Верхний неоплейстоцен и голоцен Европейской Субарктики России (северо-запад Печорской низменности)

В статье приведено обобщение результатов многолетних комплексных исследований отложений верхнего неоплейстоцена и голоцена из береговых обнажений в северо-западной части Печорской низменности, являющейся частью Субарктики Европейской России (рис. 1). В последние 30—40 лет палеогеография и стратиграфия позднего неоплейстоцена интенсивно изучаются геологами-четвертичниками, однако проблемы генезиса и возраста межморенных аквальных отложений, а также времени формирования, путей продвижения, местонахождения питающих провинций и границ распространения поздненеоплейстоценовых ледников до сей поры остаются остродискуссионными и нерешенными. Наиболее обсуждаемые вопросы палеогеографии квартера, интерес к которым не ослабевает — возраст и пределы распространения последнего оледенения на территории Печорской низменности, и исследования, направленные на их решение, продолжаются. Противоречивая палеогеографическая и стратиграфическая информация, полученная разными исследователями в процессе изучения верхнего неоплейстоцена, привела к созданию и существованию в настоящее время нескольких далеко не бесспорных моделей последнего оледенения Европейской Субарктики России, обзор которых достаточно подробно рассмотрен в наших публикациях (Андреичева, 2002; Андреичева и др., 2015).

С целью установления возраста и границ последнего наземного оледенения в течение ряда лет в рамках международных научных программ «QUEEN» и «PECHORA» работали российские и зарубежные геологи. Результаты исследований нашли отражение в многочисленных публикациях Я. Мангеруда, В. И. Астахова, Й. И. Свенсена и др. Согласно их модели (Астахов и др., 2007), время кульминации последнего покровного ледника соотносится не с поздним валдаем (25—10 тыс. л. н.), а с ранневалдайским интервалом (100—60 тыс. л. н.). Это последнее оледенение, обусловленное наступанием глетчеров с арктического шельфа на Урал, произошло за пределами интервала радиоуглеродного датирования, не позднее 50 тыс. л. н. К западу от Урала на заполярных равнинах ранневалдайский покровный ледник имел две активные стадии: 80—90 и около 60 тыс. л. н. Поздневалдайский ледниковый покров не выдвигался с Баренцева шельфа на современную сушу. Остальные исследователи сильно преувеличивают размеры поздневалдайского (полярного) оледенения в регионе.

Однако, несмотря на доводы, приведенные в пользу ранневалдайского возраста оледенения, согласиться с этим безоговорочно не представляется возможным. По нашему мнению, любые палеогеографические модели должны основываться на результатах исследований отложений комплексом различных методов, а не только на геохронометрических данных, хотя последние, несомненно, являются важной и неотъемлемой частью при изучении квартера. Кроме того, некоторый скепсис вызывает «избирательный» подход Я. Мангеруда с коллегами к датировкам отложений, имеющимся в литературе, а зачастую и к несколько ранее полученным ими же цифрам возраста (Mangerud et al., 1999). В подавляющем большинстве случаев обосновывается необходимость передатирования подморенных песков, имеющих, по их мнению, очень молодые значения возраста, не укладывающиеся в рабочую

Рис. 1. Карта-схема расположения обнажений верхнего неоплейстоцена: 1 — обнажения, 2 — направления перемещения полярного покровного ледника, 3 — граница максимального распространения полярного ледника

Fig. 1. The location of the Upper Neopleistocene outcrops: 1 — the outcrops, 2 — directions of Polar ice cap movement, 3 — limit of maximum Polar ice cap extent

гипотезу, и образцы многократно передатируются. Так, в публикации А. В. Гольберта и др. (1973) приводятся датировки песков, залегающих под мореной в классическом разрезе Вастьянский Конь, составляющие 25— 29 тыс. л. н. По мнению Я. Мангеруда с соавторами, эти даты являются конечными, и при неоднократном пе-редатировании была получена «нужная» цифра 54—77 тыс. л. н. Таким же образом интерпретируются датировки подморенных песков и в других разрезах, рассмотренных в указанной статье.

В соответствии с имеющимися у нас результатами многолетних комплексных исследований отложений неоплейстоцена территория Европейской Субарктики России в последний раз перекрывалась покровным ледником в позднем валдае, и верхняя толща морены была отложена в полярное (осташковское, МИС-2) время 25—10 тыс. л. н. Этот ледниковый покров продвигался предположительно до центральной части Большеземельской тундры, не доходя до широтного отрезка р. Печоры (см. рис. 1).

У геологов-съемщиков, составляющих государственные геологические карты четвертичных образований на территории своих исследований и в сопредельных районах, зачастую принципиально разные взгляды на генезис и возраст этих отложений. По этой причине в настоящее время для Европейской Субарктики России существуют карты, отражающие различные точки зрения на палеогеографию последнего ледникового максимума. На одной из карт, составленных Л. Р. Семеновой и А. В. Степуниным (Государственная..., 2015), северная часть листа Q-39 в поздневалдайское время перекрывалась полярным ледником. Аналогичное мнение у А. А. Черепанова с коллегами (Черепанов и др., 2015), составившими геологическую карту четвертичных отложений второго поколения масштаба 1:200 000 (ГГК-200) листов R-40-XXXI, XXXII. Здесь полярный горизонт развит повсеместно, вскрыт многочисленными скважинами, горными выработками, выходами в эрозионных и абразионных уступах, и представлен собственно ледниковыми и водно-ледниковыми осадками.

