Освоение Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции требует надежных сведений о поверхностных отложениях, особенно верхнего их горизонта, наиболее важного для геотехнических и гидрогеологических работ. Однако имеющиеся карты четвертичных образований масштабов 1 : 1 000 000 и 1 : 200 000 далеко не обеспечивают этих потребностей, что с очевидностью выявилось в последние 10-15 лет интенсивных работ по обустройству нефтяных месторождений и поисков строительного сырья. Проходившие в это же время совместные русско-норвежские исследования четвертичных отложений арктической суши по проекту PECHORA [Астахов и Свенсен, 2002; Астахов и др., 2007; Astakhov et al., 1999; Mangerud et al., 1999] столкнулись не только с недостатком информации о строении покровных толщ, но и с крайне противоречивыми толкованиями их происхождения и возраста.

Эта проблема не возникала еще 15-20 лет назад, когда в региональных стратиграфических схемах и серийных легендах была принята концепция очень молодого оледенения, оставившего на поверхности Тимано-Печоро-Вычегодского региона комплекс гляциогенных отложений с предполагаемым возрастом 25-10 тыс. лет назад [Арсланов и др., 1981]. Этот комплекс объединялся в полярный горизонт, коррелируемый с верхневалдайским (осташковским) горизонтом центральной России [Решение…, 1986]. На мелкомасштабных картах четвертичных образований он изображался в виде ряда генетических типов: ледниковых (моренных), флювиогляциальных, озерно-ледниковых [Лавров и др., 1991; Лавров и Потапенко, 2005]. На некоторых картах местного производства те же объекты без каких-либо оснований относились к морским террасам. В модели поздневалдайского оледенения равнин в стратиграфических схемах и легендах карт не оставалось места для каких-либо доголоценовых неледниковых образований.

При полевых работах по проекту PECHORA не удалось обнаружить ни морских, ни молодых озерно-ледниковых террас, показанных на картах предшественников. Вместо них повсюду встречались вполне типичные и местами довольно мощные субаэральные отложения, до того не получавшие отражения на картах четвертичных образований. С помощью программы массового геохронометрического датирования и детального изучения палеолитических стоянок было надежно установлено, что возраст подстилающих ледниковых и водноледниковых отложений превышает 50 тыс. лет [Астахов и Свенсен, 2002; Астахов и др., 2007; Mangerud et al., 1999; Svendsen et al., 2004]. Отсюда возникли вопросы, что же происходило во второй половине позднего неоплейстоцена и какие отложения следует относить к 3- и 4-й ступеням ОСШ (общей стратиграфической шкалы). В статье излагаются материалы, необходимые для понимания строения и происхождения финального плейстоцена, т.е. слоя рыхлых отложений мощностью от 1 до 20 м , покрывающего все элементы рельефа, за исключением голоценовых пойм и морских лайд.

ДРЕВНЕМЕРЗЛОТНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ. Для формирования покровных отложений, связанного с фазовыми переходами приповерхностных вод, не обязательны мощные наземные ледники. Гораздо шире на севере распространены агградация и деградация подземного оледенения (многолетней мерзлоты), производящие седиментологические и геоморфологические эффекты, сходные с ледниковыми. Это сходство нередко приводит к ошибкам генетической и стратиграфической интерпретации при построении карт поверхности в условиях редкой сети наземных наблюдений, характерной для аэрофотогеологического картирования [Астахов, 1998; 2004]. Особенно часты такие ошибки в условиях распространенных на Русском Севере инверсионных форм деградирующей мерзлоты. Только к востоку от Нижней Печоры, в Большеземельской тундре и на Полярном Урале, вечная мерзлота имеет сибирский характер и толщину до 300- 500 м . Западнее же, в Малоземельской тундре она заметно деградирована и мощность ее не превышает 100- 150 м . Южнее Полярного круга вечная мерзлота с поверхности уже полностью исчезла, а ее реликтовый слой, погребенный на глубине 100- 200 м , известен только по скважинам [Геокриология СССР, 1988].

Полигональные системы. Еще в 1950-1960-х годах выяснилось, что покров поверхностных отложений тесно связан с историей многолетнемерзлой толщи. Особенно яркие древнемерзлотные образования описаны в Предуралье, где они представляют собой резко выраженный рельеф реликтовых морозных полигонов в окрестностях Воркуты [Попов, 1962]. Современный процесс морозобойного растрескивания активен только вдоль берега Баренцева моря, но не в воркутинской кустарничковой тундре с вялой, «теплой» мерзлотой. Здесь полигональные структуры являются плейстоценовыми реликтами, т.е. следами более морозного и континентального климата восточно-сибирского типа. Их реликтовая природа видна из морфологии крупных (50- 150 м в поперечнике) полигонов, ограниченных погребенными на глубине 3- 4 м ледяными жилами. В отличие от современных угловатых полигонов, часто прогнутых и окаймленных валиками над ледяными жилами, древние полигоны имеют выпуклые профили и округленную форму. Ограничивающие их ледяные клинья шириной 0,6- 1,5 м уже протаяли на глубину 0,3- 0,6 м ниже современной поверхности вечной мерзлоты и проявлены на поверхности в виде мокрых канав [Геокриология СССР, 1988].

Солифлюкционные отложения. Важнейшую роль древней мерзлоты в строении покровного комплекса выдают плащи грубообломочных пород, которые образуют одну из характерных фаций в самых разных обстановках и на всех отметках. Это глинистый диамиктон мощностью от 0,5 до 3- 4 м ближе к горам содержит до 30-35% грубообломочного материала и образует самостоятельные склоновые плащи. На равнине он чаще всего слагает линзовидные прослои или наклонные языки среди эоловых или озерных отложений (рис. 5, Б) [Mangerud et al., 1999, рис. 21]. Местами он выполняет псевдоморфозы по повторно-жильным льдам. В скважинах через погребенную долину Печоры к югу от Полярного круга он достигает мощности 10 м . В районе Воркуты диамиктовые плащи переходят с высоких плато на надпойменные террасы, тем самым проявляя свой солифлюкционный генезис [Костяев, 1963; Astakhov et al., 1999].

