны коры выветривания в основании позднекайнозойской толщи.

Формирование этой поверхности выравнивания, видимо, было достаточно длительным процессом, который охватывал миоцен, плиоцен и эоплейстоцен. Оно было прервано великим эоплейстоцсновым оледенением, оставившим морену и фпювиогляциальные накопления на огромном пространстве Русской равнины. Следовавший непосредственно за этим временной интервал и явился, по-видимому, этапом распространения озерных водоемов, в ряде случаев (бассейны озер Ильменя, Чудского) весьма крупных, в которых отлагалась толща глин, перекрывающая морену. Прерывистое снижение уровней этих озер и создало серию ступеней рельефа - озерных террас, иногда связанных с рассматривавшимися нами ранее (глава 4) уровнями морских террас. Затем сформированный рельеф был преобразован агентами денудации.

Таким образом, более вероятно считать «звонцы» останцами миоцен-плиоценовой поверхности выравнивания, перекрытой комплексом эоплейстоценовой морены и пачкой глин, сформировавшихся в озерах в эпоху деградации и исчезновения ледника. Сделанный нами вывод о том, что морена, покрывавшая весь регион северо-западной части нашей страны до краевого пояса, тянущегося от Прибалтики и Северной Беларуси до Валдайской, Смоленско-Московской и Вепсовской возвышенностей, является не поздневалдайской, а эоплейстоценовой, хотя и обоснован всей суммой приведенных материалов, пока бесспорно доказанным считаться не может.

Как бы это не казалось странным, для всей толщи морены, от ее основания до кровли, отсутствуют последовательные определения абсолютного возраста (кроме самых верхних ее горизонтов, захваченных почвенными процессами), в том числе - палеомагнитные датировки. Не было проведено и послойных, широко и специально поставленных поисков костных остатков млекопитающих. Вполне возможно, что в толщах морен (калининской и осташковской) в расчленяющих их прослоях и пачках озерных, болотных и речных отложений после осуществления таких работ будут найдены и определены кости животных молдавского и, что более вероятно, хапровского и таманского комплексов, а палеомагнитные даты не выйдут за пределы эпохи Матуяма, как это произошло с «валдайской мореной» на севере Печорской низменности и Архангельской области.

Возвращаясь к анализу палеогеографических обстановок, существовавших на Русской равнине, в Западной Сибири и на шельфе Арктических морей в поздневалдайское время, отметим, что горные ледники были на Кавказе, на Северном и Полярном Урале, Пай-Хое, где они спускались к их предгорьям. На Новой Земле, Северной Земле, на архипелаге Шпицберген и Земле Франца-Иосифа, по-видимому, существовали ледники полупокровного типа, в максимум похолодания выдвигавшиеся в прибрежное мелководье на расстояние 20-30 км от берега. Здесь морскими геологами установлены гряды, напоминающие конечные морены. Не исключено возникновение ледовых шапок на отмелях баренцевоморского шельфа (поднятие Персея и др.). Довольно крупный ледник покрывал плато Путорана (см. рис. 59).

На картах распределения растительных сообществ времени валдайского оледенения [Лазуков, 1989] выделяется протягивающаяся вдоль края ледника (в прежней рисовке его контуров) широкая зона тундровых и тундростепных группировок, сменяющихся на крайнем северо-востоке (бассейн Печоры) и, вероятно, в заполярной части Западной Сибири арктическими пустынями. К юго-востоку они переходят в зоны перигляциальной лесостепи (березово-сосновые леса с примесью широколиственных пород) и степи. В полосе Южной Украины и Причерноморья располагается зона широколиственных лесов, развитых на черноземах и каштановых почвах дофиновской свиты и на причерноморских лессовидных суглинках и лессах.

Близким было распределение растительных зон и в Западной Сибири, где даже на крайнем юге (Курган, Петропавловск) фиксируются перигляциальные лесостепи. В Северном Прикаспии были развиты полупустынные бурые и засоленные почвы с соответствующим комплексом растений.

В пределах Черного и Каспийского морей происходила регрессия, в результате чего формировались поздние новоэвксинские и верхнехвалынские отложения. Уровни морей располагались на 20-30 и 10-17 м ниже их современных отметок. Фауна млекопитающих была представлена верхнепалеолитическим комплексом, включающим несколько экологических групп - тундровые, лесные и степные формы. Наиболее часты находки костей мамонта, шерстистого носорога, овцебыка, бизона, лошади, лося и ряда степных форм - антилоп, тушканчика и т.д.

В приполярной зоне Западной Сибири в мерзлых толщах, в болотных и озерных осадках найдены хорошо сохранившиеся трупы мамонтов.

Стоянки человека позднего (верхнего) палеолита, имеющие абсолютные даты (уголь, кости) по ¹⁴С от 24-25 до 10-11 тыс. лет, распространяются на север до г. Владимира (Сунгирь), на 150 км к востоку - северо-востоку от Москвы и до низовьев Печоры. Стоянки этого возраста в пределах Архангельского Севера, Вологодской, Псковской и Новгородской областей пока или не выявлены, или недостаточно изучены.

7.4.4. ГОЛОЦЕН (СОВРЕМЕННОЕ ЗВЕНО).