Обсуждаемая в статье модель распространения верхневалдайского ледникового горизонта представляется наиболее аргументированной, она в полной мере согласуется с имеющимися в нашем распоряжении полевыми и аналитическими данными. В последние годы мы получили единичные датировки подморенных осадков в долинах рек Черной и Куи на крайнем северо-западе Печорской низменности, которые подтверждают этот вывод.

Иную точку зрения на распространение последнего оледенения имеют авторы-составители карты четвертичных отложений масштаба 1:2 500 000 территории Российской Федерации (Карта…, 2010). Полярный горизонт в Тимано-Печоро-Вычегодском регионе выделен лишь на дне Баренцева моря, где он представлен мелкозернистыми отложениями аллювия I и II надпойменных террас, послеледниковыми озерными глинами и песками, а также отложениями субаэрального покровного комплекса.

Проблема генезиса осадков, накопленных при деградации ледника и последующем становлении современных условий, также остается актуальной. В последние годы опубликованы весьма интересные палино- 30

логические данные по истории развития растительного покрова в Малоземельской тундре (Лаптева, Корона, 2022), дельты р. Печоры (Нигаматзянова и др., 2022) и Ямала (Корона и др., 2024; Lapteva et al., 2024). Проведенные нами микропалеонтологические исследования осадков позднеледниковья-голоцена в долине р. Чёрной и в низовье р. Куи, расположенных между вышеуказанными районами, позволяют дополнить реконструкции ландшафтно-климатических обстановок Субарктики Европейской России в позднеледни-ковье и голоцене.

Материалы и методы исследований

Материалом для написания статьи послужил имеющийся у авторов обширный материал многолетнего изучения отложений верхнего неоплейстоцена и голоцена на северо-западе Печорской низменности, результаты их аналитического исследования рядом методов. В статье приведена комплексная характеристика четвертичных осадков: литология разных генетических типов, палинология межледниковых отложений и климатические обстановки времени их формирования. Учтены данные, полученные для осадков изученных обнажений.

Образцы отбирались во время полевых работ при послойном описании разрезов, особое внимание при этом уделялось седиментологическим признакам пород: условиям их залегания, характеру контактов между отложениями разного генезиса, текстурному анализу морен и деформированных межморенных осадков, наличию обломочного материала, характеру его распределения, окатанности и т. д. Исследование текстурных особенностей отложений выполнено с учетом последних крупных обобщений по текстурному анализу (Рейнек, Сингх, 1981; Facies Models…, 1992; Boggs, 1995). Для стратификации отложений использовались результаты палинологии, палеомикротериологии и корреляция речных террас.

Проводилось детальное литологическое изучение морен, направленное прежде всего на выяснение условий седиментации и возможности использования литологических данных для стратиграфического расчленения и корреляции горизонтов неоплейстоцена, а также на установление местоположения источников сноса терригенного материала при образовании морен и осадков разного генезиса.

Для получения структурной характеристики отложений изучен гранулометрический состав образцов разных генетических типов. Гранулометрический анализ выполнялся по методике Н. А. Качинского (1958) с применением ситового метода для разделения на фракции материала гравийно-песчаной размерности (> 0.1—0.1 мм) и пипеточного — для алевропелитовой составляющей морены (< 0.1 мм). Карбонаты удалялись во время предварительной обработки образцов растворением в 10%-ной соляной кислоте (HCl). Оставшийся после обработки материал разделялся на 10 фракций. Полученные результаты интерпретировались с помощью гистограмм, кумулятивных кривых, треугольных и парных диаграмм. Были посчитаны средние диаметры зерен (dср) и коэффициенты сортировки (Sс). Использовался способ выражения со-ртированности отложений через нормированную энтропию, которая зависит только от веса фракций и не зависит от размера зерен (Белкин, Рязанов, 1972). Коэффициент сортировки при этом изменяется от нуля до единицы и растет в направлении увеличения со-ртированности, т. е. при наихудшей сортировке мелкозема Sс равен 0, для однофракционных отложений Sс равен 1.

Изучение минерального состава тяжелой фракции отложений проведено с целью определения их стратиграфической приуроченности и корреляции. Состав тяжелых минералов определялся во фракции 0.25—0.1 мм, доступной для изучения, достаточно представительной по весу и наиболее полно отражающей минеральный состав местных, транзитных и удаленных питающих провинций. Минералы изучались под бинокуляром, в иммерсионных препаратах, при необходимости — фотометодом и на сканирующем микроскопе.

Петрографический состав валунно-галечного материала в горизонтах морен изучался с целью установления питающих провинций. Для определения направления переноса терригенного материала проводились массовые замеры ориентировки удлиненных обломков пород из морен: не менее 50 обломков в каждом пункте (Лавров, 1976; Гайгалас, 1979). Результаты замеров представлялись в виде роз-диаграмм.

С целью определения относительного возраста межморенных отложений и восстановления палеогеографических обстановок в процессе их накопления по общепринятым методикам выполнены палинологический и палеомикротериологический анализы (Пыльцевой…, 1950; Методические…, 1987).

Определения абсолютного возраста отложений проведены в лаборатории ОСЛ Всероссийского научно-исследовательского института им. А. П. Карпинского на автоматизированной системе ТЛ/ОСЛ-датирования Risø TL/OSL Reader DA-20 C/D (низкофоновый спектрометр гамма-излучения на основе кристалла из чистого германия CANBERRA BE3825).

Строение разреза верхнего неоплейстоцена

Поздний неоплейстоцен охватывает период примерно от 130 до 11.7 тыс. л. н. В основании разреза лежит межледниковый сулинский горизонт. Его перекрывают ледниковый лайский, интерстадиальный бызов-ской и полярный ледниковый горизонты, объединенные в ненецкий надгоризонт, Межледниковые отложения представлены преимущественно континентальными фациями, реже морскими. Выявлены палеогеографические особенности каждого межледниковья.