Тонкий слой диамиктовых пород с обилием переотложенной гальки и мелких валунов в старину картировался как «верхняя морена», против чего справедливо возражали московские мерзлотоведы [Попов, 1962; Костяев, 1963]. Конечно, прерывистый слой валунного суглинка без сопутствующих водноледниковых осадков и гляциодислокаций, облекающий песчаные холмы, не может считаться ледниковой толщей. Однако их вывод о преимущественно морском генезисе покровных пород, плащ которых поднимается с I надпойменной террасы на междуречья с отметками более 240 м , принять тоже нельзя. Диамиктовая фация имеет обычные литологию и структуру солифлюкционного плаща. Присутствие маломощных покровных диамиктов на высоких плато нормально, так как грязекаменный материал с большим содержанием глинистых частиц при оттаивании подвержен смещению даже при уклонах менее градуса.

Псевдокамы. Важными проблемными объектами, вызвавшими серьезные разногласия в определении границы последнего оледенения, являются плоские лепешкообразные холмы высотой 5- 10 м , сложенные тонкослоистыми мелкими песками и алевритами без примеси грубообломочного материала. Эти холмы овальной или круглой формы, поросшие редкостойным лесом, выделяются на фоне безлесных торфянистых болот надпойменных террас приполярной Печоры с давно протаявшей мерзлотой (рис. 1). А.С. Лавров с соавторами истолковали скопления таких холмов в качестве «лимнокамов», образовавшихся из спроектированных осадков озер на поверхности омертвевшего ледникового покрова [Лавров и др., 1991; Лавров и Потапенко, 2005]. Радиоуглеродные даты 33 520 ± 470 и 34 540 ± 1570 лет назад, полученные из аллювия в основании такого холма на р. Созьва (7 на рис. 1) дали им основание считать этот ледник поздневалдайским [Арсланов и др., 1981]. Отсюда граница поздневалдайского оледенения этими авторами была проведена далеко на юге Печорской низменности [Лавров и Потапенко, 2005], что вошло в противоречие с остальными стратиграфическими данными, особенно с поверхностными палеолитическими стоянками с возрастом 20-40 тыс. лет [Свендсен и др., 2008; Mangerud et al., 1999; Svendsen et al., 2004].

Специальное исследование таких пологохолмистых ландшафтов по обе стороны от Урала выявило их древнемерзлотное происхождение [Астахов, 1998] и подтвердило концепцию термокарстовой инверсии рельефа равнин в процессе деградации мерзлоты. Происхождение холмистых ландшафтов в результате усадки территории при ее размерзании впервые описано М.Н. Бойцовым в качестве мерзлотного геоморфологического цикла [Бойцов, 1961].

Правильная форма отдельных песчаных «лепешек», их регулярное чередование в плане, устойчивые размеры, повторяющие форму соседних озер, отчетливая массовая ориентировка и приуроченность к низким надпойменным террасам совершенно несвойственны хаотическим формам дегляциации. Сравнение таких ландшафтов талой зоны с (рис. 2) с современными скоплениями термокарстовых озер на мерзлых приморских низинах показало их морфологическую идентичность при зеркальном преобладании в зоне современной мерзлоты мелких озер вместо песчаных холмов [Астахов, 2004, рис. 8]. Устойчивая ЗСЗ-ВЮВ ориентировка холмов и озер, обычная для современной тундры, вероятно, отражает доминирующее направление ветров, влияющее на волновую термоэрозию мелких тундровых водоемов [Астахов, 1998; Бойцов, 1961]. Наконец, мелкопесчано-алевритовый состав плоских холмов при отсутствии грубых обломков и диамиктовых покрышек, обычных для камовых плато, подчеркивает их неледниковое происхождение. Настоящие Камы обычно гораздо круче, часто несут на себе плащи галечной или диамиктовой абляционной морены, не говоря уже об отсутствии какой-либо их связи с аллювиальными террасами. Кроме того, они образуют хаотические скопления холмов высотой до 50 м и глубоких озер, а не регулярные чередования повышений и понижений, отражающие полигональную решетку вечной мерзлоты, как на рис. 2.

Таким образом, скопления плоских холмов на речных террасах - это не признаки древнего ледникового покрова, а следы недавней деградации мощной многолетней мерзлоты, что видно даже из их ритмичного чередования, аналогичного полигональному рельефу (рис. 3). Вышеуказанные радиоуглеродные даты скорее всего относятся к интерстадиалу, когда печорские террасы покрылись густой сыпью мелких термокарстовых озер вдоль ледяных жил предшествующего холодного интервала. Песчано-алевритовые осадки этих озер превратились в лепешкообразные холмы скорее всего уже в голоцене при общей деградации мерзлоты. Схема процесса термокарстовой инверсии показана на рис. 4.

ЭОЛОВЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ. Умеренные следы современной ветровой деятельности видны по всему Баренцеву побережью в виде дефляционных котловин и голых дюнок высотой 1- 3 м вдоль бровок песчаных обрывов и вокруг населенных пунктов с нарушенным растительным покровом. Следует ожидать гораздо большего развития ветровых процессов в сухих плейстоценовых ландшафтах со скудной растительностью. Это и наблюдается по периферии последнего скандинавского ледника, которая изобилует как задернованными дюнами, так и плащами лессовидных алевритов [Динамика…, 2002]. Однако эоловые образования до последнего времени практически не были известны в литературе о Европейской Арктике, в которой доминировали описания ледниковых и водноосадочных образований. Удалось найти только одну забытую заметку о древних дюнах вокруг Нарьян-Мара [Конищев и Любимов, 1968]. Остальные сведения о древнеэоловых образованиях относятся к перигляциальной области к югу от Полярного круга.