АБСОЛЮТНЫЕ ДАТЫ ОТ 10 ТЫС. ЛЕТ НАЗАД

ДО НАСТОЯЩЕГО ВРЕМЕНИ

Древний голоцен, выделявшийся в 60-70-х гг. рядом авторов (М.И. Нейштадт и др.), включающий эпоху позднеледниковья (беллинг, средний дриас, аллеред, поздний дриас), возраст которого по ¹⁴С составляет от 10 до 13 тыс. лет, ныне большинством исследователей относится к позднему плейстоцену. Голоцен является одной из наиболее полно изученных частей разреза антропогена. Это время, на протяжении которого покровных оледенений в пределах материков Евразии и Северной Америки не было, освещается нами предельно кратко.

Подробное описание стратиграфии и палеогеографических условий голоцена содержится в работе «Стратиграфия СССР...» [1984], в главе, написанной Л.Р. Серебрянным, и в одном из разделов монографии «Палеогеография Европы...» [1982], составленном М.И. Нейштадтом, Н.А. Хотинским и Д.А. Крайневым, а также в ряде статей М.И. Нейштадта 60-80-х гг.

В пределах рассматриваемого региона отложения голоцена представлены весьма разнообразным комплексом осадков (морскими, аллювиальными, озерными, болотными, элювиально-делювиальными), отражающим соответствующие палеогеографические обстановки.

Вдоль побережий морей Северного Ледовитого океана - Баренцева и Карского протягивается низкая морская терраса - лайда, абсолютная высота которой не превышает 6-8 м; она сложена песками, алевритами и глинами с включением валунно-галечного материала. На Кольском п-ове выделяется серия голоценовых террас, наиболее высокие из них достигают отметки 35 м. На побережье Балтики также имеется несколько (до пяти) низких террас с отметками от 2-9 м на южном берегу до 14-16 м на северном побережье (эхенеисовая, анциловая, литориновая и др.), сложенных в основном песком и содержащих заметное количество валунов и гальки кристаллических пород. В пределах Черноморского бассейна в начале голоцена продолжается регрессия со снижением уровня до минус 6-8 м. В середине и в конце его уровень моря испытывает прерывистое поднятие, образуя на побережье над пляжем две четкие террасы - древнечерноморскую и нимфейскую, высоты которых составляют обычно 5-6 и 2-3 м над современной нулевой отметкой. Вдоль берегов Каспия отчетливо прослеживаются две низкие террасы, возвышающиеся на 4-6 м над его современным уровнем (минус 28 м). Основная часть осадков голоцена залегает здесь ниже уреза воды, так как в голоцене Каспий испытывал преимущественно регрессии, размах которых был достаточно значительным. Аллювиальные осадки выполняют долины всех рек Русской равнины, Западной Сибири, Кавказа и Урала, формируя в их пределах поймы - высокую и низкую. Осадки их образованы песками, алевритами, глинами, в предгорьях и горах - галечниками и валунниками. Мощность этих осадков обычно составляет 10-20 м, но в ряде районов (низовья Волги, Урала, Северной Двины, Печоры, Оби, Енисея) достигает 30-50 м. Широкое развитие имеют болотные отложения, покрывающие территорию Прибалтики, Беларуси и всей северной половины рассматриваемой территории. Они сложены в основном торфом, мощность которого равна 8-10 м, а также гиттиями и глинами. Столь же широко развиты и озерные отложения. Площади их распространения заметно превосходят размеры акваторий современных озер - Чудского, Ильменя, Ладожского, Онежского. Вдоль их берегов формируются одна или несколько озерных террас.

Делювиальные и элювиальные образования, а на севере и солифлюкционные накопления покрывают горы Кавказа, Урала, Новой Земли, Таймыра и арктических архипелагов. В голоцене происходят заметные колебания климата, которые обусловили неоднократные смещения растительных зон. Наиболее значительное потепление голоцена, так называемый атлантический оптимум, проявлялось от 5 до 7 тыс. лет назад. Климат на его протяжении был влажнее и теплее современного, лесная растительность распространялась до побережий Баренцева и Карского морей, т.е. на 300-400 км севернее нынешнего ее положения. Примерно на такие же расстояния к северу смещалась и северная граница зоны широколиственных лесов.

На Украине существенное распространение получили травянистые сообщества, лишь в атлантический оптиум сменявшиеся широколиственными лесами. Эти же леса в то время имелись и на юге Западной Сибири.

Во всей приполярной и заполярной частях региона широко распространялись формы мерзлотного рельефа - термокарстовые западины, обычно занятые округлой формы озерами, и бугры пучения.

В середине голоцена в связи с глубоким протаиванием мерзлой толщи осадков позднего кайнозоя, происходившим на протяжении всего атлантического оптимума, на глубину до 100 м и более, а затем вторичным ее промерзанием до 40-60 м после прохождения ряда похолоданий, вплоть до настоящего времени, почти на всей площади северной половины Западной Сибири сформировалась двуслойная мерзлота, разделенная талым горизонтом. На крайнем севере этого региона, где протаивание было незначительным, мерзлота сохранила свою монолитность.

 ОГЛАВЛЕНИЕ