В сулинское межледниковье (Q_III¹s) отложения формировались в аллювиальных и озерных обстановках, а на севере (до широты долины р. Шапкиной (рис. 1) — в морских. Сулинский аллювий представлен серыми мелкозернистыми песками, а также косо- и горизонтально-слоистыми гравийно-песчаными отложениями с примесью гальки. Сулинский лимний вскрыт в низовье р. Печоры, где часто сложен тонким переслаиванием алевритов и мелко- и тонкозернистых песков, иногда с примесью гравия, а также глинами и суглинками с включениями растительного детрита и торфа.

Сулинские морские отложения представлены горизонтально и линзовидно переслаивающимися песками, песчано-гравийными и гравийно-галечными образованиями с симметричными и асимметричными знаками ряби волнения и слабого течения. Характерно ритмичное строение: более грубые осадки (гравий с галькой) слагают основания ритмов, пески с незначительной примесью гравия — его средние части, а в кровле ритмов обычно лежат глины и алевриты. Отложения содержат обильный раковинный детрит, а нередко и целые отдельные створки раковин моллюсков Arctica islandica, Macoma calcarea, Cerastoderma edule и др. В отдельные межледниковья распространение моря на территорию Европейского Северо-Востока России было ингрессионным, однако широкое развитие морских отложений в долинах рек и на водоразделах, а также разнообразие седиментационных обстановок и литологических типов морских пород указывает на достаточно масштабные морские трансгрессии, перекрывающие регион по крайней мере трижды: два раза в среднем неоплейстоцене, в позднем неоплейстоцене в сулинское время (но, возможно, и в бызовское). Морские заливы были мелководными, довольно теплыми, сильно опресненными. В бассейне р. Черной (рис. 1) сулинские отложения литорально-сублиторальной зоны и озерные осадки достигают мощности 20—22 м. В долине р. Шапкиной су-линский горизонт залегает на абс. отметках 40—55 м и представлен прибрежно-морскими и озерными отложениями мощностью 8—12 м (Строение…, 1989).

В ранневалдайскую лайскую эпоху (Q_III²l) климат был более суровым, чем современный. Мнения о пределах распространения ледникового покрова в лай-ское время у исследователей разнятся (Velichko et al., 1997; Grosswald, 1998; Mangerud et al., 1999). Мы полагаем, что лайский ледник не перекрывал материк (Андреичева, 2002; Андреичева и др., 2015). Территория исследований в ранневалдайское время была «безлед-ной», во всяком случае морена лайского возраста здесь не обнаружена. Это не расходится с мнением Н. С. Чеботаревой и И. А. Макарычевой о том, что «достоверных следов ранневалдайского оледенения на Русской равнине пока нет, хотя вероятность существования мощных ледниковых масс в Скандинавии и прилегающих районах вряд ли исключена» (Чеботарева, Макарычева, 1974, стр. 15). Лайский горизонт сложен косо- и горизонтально-слоистыми аллювиально-перигляциальными галечниками с окатышами глин, гравием и песками. Отложения разбиты псевдоморфозами по морозобойным клиньям и нарушены криотур-бациями, что свидетельствует о суровом арктическом климате во время их формирования и развитии вечной мерзлоты в районе исследований. Мощность перигляциального аллювия составляет 10—12 м. Им сложены средние, иногда нижние части высоких надпойменных террас.

Бызовской горизонт (Q_III³bz) имеет широкое развитие на рассматриваемой территории, особенно в обнажениях на р. Черной на её субширотном отрезке между устьями рек Сейкаргаяха и Мулурейсе. Это средневалдайское потепление последовало за лайским оледенением, однако климат в это время был значительно холоднее, чем в более ранние межледниковые эпохи. И до сих пор исследователи дискутируют о том, межледниковье это или интерстадиал. Мы склонны рассматривать непродолжительное и достаточно прохладное бызовское потепление как интерстадиал, 31

во время которого формировались континентальные отложения, представленные аллювиальными, озерными и озерно-болотными осадками с прослоями торфа мощностью до 8.5 м (Андреичева, Дурягина, 2005). Бызовские осадки слагают высокие террасовые уровни. Палинологическое исследование отложений в ряде разрезов на крайнем севере Большеземельской тундры позволило реконструировать палеогеографические условия бызовского интерстадиала и обосновать его возраст.

Полярный ледниковый горизонт (Q_III⁴p) в районе исследований развит практически повсеместно. Последний покровный ледник перекрывал крайний север Печорской низменности в позднем валдае, и верхняя толща морены была отложена в полярное время. В 2024 году методом ОСЛ (оптико-стимулиро-ванной люминесценции) в лаборатории ОСЛ Всероссийского научно-исследовательского института им. А. П. Карпинского получены единичные датировки песков, подстилающих морену в разрезах рек Куи (обн. К-15, 55 ± 4 тыс. лет (RGI-1421) и Черной (обн. Ч-24, 65 ± 6 тыс. лет (RGI-1423)), свидетельствующие о формировании их в бызовское время. Проведенное датирование отложений подтвердило, что морена последнего неоплейстоценового оледенения образовалась в полярное время.