Дюнные пески. Во время ежегодных полевых работ, начиная с 1993 г ., мы практически повсюду встречали поверхностные пески, структура которых не поддавалась объяснению ни с точки зрения водноосадочной и ледниковой седиментологии, ни с помощью криогенных процессов. Среди них выделяются три главные разновидности. Наиболее мощные и гранулометрически грубые представлены светло-желтыми хорошо сортированными мелко-, редко среднезернистыми рыхлыми, преимущественно кварцевыми песками со слабонаклоненной диагональной, иногда перекрестной слоистостью без признаков водной градации или сепарации тяжелой фракции. Ими в основном сложена низкая приморская равнина с отметками от 20 до 60 м , языками вдающаяся в моренное плато (рис. 1). Эта песчаная равнина с многочисленными современными дефляционными котловинами многими предшественниками воспринималась как морская терраса. Однако при ее прослеживании вдоль Тиманского Берега (1 на рис. 1) в толще мощностью 10- 20 м на протяжении многих километров никаких других фаций, кроме песчаных, не обнаружено, что невероятно для бассейновой формации. Лишь в основании песчаной толщи попадаются тонкие языки солифлюкционного диамиктона. В песках часто подвешены длинные, узкие псевдоморфозы по повторно-жильным льдам (ПЖЛ) [Mangerud et al., 1999, рис. 21], которые не могут расти в водной среде. Более того, небольшая ширина этих псевдоморфоз (0,1- 0,5 м ) свидетельствует о дефиците влаги во время роста ПЖЛ. Никаких признаков морской жизни эти пески не содержат, а у подножия обрыва найден мамонтовый бивень, датированный по ¹⁴С в 48 тыс. лет назад (Тиманский Берег [Mangerud et al., 1999]). Среди диагонально наслоенных песков встречаются и массивные прослои с пятнами и трещинами аридного почвообразования (рис. 5, Б). И наконец, происхождение мощной песчаной толщи Баренцева побережья низовьев Печоры в результате древней ветровой аккумуляции выдает и типичная форма залегания в виде пологих, крупных задернованных дюн (левобережье р. Куя в районе Нарьян-Мара).

Следы прежней мерзлоты повсеместно наблюдаются в рыхлых перевеянных песках и южнее, где она уже протаяла. Примером является монотонная песчаная толща, не связанная с речными террасами, мощностью 15,5 м , с OSL датой 17 тыс. лет назад на р. Вонда, левом притоке р. Шапкина [Никольская, 2006]. О.А. Никольской она описана как озерная. Однако трудно себе представить отложение в локальном озере более 15 м чистого песка без илистых прослоев. Кроме того, в разрезе ритмично повторяются волнистые ленты ржавого цвета, которые обычно субпараллельны слойкам песка, но нередко их секут под пологими углами (рис. 5, А). Эти жилки - типичные отпечатки протаявших шлиров сегрегационного льда, ежегодно формировавшихся зимой на подошве увлажненного деятельного слоя [Катасонов, 1973]. Вертикальная серия таких жилок - ясное свидетельство последовательного поднятия кровли мерзлоты одновременно с отложением песка, что невозможно в подводных условиях, но вполне обычно при накоплении перевеянных песков. Такой сингенез отражает неоплейстоценовую (подтвержденную OSL датой 17 тыс. лет назад) агградацию мерзлоты, которая деградировала только в голоцене.

Покровные пески. Другая разновидность перевеянных песков, которая встречена на всех топографических уровнях вдоль Печоры и восточнее в Большеземельской тундре, латерально и в разрезах замещает древнедюнные скопления. Это палево-желтые, местами оржавленные мелкие пески, через 1- 3 см переслаивающиеся с крупным алевритом (рис. 6). Они образуют прерывистый покров мощностью от 1 до 5 м . В долине Печоры нами они описывались в разрезах Мархида [Mangerud et al., 1999], Няша-Бож, Денисовка, Акись, Бызовая [Heggen et al., 2010] и др. Ранее они истолковывались как осадки позднеледниковых озер, которые якобы затапливали все аллювиальные террасы [Лавров и Потапенко, 2005]. Мы считаем такую интерпретацию ошибочной ввиду следующих их особенностей:

- облекающее залегание на всех элементах рельефа, включая склоны, без изменения фациального состава и при отсутствии каких-либо признаков древней береговой линии;

- отсутствие следов водной сепарации, а именно, грубообломочных и глинистых прослоев, а также нормальной градации в слойках (рис. 6), что практически нереально для отложений крупных водоемов;

- резко преобладающая мелкая параллельная слоистость при отсутствии таких характерных водноосадочных текстур, как рябь и косая слойчатость; найденная в разрезе стоянки Бызовая (12 на рис. 1) миниатюрная косая серия падает против склона, что нормально только для ветровой ряби;

- очень узкий гранулометрический диапазон - от мелкого песка до крупного алеврита;

- рыхлость и окисные тона окраски, вызванные ожелезненной рубашкой песчаных зерен, что характерно для субаэральных, а не водных отложений;

- часто встречающиеся мелкие клинья (рис. 6, Б), связанные с морозным растрескиванием кровли слойков;

- 10-15 сантиметровые прослои массивных пятнистых песков, а также вертикальные ожелезненные трубочки прежних корнеходов, свидетельствующие о почвенных процессах;

- нередкие языки солифлюкционных диамиктов (рис. 6, Б);

- переслаивание покровных песков с обычными дюнными;

- постепенная смена по латерали параллельно-слоистых покровных песков плащами лессовидных алевритов к юго-востоку и древними дюнами к северо-западу; при этом распределение крупности песков обратное ожидаемому для водоема: более грубые дюнные пески залегают на самых низких отметках вдоль современного берега моря.