Поздневалдайский (полярный) ледниковый покров сформировал рельеф дневной поверхности. Соответствующие отложения залегают на водоразделах, слагают верхние части береговых обнажений, а иногда полностью невысокие обрывы рек. Морена представлена темно-серыми, с бурым оттенком, иногда сизовато-серыми неслоистыми несортированными суглинками, ожелезненными по трещинам, с гравием, галькой, валунами, содержащимися в небольшом количестве (до 4—5 % от объема породы), с обломками раковин моллюсков. Мощность морены варьирует от 4 до 15 м, в отдельных разрезах достигает 20—22 м. Характерны резкие экзарационные контакты с подстилающими породами, осложненные гляциодинамиче-скими текстурами, иногда отмечаются скопления плоско-выпуклых валунов. В составе полярного горизонта выделяются три подгоризонта: нижнеполярный, сложенный водно-ледниковыми осадками, среднеполярный, образованный собственно мореной, и верхнеполярный, сформированный водно-ледниковыми и перигляциальными отложениями с показателем эволюционного уровня (ПЭУ) копытных леммингов, равным 45, что указывает на их позднеполярный возраст (Кочев, 1993). Кроме того, полярный возраст горизонта определяется залеганием его на бызовских осадках, охарактеризованных палинологически.

Осадки голоцена (H) представлены в разрезах низких надпойменных и пойменных террас рек аллювиальными, озерными, болотными и эстуарными образованиями. Аллювий русловой, пойменной и старичной фаций слагает современные речные террасы. Светлокоричневые средне- и мелкозернистые алевритовые пески формируют русловую фацию аллювия. Фация приречной зоны поймы вскрыта в верхних частях пойменных и надпойменных террас и представлена переслаивающимися коричневыми опесчанеными алевритами, супесями и алевритовыми песками. Старичная фация состоит из мелкозернистых серых алевритовых 32

песков, глинистых и опесчаненых алевритов. Межгривные понижения пойменных террас заполнены озёрно-болотными осадками — сизыми опесчане-ными алевритами, суглинками и коричневым торфом.

В озерной седиментационной обстановке в зависимости от климата образуются кластические, органические и химические осадки. На территории исследований в условиях сурового климата Субарктики, где подавлены химические процессы, отлагался обломочный песчано-глинистый материал, иногда с ленточной слоистостью.

Формирование эстуарных отложений на данной территории происходило на побережье моря, в его прибрежной мелководной зоне и в приустьевой части долины р. Черной. Осадки представлены светло-коричневыми тонко- и мелкозернистыми алевритовыми песками, супесями и глинистыми алевритами.

Результаты исследований и их обсуждение

Сулинский межледниковый горизонт

В составе сулинского горизонта выделены, как отмечалось выше, аллювиальные, озерные и морские отложения. Они изучены в разрезах Хонгурей и Вастьян-ский Конь на нижней Печоре, а также в долинах рек Лаи и Куи (см. рис. 1).

Соотношение фаций в строении аллювия определяется климатом, на что указывали Е. В. Шанцер (1980), Ю. А. Лаврушин (1963) и другие исследователи. Аллювий на рассматриваемой территории, входящей в субарктическую зону, представлен преимущественно русловой фацией хорошо сортированных осадков, что, возможно, связано с тем, что для рек здесь нехарактерны резко выраженные паводки и половодья.

Сулинский аллювий в береговых обнажениях сложен галечно-гравийно-песчаными отложениями с косой, горизонтальной, перекрестной и волнистой типами слоистости. В соответствии с тенденцией утонения гранулометрического состава аллювия вверх по разрезу они переходят в мелко- и тонкозернистые хорошо сортированные пески. В обнажениях Вастьянский Конь, Хонгурей и в долине р. Куи коэффициент сортировки (Sс) составляет 0.54—77, а средний диаметр зерен (dср) — 0.112—0.125 мм. В долине р. Лаи (центральная часть Большеземельской тундры) структура сулин-ского аллювия чуть крупнее: средний диаметр зерен в нем достигает 0.148 мм, коэффициент сортировки (Sс) — 0.57. Содержание материала, растворимого в 10%-ной HCl, не превышает 2 %.

Выход тяжелой фракции (ВТФ) составляет 0.33— 0.62 %, тяжелые минералы слагают сходные ассоциации, в которых эпидот преобладает — 26—31 %, количество гранатов — 19—27 %, амфиболов — 17—20 %. На минералы группы титановых (рутил, титанит, лейкоксен) приходится 6—9 %, метаморфогенных минералов, включающих кианит, ставролит и силлиманит — 3—7%. В обн. Вастьянский Конь аномально высокое содержание апатита — более 8 %. Средний ВТФ руслового аллювия в нескольких разрезах долины р. Лаи составляет 0.68 %. Характерна гранат (17 %)-эпидото-вая (30 %) минеральная ассоциация с повышенным количеством (в среднем 11 %) титановых минералов, иногда до 15 %, за счет высокого содержания лейкоксена (до 11 %). Амфиболов и ильменита содержится по 9 %.

Рис. 2. Косая слоистость и мелкомасштабная рябь течения в отложениях песчаного бара (р. Шапкина, обн. 13, фото л. н. Андреичевой)

Fig. 2. Cross-bedding and small-scale flow ripples in sandbar sediments (Shapkina River, outcrop 13, photo by L. N. Andreicheva)

Сулинские озерные отложения представлены преимущественно алевритами и глинами с нечеткой горизонтальной либо волнистой слоистостью, иногда отмечаются глины, суглинки, мелко-, средне- и разнозернистые пески (Andreicheva, Marchenko-Vagapova, 2013; Андреичева, Марченко-Вагапова, 2014). Окраска осадков темно-серая различных оттенков: буроватого, голубоватого и сизого, местами отложения отор-фованы. Темная окраска лимния обусловлена продуктами распада органического вещества, либо наличием сульфидов, в частности пирита (Седиментология, 1980). Коэффициент сортировки изменяется от 0.32 до 0.47, средний диаметр зерен варьирует в широких пределах — от 0.033 до 0.161 мм, суммарная карбонатность (содержание материала, растворимого в 10%-ной HCl) невысока — 3.09 %.

ВТФ в озерных отложениях долин рек Куи, Черной, Шапкиной, Лаи и в обн. Хонгурей составляет 0.45—0.76 %, ассоциации тяжелых минералов изменчивы. В лимнии, непосредственно залегающем на вычегодской морене, доминирует эпидот, среднее содержание которого составляет 26—37 %, что характерно и для подстилающей вычегодской морены: концентрация эпидота в ней 21— 30 %. Тяжелая фракция озерных осадков обогащена гранатами, они содержатся в количестве 19—27 %, и только на р. Шапкиной их доля составляет лишь около 7 %. Содержание амфиболов существенно снижается в восточном направлении: от 20 % в долине р. Куи до 7 % в центральной части Большеземельской тундры — в долине р. Лаи. Количество лейкоксена в озерных отложениях, напротив, возрастает к востоку с 2 до 9 %, в отдельных разрезах р. Лаи оно достигает 16 %, что отмечается и в вычегодской морене (Андреичева, 2002; Андреичева и др., 2015). Это может быть связано с участием в формировании этой морены пород Тиманского кряжа, обогащенных лейкоксеном (Кочетков, 1967). Возможно, об этом же свидетельствует и значительное количество магнетита (в среднем 8.5 %) в лимнических осадках долины р. Лаи, где содержание этого минерала в тяжелой фракции иногда достигает 19 %.

Морские сулинские отложения изучены в обн. Вастьянский Конь на нижней Печоре и в долинах рек Черной и Шапкиной. В условиях полярного и холодного гумидного климата при подавленном хемо-генно-органогенном осадконакоплении на территории исследований формировались в основном терригенные морские осадки (Методическое..., 1987). В разрезах выделен практически полный комплекс морских терригенных фаций: пляжа, песчаных баров, приливно-отливных равнин, приливно-отливных каналов и лагун, а также отложения переходной зоны и мелководного шельфа.

Осадки пляжа и песчаных баров достаточно однотипны по гранулометрическому составу и сложены хорошо сортированными (Sс = 0.55—0.73), промытыми, преимущественно мелкозернистыми песками с редкой галькой, обломками угля, раковинным детритом и низкой суммарной карбонатностью (0.9—2.7 %). Отложения характеризуются косой слоистостью, симметричными и асимметричными знаками ряби течения и волнения (рис. 2). В осадках предфронтальной зоны пляжа наблюдаются скопления темноцветных минералов и растительного детрита по плоскостям напластования. В отложениях пляжа, вскрытых на территории исследований, лишь в долине р. Шапкиной, ВТФ составляет 0.66 %. Минеральная ассоциация тяжелой фракции представлена эпидотом (26 %), гранатами (19 %) и амфиболами (16 %). Содержание ильменита в осадках пляжевой зоны составляет 8 %. Минералов титановой группы содержится 8 %, метаморфических минералов в два раза меньше — 4 %.

В комплекс отложений приливно-отливной равнины входят фации приливно-отливных каналов и лагун. Слагающие их осадки имеют различный гранулометрический состав. Преобладают мелкозернистые пески, но присутствуют и глинистые алевриты, формирование которых происходило, скорее всего, в каналах-руслах, где уровень воды снижается очень медленно, практически не перемещаясь горизонтально, что приводит к образованию глинисто-алевритовых отложений (Фролов, 1984; Рейнек, Сингх, 1981). Сулинские осадки приливно-отливной равнины встречены на территории исследований лишь в двух береговых обнажениях (12 и 19) на р. Черной. Они сортированы хуже (Sс = 0.44—0.46), чем отложения пляжа и песчаных баров. Суммарная карбонатность достаточно высока и составляет 4.9—9.2 %. Наблюдаются косая (елочная), волнистая и линзовидная слоистость, весьма характерная для осадков приливно-отливных равнин и возникшая за счет переслаивания линзовидных тел, сложенных песками и алевритами.

Еще одна группа морских отложений — переходной зоны и мелководного шельфа — изучена в обн. Вастьянский Конь и в бассейне р. Шапкиной. Эти осадки представлены темноокрашенными глинами и алевритами, часто с обломками раковин моллюсков и целыми их створками. Отложения мелководного шельфа чаще всего неслоисты, но изредка отмечается не очень отчетливая горизонтальная слоистость градационного типа. Эти отложения наименее сортированы (S_с = 0.16—0.35) по сравнению с другими группами морских терригенных фаций, суммарная карбонат-ность составляет 6.4—10 %. Результаты изучения фо-раминифер из сулинских глин, слагающих верхнюю пачку в обн. Вастьянский Конь (Новые..., 1973), свидетельствуют о формировании их в условиях относитель- 33

но глубокого шельфа. ВТФ в осадках мелководного шельфа составляет 0.66—0.90 %. На р. Шапкиной тяжелые минералы образуют пирит (11 %)-сидерит (12 %)-ам-фибол (16 %)-гранат (18 %)-эпидотовую (23 %) ассоциацию. На группу титановых минералов приходится 5 %, метаморфических — 2 %. В обн. Вастьянский Конь тяжелая фракция представлена амфиболами (33 %), гранатами (21 %) и эпидотом (15 %) при более высоких по сравнению с долиной р. Шапкиной содержаниях акцессориев — пироксена (6 %) и апатита (5 %). По 4 % составляют минералы титановой и метаморфической групп. Осадки мелководного шельфа обогащены минералами Северо-Западной терригенно-минералогической провинции, что позволяет предположить их формирование в значительной степени за счет продуктов размыва вычегодской морены Фенносканди-навского центра оледенения.