Большинство особенностей покровных песков легко объясняется приземным ветровым переносом в резко континентальном и холодном климате. Совершенно аналогичные нивейно-эоловые пески многократно описывались в Западной Европе вдоль края последнего Скандинавского ледника, особенно в Нидерландах. Способ их образования также изучался на примере современного эолового процесса на Аляске. Типичной деталью нивейно-эолового песка являются мелкие бугорки и ямки на слоевых поверхностях, придающие неправильную волнистость слоистой текстуре. Это признак волочения песка ветром вместе с зимним снегом и последующего весеннего вытаивания снежных прослоев [Koster, 1988]. Такие детали в изобилии встречаются в покровных песках Печоры (рис. 6).

Лессовидные алевриты. Покровные суглинки давно известны к югу от Полярного круга как в Центральной России [Динамика…, 2002], так и на Средней Печоре, где их мощность достигает 6 м [Кузнецова, 1971]. В Заполярье их мощность не превышает 3- 4 м , а площадь распространения сужается до уральских предгорий. На северо-западе вдоль Баренцева побережья их место занимают более грубые перевеянные пески. Тесная пространственная связь лессовидных алевритов с другими элементами покровного комплекса означает, что это палеоклиматическое явление, обусловленное резко континентальным климатом с ограниченным участием водноосадочных процессов.

Исследователи Московского университета, изучавшие реликтовую полигональную сеть района Воркуты, установили ее устойчивую пространственную связь с покровом лессовидных алевритов (называемых также «покровными суглинками»). Это привело А.И. Попова к выводу о морозном выветривании субстрата как ведущем процессе формирования плаща глинистых алевритов [Попов, 1962]. Однако строение покровного комплекса, изученного в длинных искусственных канавах, свидетельствует не в пользу элювиальной гипотезы [Костяев, 1963]. Палевые глинистые алевриты оказываются лишь одной из фаций покровного комплекса общей мощностью до 8 м . Другие его элементы представлены сизыми алевроглинами, частично отложенными в мелких тундровых озерках, и линзами темного глинистого диамиктона с содержанием гальки и валунов до 30% (рис. 7). Этот пестрый по фациальному составу покров лежит на всех элементах рельефа и на любых породах, не только глинистых, но и грубокластических, и даже на промытых песках. В целом это явно субаэральное образование, что подчеркивают находки костей мамонта в низах покровного комплекса [Костяев, 1963], отсутствие какой-либо высотной зональности водноосадочного типа в строении покрова, а также региональное замещение их к западу и востоку покровными песками эолового происхождения (рис. 1).

Покровный комплекс отражает предголоценовый палеоландшафт мощной и холодной мерзлоты с минимальным термокарстом, но с интенсивной ветровой деятельностью. Алеврит в лессовидном слое, видимо, происходит из атмосферной пыли, навеянной северо-западными ветрами. Последние, как и южнее [Динамика…, 2002], были вызваны стоком холодных воздушных масс с расположенного к северо-западу поздневалдайского ледникового покрова (рис. 1). В этой ледниковой системе циркуляции полоса лессовидных алевритов отмечает зону ослабления ветров вдали от края льда, а преобладающие северо-западнее перевеянные пески отражают зоны максимальных скоростей катабатических воздушных масс. Вполне естественно, что дюнные пески занимают прибрежную, проксимальную полосу (рис. 1).

В хорошо раскопанных разрезах, таких как палеолитическая стоянка Бызовая, можно наблюдать все элементы покровного комплекса (рис. 8). В длинном обнажении Тиманского берега (1 на рис. 1) нет покровных песков, но под голоценовым торфом видны две генерации дюнных песков с псевдоморфозами, разделенные флювиальным прослоем, солифлюкционные диамикты и линза озерных осадков [Mangerud et al., 1999, рис. 21]. Отсутствие покровных отложений на геологических картах заметно осложняет инженерно-геологический прогноз ввиду их разнообразной литологии и резко различных геотехнических свойств. Так, покровные суглинки из-за их тиксотропности малопригодны в качестве основания крупных сооружений.

Следы дефляции. В системе перигляциальной эоловой седиментации источники мелкопесчаного и алевритового материала находятся среди более древних отложений того же, а чаще более широкого гранулометрического спектра. В первую очередь это образования верхнего неоплейстоцена, реже выступы среднего неоплейстоцена. Развеивались в основном флювиогляциальные и морские толщи, а также песчано-галечниковый аллювий. Размах ветровой эрозии трудно оценить на плоских террасах, но возвышенные междуречья несут отчетливые следы интенсивной дефляции, не объяснимые современными ветрами умеренной силы.

В приуральских тундрах выделяются два типа развеянных возвышенностей: подковообразные гряды напорных морен (красные дуги на рис. 1) и отдельные изометричные холмы останцового типа (голубые звездочки на рис. 1) [Astakhov et al., 1999]. Конические холмы на государственных картах четвертичных образований обозначены в качестве «камов», т.е. аккумулятивных образований гляциокарстового происхождения [Лавров и др., 1991; Лавров и Потапенко, 2005]. С такой трактовкой невозможно согласиться по следующим причинам. Изолированные холмы имеют вогнутые, денудационные профили склонов и заостренные вершины, а не выпуклые профили классических камов. Это особенно заметно в Малоземельской тундре (рис. 9, А). Их вершины лишены растительности и бронированы валунно-галечными плащами со следами ветровой полировки. Материнские морские или флювиогляциальные пески, вскрытые шурфами под галечной покрышкой, почти не содержат грубых обломков. Огромные массы песка должны были быть унесены, чтобы осталось достаточно галек для бронирования вершин дефляционным панцирем.

Аналогичные конические формы, но в миниатюре, можно повсеместно наблюдать вдоль гребней дугообразных напорных морен, сложенных дислоцированными песками [Астахов, 2004; Astakhov et al., 1999]. Мелкие конические останцы трассируют головы крутопадающих пластов межледникового прибрежно-морского песка, выведенного на поверхность гляциотектоникой в районе Вашуткиных озер (рис. 9, Б) и на левобережье верхней Море-Ю. Их образование вдоль крутопадающих пластов нечем объяснить кроме мощного ветрового выноса чистых песков с постепенным обогащением тонкого поверхностного плаща остаточными обломками. Когда обломков много, выведенные на поверхность пласты галечника образуют самые резкие и заостренные холмы с отметками более 150- 200 м , например, межозерная высота на 67°50′ с.ш./ 59°15′ в.д., вершины Варандей-Мусюра и Янейского плато. Именно холмисто-грядовые формы являются надежными источниками строительного песка и гравия, в то время как районы эоловой аккумуляции типа Нарьян-Мара страдают от дефицита крупных песков.

В позднем неоплейстоцене на арктических равнинах вблизи края последнего ледникового щита должны были существовать и другие дефляционные формы, например, котловины выдувания, но их картирование потребует специальных усилий.

В целом фациальная структура покровной формации приуральских равнин может быть представлена в виде идеализированного профиля (рис. 10).

ХРОНОЛОГИЯ ФИНАЛЬНОГО ПЛЕЙСТОЦЕНА. Возрастная привязка послеледниковых отложений обеспечена новой геохронометрической базой, включающей 90 OSL (табл. 1) и 83 ¹⁴C определений, включая 38 дат более точным AMS методом (табл. 2). OSL возраст в тысячах «календарных» (т.е. астрономических) лет получаются путем деления суммы поглощенной кварцевыми песчинками радиации (в Грэй) на интенсивность фоновой радиации (Гр/тыс. лет) (табл. 1). На единичные даты рассчитывать неосторожно, а надежный корреляционный сигнал обеспечивается сериями дат при условии их взаимной согласованности. Для разреза Куя (табл. 1) мы специально приводим, кроме надморенных дат из покровного комплекса, также серию из подморенной морской пачки: различие значений OSL возраста этих серий вполне очевидно. Надежность резко повышается также при контроле параллельными радиоуглеродными датами. Сходящиеся серии дат обоими методами получены на палеолитических стоянках Бызовая (рис. 9) и Мамонтовая Курья [Свендсен и др., 2008; Svendsen et al., 2010]. При этом необходимо учитывать, что некалиброванные радиоуглеродные даты всегда дают систематически заниженные оценки астрономического возраста, отличающиеся на несколько тыс. лет от параллельных люминесцентных дат.

Средневалдайское потепление. Хотя водноосадочные образования не являются предметом данного сообщения, однако их невозможно игнорировать при рассмотрении возраста и эволюции покровного комплекса. Для второй половины позднего неоплейстоцена на арктической суше нами не обнаружено каких-либо признаков морских образований, что не удивительно с учетом низкого положения уровня океана в интервале 60-10 тыс. лет назад. Доголоценовые морские террасы, показанные на многих картах предшественников, при ближайшем рассмотрении оказались либо скульптурными террасами, вырезанными в межледниковых отложениях, либо субаэральным покровом (рис. 6). Все равнинные берега России имеют трансгрессивный характер, а фландрской трансгрессией затоплена не только дельта Печоры, но и некоторые раннеголоценовые торфяники [Astakhov et al., 1999]. Послеледниковые (средневалдайские) морские глины с арктическими фораминиферами обнаружены донными скважинами (С1 и С2 на рис. 1) лишь на глубине 50 м на продолжении подводной дельты Печоры, где они дали 9 AMS ¹⁴C дат в интервале 42-23 тыс. лет назад [Polyak et al., 2000].

На суше примерно синхронны этой морской толще аллювиальные отложения II надпойменной террасы, которая развита вдоль Печоры (выше устья Усы), по Усе и их крупным притокам. В низовьях Печоры она отсутствует, возможно, из-за аккумуляции аллювия ниже современного уреза реки. Эта терраса большей частью цокольная, а ее аллювий мощностью до 10- 15 м не достигает мощности голоценового аллювия Печоры ( 20 м ). В составе преобладают русловые фации грубого песка и гравия со следами фуркации русла, пойменная тонкопесчаная часть редуцирована, а старичная фация вообще не наблюдалась. Повсеместно отмечены псевдоморфозы по ПЖЛ. В спорово-пыльцевых спектрах преобладают травянистые растения и кустарнички. То есть этот аллювий несет отчетливые признаки безлесной перигляциальной обстановки с пониженным расходом рек, фуркацией русел и низкими паводками [Кузнецова. 1971; Никольская. 2006; Астахов и др., 2007]. Поверхность террасы покрыта либо лессовидным алевритом, либо эоловым песком, который в основании нередко переслаивается с мелкозернистым песком пойменной фации (р. Шапкина и верховья р. Бол. Роговая [Астахов и Свенсен, 2008; Никольская. 2006]).

Аллювий II террасы является важным стратиграфическим репером, так как содержит большинство находок мамонтовой фауны и даже самую древнюю палеолитическую стоянку Мамонтовая Курья [Свендсен и др., 2008; Svendsen et al., 2010]. Именно эти находки свидетельствуют об относительном смягчении перигляциального климата средневалдайского интервала, способствовавшем миграции древнего человека по долинам рек к Полярному кругу [Астахов и Свенсен, 2008].