Полученные палинологические данные показали, что климат в сулинское время менялся неоднократно. В начале межледниковья растительность имела тундрово-лесотундровый характер. Затем широко распространились хвойные леса, в основном еловые с примесью березы, которые сменились сосновыми лесами с березой и елью. Дальнейшее потепление (климатический оптимум) привело к появлению в составе хвойно-березовых лесов небольшой примеси широколиственных пород. Далее распространились преимущественно березовые ассоциации при незначительной роли сосновых и еловых лесов. Затем вновь увеличились площади, занятые ельниками, а распространение березовых и сосновых лесов сократилось. Климат стал более холодным и влажным. В палинологических спектрах отложений изученных разрезов отмечается один климатический оптимум и два максимума хвойных пород. Состав палинологических спектров в низовье р. Черной (обн. 43) отражает условия межледниковья, во время которого в районе произрастали елово-березовые леса с участием пихты и с большой примесью кустарниковых берез, что свидетельствует о развитии растительности типа северной тайги и климате значительно более теплом, чем современный (Андреичева и др., 2015).

Лайский ледниковый горизонт

Перигляциальный лайский аллювий широкого распой и Лаи. Представлен средне-мелкозернистыми песками довольно выдержанного гранулометрического состава с незначительной примесью мелкогалечногравийного материала (в среднем 2.5 %). Отложения промыты, содержание глинистой фракции не превышает 2.7 %. Пески в долине р. Лаи наиболее хорошо сортированы (Sс = 0.84—0.87), средний диаметр частиц составляет 0.127—0.134 мм. В долинах рек Черной и Шапкиной степень сортированности отложений ниже (Sс = 0.45—0.47), а пески, слагающие перигляциальный аллювий, несколько тоньше (dср = 0.097—0.098 мм). Суммарная карбонатность составляет лишь 1.5 %.

На западе рассматриваемой территории, в обнажениях на р. Шапкиной, в перигляциальном аллювии ВТФ весьма изменчив (0.76—1.47 %). Тяжелые минералы образуют сидерит (14 %)-гранат (22 %)-эпидото-вую (24 %) ассоциацию с содержаниями ильменита, изменяющимися в пределах 7—13 %. В тяжелой фракции лайского аллювия здесь отмечается наиболее низкое 34

для Тимано-Печоро-Вычегодского региона содержание эпидота (24 %), возрастающее в северо-восточном направлении до 32—41 %, и максимальное количество сидерита (18 %), которое в том же направлении сокращается в несколько раз. Что касается пирита, то в бассейне р. Шапкиной его лишь 3 %, а в обнажениях на р. Лаи пирит отсутствует. ВТФ в долине р. Лаи в лайском аллювии составляет 0.70 %, минеральная ассоциация представлена эпидотом (37 %), гранатами (17 %) и лейкоксеном (12 %). Характерно аномально высокое количество минералов группы титановых (в среднем 17 %), в которую кроме лейкоксена входит до 5 % титанита.

Перигляциальный аллювий содержит зубы копытного лемминга Dicrostonyx с показателем эволюционного уровня (ПЭУ), равным 17—28. Фауна мелких млекопитающих изучена в ряде разрезов на нижней Печоре, в долинах рек Лаи, Серчейю, Шапкиной (Гуслицер, 1981; Гуслицер, Исайчев, 1980; Гуслицер и др., 1985; Кочев, 1993), а также на р. Черной, где в обн. 17 в полуметре над контактом с вычегодской мореной лежит линза перигляциального аллювия мощностью 0.4 м. Костные останки копытного лемминга, отмытые из этой линзы, имеют ПЭУ, равный 28, что свидетельствует о ранневалдайском возрасте вмещающих отложений. Кроме того, стратиграфическое положение лайского горизонта установлено залеганием его на палинологически охарактеризованных сулинских осадках.

В долине р. Куи исследованы предположительно ранневалдайские озерные отложения, лежащие в цоколе надпойменной террасы (обн. К-3). Они представлены сизыми неслоистыми опесчаненными алевритами с растительным детритом и перекрыты коричневыми ожелезнёнными алевритами с включениями единичных обломков пород. Тонкий средний диаметр зёрен (dср = 0.034—0.045 мм) и слабая сортировка (Sс = 0.32—0.41) подтверждают формирование отложений в условиях озерного водоема с застойным гидрологическим режимом. В составе тяжелой фракции отмечаются практически равные значения амфиболов (19 %), гранатов (20 %), ильменита (23 %) и эпидота (23 %), а также почти полное отсутствие титановых и метаморфических минералов (по 0.1—0.2 %).