Грубые русловые фации с артефактами в основании террасы на Мамонтовой Курье отлагались 50-38 тыс. OSL лет назад, а содержащиеся в них мамонтовые кости имеют ¹⁴С возраст от 37 до 32 тыс. лет назад. Перекрывающие более мелкие речные пески дали серию из 8 последовательных ¹⁴С дат в интервале от 31 до 24 тыс. лет назад (табл. 2). Из покрова тонких эоловых песков и алевритов мощностью около 10 м получены OSL даты от 20 до 14 тыс. лет назад [Свендсен и др., 2008]. Другие разрезы аллювия II террасы дали ¹⁴С даты в том же интервале 37-24 тыс. лет в основном по костям, редко по скудным растительным остаткам (табл. 2) [Астахов и др.. 2007; Астахов и Свенсен, 2008; Mangerud et al., 1999]. Из самой верхней, мелкозернистой части аллювия рек Колва и Бол. Роговая получены OSL даты от 30 до 24 тыс. лет (табл. 1).

Пик биологической активности во время аккумуляции руслового аллювия II террасы подтверждается находками остатков мамонтов с ¹⁴С возрастом от 36 до 27 тыс. лет в других, не аллювиальных разрезах (табл. 2), а также обилием костей в слое солифлюкционного диамиктона с артефактами, залегающего на стоянке Бызовая в древнем логу на правом берегу Печоры. В этом слое получены 22 ¹⁴С даты со средним возрастом 28,5 тыс. лет назад, что в терминах астрономического возраста примерно соответствует 34 тыс. лет [Heggen et al., 2010]. Этот возраст вполне согласуется с серией из 12 OSL дат от 33 до 14 тыс. лет из перекрывающей субаэральной толщи (рис. 9).

Аналогичные OSL даты от 32 до 17 тыс. лет дал аллювий II террасы на р. Адзьва в окрестностях палеолитической стоянки Пымва-Шор (17 на рис. 1), перекрытый эоловым песком с датами в пределах 18-15 тыс. лет назад (табл. 1).

Поздневалдайская аридизация. Важен почти непрерывный седиментологический и хронометрический переход от верхов аллювия II террасы к кроющему эоловому покрову. В низах его получены OSL даты 22 (Бол. Роговая), 21 (Тиманский Берег), 20 (Мамонтовая Курья) и 19 тыс. лет назад (Куя), мало отличающиеся от самых верхних дат в подстилающем аллювии. Однако, это не означает, что эоловые толщи стали формироваться только после 24 тыс. лет назад. Есть хорошие разрезы субаэральных отложений с OSL датами 33-26 тыс. лет назад (Бызовая, Бол. Роговая), а более древние даты (от 57 до 32 тыс. лет) получаются из линз озерных алевритов и песков в нижней части покровного комплекса, например, Тиманский берег и Море-Ю (табл. 1). На Печоре в эоловых отложениях нет OSL дат древнее 33 тыс. лет. Даты порядка 60 тыс. лет известны в эоловых песках лишь на Южном Ямале, вдали от границы второго ранневалдайского ледника [Астахов и Свенсен, 2008].

Резкое преобладание эоловых фаций в верхах разреза наряду с исчезновением органических остатков, а также весь массив геохронометрических данных (табл. 1 и 2) свидетельствуют о постепенном переходе от холодного, но относительно влажного интерстадиального климата на уровне 3-й ступени позднего неоплейстоцена к резко аридным и морозным условиям на уровне 4-й ступени ОСШ. Ландшафты мамонтовой степи в интервале 50-26 тыс. лет назад, освоенные палеолитическими охотниками, сменились полярной пустыней в интервале 24-15 тыс. лет назад. Для той эпохи, когда последний ледник максимально приближался к современной береговой линии (рис. 1), практически отсутствуют остатки фауны и флоры, за исключением палеолитической стоянки Пымва-Шор, расположенной на уникальном для Арктики теплом источнике с травертинами [Mangerud et al., 1999]. Крайне редки и линзы флювиальных отложений, в основном ложкового типа.

Последние плейстоценовые события. Органические остатки, хотя и не столь обильные, как в среднем валдае, вновь появляются с уровня в 13 тыс. радиоуглеродных (около 15 тыс. астрономических) лет, когда в связи с общим потеплением климата в арктических тундрах активизировался термокарст с образованием просадочных озер. Хороший пример таких осохших озер дают разрезы 8 и 9 на р. Море-Ю [Астахов и Свенсен, 2002], где накопилось до 18 м алевроглинистых ритмитов и мелких песков со следами просадок в подошве. В основании озерного разреза встречаются ветви кустарников и комья торфа, давшие три ¹⁴С даты 12,9, 12,6 и 12,5 тыс. лет (табл. 2). В интервале от 12,3 до 10 тыс. ¹⁴С лет назад 12 дат получены при разбуривании донных отложений современных крупных озер Большеземельской тундры [Henricksen et al., 2003]. В толще лессовидных алевритов и покровных песков у с. Акись (11 на рис. 1) можно видеть тонкую торфянистую почву, из которой получены две ¹⁴С даты: 12 390 ± 90 и 12 440 ± 110 лет назад (табл. 2).

В аллювиальной летописи это последнее потепление плейстоцена соответствует I надпойменной террасе, в которой уже наблюдается полный набор речных фаций, хотя и пониженной по сравнению с голоценовым аллювием мощности. Наиболее известен разрез в Денисовке (8 на рис. 1), где старичный аллювий дал спорово-пыльцевые спектры разреженных березовых лесов и радиоуглеродные даты 12 300 ± 170 и 12 260 ± 180 лет назад [Лавров и Потапенко, 2005]. Аналогично, на р. Шапкина из аллювия I террасы в 20 км южнее 5 на рис. 1 имеются две ¹⁴С даты по 12,3 тыс. лет назад (табл. 2). OSL даты со значениями, более близкими к астрономическому возрасту, вполне с этим согласуются (табл. 1). На р. Сула из двух разрезов таких же террас (Сула 25 и Сула 28) получено 6 дат в интервале от 16,8 до 11,7 тыс. лет, что в радиоуглеродной хронологии означает примерно 14-10,3 тыс. лет. Террасы р. Шапкина показали практически аналогичные значения OSL возраста с разбросом, не сильно отличающимся от углеродной хронологии (табл. 1).