Спорово-пыльцевые спектры (СПС), полученные при палинологическом изучении озерных осадков (рис. 3), характеризуются преобладанием травянистых растений (до 80 %), небольшим участием древесных пород (13—23.5 %) и спор (от 7—16 %). Основная доля немногочисленных определенных древесных форм приходится на пыльцу берез, среди которых отмечены Betula nana, Betula sect. Fruticosae, Betula sect. Albae. Содержание хвойных — сосны Pinus sylvestris и ели Picea sp.– невелико. Встречена пыльца ивы (Salix sp.), ольхи (Alnus sp.). В группе травянистых растений доминируют злаки (почти 50 %), значительно участие полыней (более 20 %). Отмечены маревые, осоки, Ericaceae/ Vacciniaceae. Доля пыльцы представителей разнотравья обильна и разнообразна: преобладает Caryophylaceae (до 24 %), довольно часто присутствует пыльца семейств Ranunculaceae, Brassicaceae, Rosaceae, Polygonaceae, Cichoriaceae и Asteraseae. Единично отмечаются Primulaceae, Apiaceae, Valerianaceae, Polemoniaceae, Rubiaceae, Boraginaceae, Crassulaceae. Среди споровых наиболее часто встречаются сфагновые мхи, папоротники семейства Polypodiaceae, отмечены плауны

Рис. 3. Спорово-пыльцевая диаграмма отложений в обн. К-3: 1 — глина, 2 — количество древесной пыльцы, 3 — количество пыльцы трав, 4 — споры

Fig. 3. Pollen diagram for sediments in outcrop K-3: 1 — clay, 2 — trees pollen amount, 3 — herbs pollen amount, 4 — spores amount

Lycopodium alpinum, L. appressum, L. clavatum. Единичны споры рода Botrychium sp.

Подобный состав, а именно: резкое преобладание пыльцы трав (более 50 % от общего количества зерен спор и пыльцы), незначительное (не более 20 %) содержание спор, постоянное присутствие полыней и маревых, большое количество пыльцы злаков в спорово-пыльцевом комплексе, отражает существование в этот период ксерофитной перигляциальной тундры в криоаридизационных условиях (Пыльцевой…, 1950).

Сходный состав палинологических комплексов с увеличенным содержанием пыльцы полыней и злаков, обилием и разнообразием пыльцы разнотравья был отмечен Е. Ю. Новенко в отложениях Восточной Европы, сформированных в начале стадиала редер-сталь (ранний валдай) (Новенко, 2016). Д. Б. Малаховский и Е. А. Спиридонова (1981), исследуя отложения северо-запада Русской равнины, указывали на аналогичные СПС для стадий ранневалдайского времени. В них доминируют недревесные растительные компоненты (споры и травы), значительно участие кустарниковой и карликовой берез, преобладают осоки, злаки, возрастает участие полыней. Комплексы фиксируют суровые климатические условия и распространение ги-поарктических и арктических элементов флоры.

Бызовской межледниковый горизонт

Горизонт сложен аллювием и лимнием, изучен в основном в бассейне р. Черной, где наиболее широко распространен, и в нескольких разрезах на реках Шапкиной и Лае. А в двух разрезах на р. Куе (обнажения К-6 и К-15) вскрыты предположительно морские осадки типа песчаных баров, а также отложения прибрежной равнины, слагающие основания береговых обнажений. Ранее мы полагали, что эти пески, на которых, по нашим представлениям, несогласно залегает полярная морена, сформировались в сулинское время (Андреичева и др., 2015), но полученные ОСЛ-датировки этих песков в обн. К-15 на р. Куе (55 ± 4 тыс. лет, RGI-1421) и в обн. 24 на р. Черной (65 ± 6 тыс. лет, RGI-1423) свидетельствуют об их бызовском возрасте.

Аллювий представлен русловой и пойменной фациями — мелкозернистыми песками и алевритами желтовато-бурой окраски с тонкой горизонтальной и субгоризонтальной слоистостью, в целом хорошо сортированными (Sс = 0.45—0.86) и слабо карбонатными (2 %), а также пойменными глинами с прослоями торфа. ВТФ в бызовских аллювиальных отложениях на р. Лае составляет 1.04 %, сложена она ильменит (14 %)-гранат (18 %)-эпидотовой (36 %) минеральной ассоциацией с высоким содержанием минералов группы титановых (16 %) за счет преобладания в этой группе лейкоксена — до 10 %. Повышенные количества лейкоксена в долине р. Лаи фиксируются в средненеоплей-стоценовых моренах, а также в сулинском и лайском горизонтах верхнего неоплейстоцена (Андреичева и др., 2015). Возможно, его поступление следует связывать с метаморфизованными рифейскими породами и различными кластогенными образованиями с высокоустойчивым минеральным комплексом, развитыми в Канино-Тиманском регионе.

Озерные отложения изучены в долине р. Черной, где широко развиты и представлены неслоистыми либо неяснослоистыми осадками за счет линзовидных включений светло-серого тонкозернистого плотного песка. Лимний сложен алевритами и глинами сизовато-серого цвета, местами с буроватым оттенком, содержащими растительный детрит, прослои и мелкие гнезда торфа с корешками растений. Озерные осадки сортированы значительно хуже аллювия (S_с = 0.26— 0.38), карбонатность их тоже невелика (3.23 %). Содержание тяжелых минералов в озерных отложениях незначительно (0.31 %), в состав основной минераль- 35

ной ассоциации входят сидерит (30 %), эпидот (26 %), амфиболы (13 %) и лимонит (12 %), на долю гранатов приходится 8 %, метаморфогенные минералы в сумме составляют 3 %, титановые — 2 %, пирит — 1 %.

Предположительно морские осадки песчаного бара вскрыты в долине р. Куи в обн. К-15 под согласно залегающей на них полярной мореной. Они сложены преимущественно мелкозернистым хорошо сортированным песком (Sс = 0.66) с косой и нечеткой горизонтальной слоистостью, отмечаются следы ряби волнения и слабого течения. ВТФ песков составляет 0.35 %. Тяжелые минералы образуют гранат (17 %)-амфибол (19 %)-эпи-дотовую (27 %) ассоциацию. Минералы группы титановых составляют 8 %, метаморфических — 4 %, довольно высоки концентрации апатита и пироксена — по 5 %.