В отложениях этого интерстадиала вновь попадаются редкие остатки фауны крупных млекопитающих, например, овцебыка на Мархиде или оленя в Акиси (табл. 2), а теплый источник Пымва-Шор (17 на рис. 1) служил рефугиумом фауны даже в наиболее сухом и холодном интервале поздневалдайского времени (табл. 2).

Денисовская терраса разбита псевдоморфозами по ПЖЛ и перекрыта волнистым плащом крупных дюнных песков, переходящих в тонкие покровные пески с прослоями алевритов. Ниже по течению в Окуневе эта терраса полностью закрыта наклоненным к реке мощным плащом покровных песков, в основании которых получено 6 радиоуглеродных дат от 12,7 до 10,4 тыс. лет. Описавшие эти разрезы А.С. Лавров и Л.М. Потапенко относят покровные пески к осадкам подпрудно-ледникового озера интрагляциальной террасы. Они же на поверхности окуневской террасы описывают «лимнокамы» [Лавров и Потапенко, 2005], которые должны быть моложе этого аллювия. В нашей интерпретационной системе песчаные плащи свидетельствуют не о затоплении долины, а о ее иссушении; пологие же лепешковидные холмы - продукты раннеголоценовой деградации вечной мерзлоты. В данном случае важно, что после накопления интерстадиального аллювия произошло новое похолодание, морозобойное растрескивание и иссушение климата, оставившее верхнюю, менее мощную покровную толщу и вторую генерацию дюнных песков (Тиманский берег [Mangerud et al., 1999]).

Торф в псевдоморфозах по ледяным жилам с возрастом 11,5 тыс. ¹⁴С тыс. лет назад (Нельмин Нос), видимо, относится к тому же интерстадиалу. В более молодой генерации псевдоморфоз торф имеет возраст от 9,5 до 10,2 тыс. лет назад (р. Шапкина) (табл. 2). Финальное предголоценовое похолодание и иссушение климата, которое произошло между 11,5 и 10,2 тыс. ¹⁴С лет назад, хорошо сопоставляется с молодым дриасом атлантических районов.

Седиментологические и геохронометрические данные в сжатом виде представлены на схеме распределения разновозрастных осадочных тел по меридиональному профилю (рис. 11). Она может служить корреляционной канвой при сопоставлении местных стратиграфических подразделений и для легенд карт поверхностных отложений.

ВЫВОДЫ. Финальный плейстоцен междуречий северо-востока Европейской России представлен покровной формацией, состоящей из отложений разных генетических типов и фациальных разновидностей: перевеянных дюнных мелких и средних песков, перевеянных нивейно-эоловых песков с прослоями алевритов, навеянных лессовидных алевритов, диамиктовых солифлюкционных плащей, алевритов и тонких песков мелких термокарстовых озер. Они тесно связаны с древнемерзлотным рельефом, а в долинных разрезах подстилаются и частично замещаются аллювиальными отложениями и осадками локальных озер.

Возраст послеледниковых толщ, включающих стоянки древнейшего верхнего палеолита, на основании множества радиоуглеродных и оптико-люминесцентных дат уверенно определяется 3- и 4-й ступенями общей шкалы верхнего неоплейстоцена, а в терминах астрономического возраста интервалом 50-11,5 тыс. лет. В разрезах 3-й ступени (древнее 24 тыс. лет назад) преобладают речные, озерные и солифлюкционные отложения с обилием остатков фауны мамонтовой степи. Обильные геохронометрические данные из этих толщ делают их важным стратиграфическим репером, указывающим на минимальный возраст последнего оледенения северных равнин.

Основная масса эоловых отложений накопилась в условиях полярной пустыни от 24 до 11,5 тыс. лет назад (4-я ступень), прерванных относительным потеплением и появлением кустарниковой тундры и редколесий в интервале 15-12 тыс. лет назад.

Эоловые и озерные пески малопригодны для строительных целей, а источники строительного материала находятся либо в аллювиальных, либо в более древних флювиогляциальных и морских толщах. Тем не менее, отложения покровного комплекса необходимо показывать на картах среднего и тем более крупного масштаба ввиду их влияния на качество оснований для дорожного и другого строительства.

Представленные материалы получены при исследованиях по русско-норвежским проектам PECHORA и ICEHUS, финансировавшимися Research Council of Norway. Работа выполнялась при поддержке темплана НИР СПбГУ.

ЛИТЕРАТУРА

1. Аpсланов Х.А., Лавpов А.С., Hикифоpова Л.Д. О стратиграфии, геохронологии и изменениях климата среднего и позднего плейстоцена и голоцена на северо-востоке Русской равнины // Плейстоценовые оледенения Восточно-Европейской равнины. - М.: Наука, 1981. - С. 37-52.

2. Астахов В.И. Инверсионный рельеф как индикатор палеокриологических обстановок // Геоморфология. 1998. № 4. - С. 40-47.

3. Астахов В.И. Фотогеология северного плейстоцена: успехи и проблемы // Регион. геология и металлогения. 2004. № 21. - С. 27-44.

4. Астахов В.И., Мангеруд Я., Свенсен Й.-И. Трансуральская корреляция верхнего плейстоцена Cевера // Регион. геология и металлогения. 2007. № 30-31. - С. 190-206.

5. Астахов В.И., Свенсен Й.-И. Возраст остатков плейстоценового ледника в Большеземельской тундре // ДАН. 2002. Т. 384. № 4.- С. 534-538.

6. Астахов В.И., Свенсен Й.И. Природная обстановка первоначального заселения Приуральского Севера // Путь на Север: окружающая среда и самые ранние обитатели Арктики и Субарктики. - М.: Наука, 2008. - С. 98-106.

7. Бойцов М.Н. О формировании рельефа в условиях подземного оледенения // Тр. ВСЕГЕИ. Нов. серия. 1961. Т. 64. - С. 27-36.

8. Геокриология СССР. Европейская территория СССР. - М.: Недра, 1988. - 358 с.

9. Динамика ландшафтных компонентов и внутренних морских бассейнов Северной Евразии за последние 130 000 лет. Атлас-монография. Вып. II. Общая палеогеография. - М.: ГЕОС, 2002. - 232 с.

10. Костяев А.Г. Отложения покровного комплекса и блочный рельеф восточной части Большеземельской тундры // Кайнозойский покров Большеземельской тундры. - М.: Изд-во МГУ, 1963. - С. 148-191.

11. Катасонов Е.М. Палеомерзлотные исследования, их задачи, методы и некоторые результаты // Палеокриология в четвертичной стратиграфии и палеогеографии. - М.: Наука, 1973. - С. 10-22.

12. Конищев В.Н., Любимов Б.Н. Древние эоловые формы рельефа в Большеземельской тундре // Вестник МГУ. 1968. № 2. - С. 96-99.

13. Кузнецова Л.А. Плейстоцен Печорского Приуралья. - Изд-во Казанского ун-та, 1971. - 123 с.

14. Лавров А.С., Потапенко Л.М., Зайцев А.П. и др. Карта четвертичных отложений. Государственная геологическая карта СССР, лист Q-38,39 (Мезень), м-б 1 : 1 000 000 (нов. серия). - Л.: ВСЕГЕИ, 1991.

15. Лавров А.С., Потапенко Л.М. Неоплейстоцен северо-востока Русской равнины. - М.: Аэрогеология, 2005. - 222 с., 5 прил.

16. Никольская О.А. Позднеплейстоценовая история гидрографической сети северной части Печорского бассейна // Дис. ... канд. г.-м. наук. - СПбГУ, 2006.

17. Попов А.И. Покровные суглинки и полигональный рельеф Большеземельской тундры // Вопросы географического мерзлотоведения и перигляциальной морфологии. - М.: Изд-во МГУ, 1962. - С. 109-130.

18. Решение 2-го Межведомственного стратиграфического совещания по четвертичной системе Восточно-Европейской платформы с региональными стратиграфическими схемами. - Л.: ВСЕГЕИ, 1986. - 157 с.

19. Свендсен Й.И., Павлов П., Хегген Х. и др. Природные условия плейстоцена и палеолитические стоянки на севере западного склона Уральских гор // Путь на Север: окружающая среда и самые ранние обитатели Арктики и Субарктики. - М.: Наука, 2008. - С. 79-97.

20. Astakhov V.I., Svendsen J.I., Matiouchkov A. et al. Marginal formations of the last Kara and Barents ice sheets in northern European Russia // Boreas. 1999. Vol. 28 (1). - P. 23-45.

21. Heggen H.P., Svendsen J.I., Mangerud J. River sections at the Byzovaya Palaeolithic site - keyholes into the late Quaternary of northern European Russia // Boreas. 2010. Vol. 39. - P. 116-130.

22. Henriksen M., Mangerud J., Matiouchkov A. et al. Lake stratigraphy implies an 80 000 yr delayed melting of buried dead ice in northern Russia // J. of Quatern. Sci. 2003. Vol. 18(7). - P. 663-679.

23. Koster E.A. Ancient and modern cold-climate aeolian sand deposition: a review // J. of Quatern. Sci. 1988. Vol. 3. - P. 69-83.

24. Mangerud J., Svendsen J.I., Astakhov V.I. Age and extent of the Barents and Kara Sea ice sheets in Northern Russia // Boreas. 1999. Vol. 28(1). - P. 46-80.

25. Polyak L., Gataullin V. N., Okuneva O., Stelle V. New constraints on the limits of the Barents-Kara ice sheet during the Last Glacial Maximum based on borehole stratigraphy from the Pechora Sea // Geology. 2000. Vol. 28. - P. 611-614.

26. Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I. et al. Late Quaternary ice sheet history of Northern Eurasia // Quatern. Sci. Rev. 2004. Vol. 23 (11-13). - P. 1229-1271.

27. Svendsen J.I., Heggen H. P., Hufthammer et al. Geoarchaeological investigations of Palaeolithic sites along the Ural Mountains : on the northern presence of humans during the last Ice Age // Quatern. Sci. Rev. 2010. Vol. 29. - P. 3138-3156.

Sedimentological and geochronometric data obtained by the Russian-Norwegian research projects for postglacial formations of northeastern European Russia north of 65° N are discussed. The database consists of 22 described sections, 83 ¹⁴C dates, including 38 AMS dates, and 90 concurrent optically stimulated luminescence dates. The lower strata dated to 50-24 ka BP are represented by alluvium with solifluction tongues and Palaeolithic artifacts deposited in frozen mammoth steppe. The upper part of the succession at the level of MIS 2 is dominated by aeolian sediments with lacustrine and solifluction lenses. Niveo-aeolian sand, analogous to the European one, is determined for the first time. Previously such coversands were mistaken for sediments of ice-dammed lakes. The bulk of aeolian strata was deposited from 24 to 11.5 ka BP in a polar desert southeast of the Barents Sea ice sheet. The dry and frosty climate of MIS 2 was interrupted by a relative climatic amelioration at 15 to 12 ka BP.

Key words: Late Pleistocene, aeolian formations, geochronometry, northern Cis-Uralia.