Палинологическим методом исследованы отложения среднего валдая из береговых обнажений 3 и 4 (рис. 4), и обн. 11 на р. Черной. Выделены семь фаз развития растительности и установлена последовательная смена ландшафтных обстановок во время непродолжительного и достаточно прохладного интерстадиала.

СПС начальной фазы (bz1 на рис. 4) средневалдайского интервала характеризуются доминированием недревесных компонентов — спор и трав (Марченко-Вагапова, 2012). В условиях сурового климата были распространены кустарничковые тундры.

В фазу раннего потепления (bz2 на рис. 4) в общем составе СПС происходит увеличение доли древесных растений до 45—50 %. В это время наибольшим распространением пользуются елово-березовые, еловососновые, березовые лесные сообщества. Древовидная береза Betula sect. Albae преобладает (около 65 %), участие хвойных пород Pinus sylvestris и Picea sp. постепенно возрастает в среднем до 20 %, пыльцы Betula nana и Alnaster sp. отмечено по 10 %. Открытые пространства заняты луговыми ценозами. Климат стал несколько мягче.

В фазу раннего похолодания (bz3 на рис. 4) в общем составе СПС преобладают споры (до 67 %). В группе древесных пород растет доля пыльцы кустарниковых форм берез (Betula humilis, B. nana) до 11 %, содержание древовидной березы (Betula sect. Albae) уменьшается с 25 до 12 %. Невелика роль пыльцы Picea sp., Pinus sylvestris. Состав спектров характеризует растительность лесотундры, где редколесья образованы березой с участием сосны и ели. В напочвенном покрове значительное развитие получили травянистые ассоциации, образованные полынями, маревыми и злаками. Климатические условия стали суровее.

Среднее потепление (bz₄ на рис. 4) отразилось в общем составе спорово-пыльцевых комплексов увеличением доли древесных пород до 28—42 %. Среди деревьев и кустарничков господствует береза: Betula sect. Albae (около 23 %), несколько меньше Betula sect. Fruticosae (до 10 %), Betula nana единична. Отмечена пыльца хвойных пород Picea sp. и Pinus sylvestris, несмотря на то, что они занимают подчиненное положение, их количество в некоторых образцах достигает 11 и 12 % соответственно. В СПС присутствует пыльца липы, вяза, кустарничков лещины. На территории исследований наряду с бореальными элементами флоры, болотными и луговыми формациями принимали участие и ксерофитные перигляциальные сообщества. Палинокомплексы отражают 36

существование здесь березово-еловых лесных формаций. Климат стал несколько теплее.

В фазу позднего похолодания (bz5 на рис. 4) в СПС вновь преобладают недревесные формы — споры и пыльца трав. Доля Betula sect. Albae уменьшается с 21 % до 6 %. Сокращается количество пыльцы Picea sp., Pinus sylvestris. Палинокомплексы свидетельствуют, что при похолодании климата березово-еловые леса уступили место лесотундре.

В фазу позднего потепления (bz6 на рис. 4) в общем составе СПС, несмотря на преобладание споровых растений, возрастает участие пыльцы древесных пород, достигая 37 %. Господствует пыльца Betula sect. Albae, существенно участие Betula sect. Fruticosae. В комплексе увеличилось количество пыльцы Picea sp. и Pinus sylvestris (по 5 %). Открытые площади были заняты луговыми ценозами, т. к. в СПС отмечается много пыльцы злаков и разнотравья. Основными компонентами растительного покрова, по-видимому, были разнообразные разреженные лесные группировки: березовые, березово-еловые, березово-сосновые. Климат стал несколько теплее.

Конечная фаза (bz7 на рис. 4) характеризуется резким похолоданием. В общем составе СПС господствуют недревесные компоненты (споры до 95 %). Споровопыльцевые комплексы отражают распространение ер-никовой тундры.

Выделенные фазы растительности на изученной территории подтверждают отсутствие климатических оптимумов в среднем валдае при наличии трех периодов потепления. Растительность при потеплениях отражает распространение разреженных елово-березовых, елово-сосновых, березовых лесных сообществ, болотных и луговых ассоциаций, занимающих открытые пространства, и довольно холодный климат.

В работе Н. Г. Патык-Кара и В. А. Друщиц (2008) отмечается, что палинологические исследования, выполненные в континентальной части Европы и России, указывают на то, что климатические условия среднего валдая менялись незначительно. Климат был суровым, тундра неоднократно сменялась лесотундрой. На Северо-Западе России многими исследователями (Арсланов и др., 1975; Девятова, 1982; Спиридонова, 1983) для среднего валдая выделены три потепления: кашинское, гражданское и дунаевское, характеризующиеся широким распространением ели и сосны, иногда со значительным участием березы, ольхи и широколиственных пород. В холодные интервалы формировалась березовая лесотундра. Х. А. Арсланов и др. (1980), Б. И. Гуслицер, Д. А. Дурягина (1983), А. С. Лавров и др. (1986) выделяют семь этапов изменения растительности на северо-востоке Русской равнины. В холодное время были распространены безлесные (типа тундры) и слабозалесенные пространства. В периоды потеплений преобладал лесной тип растительности, отсутствовали широколиственные растения.

Полярный ледниковый горизонт

Согласно палеогляциологическим реконструкциям в систему поздневалдайского оледенения входили два крупных ледниковых покрова — Скандинавский и Пайхой-Уральско-Новоземельский (Структура..., 1977), сформировавших полярную морену. Структурной осо-

Рис. 4. Сокращенные спорово-пыльцевые диаграммы отложений в обнажениях 3 и 4 на р. Черной: 1 — алеврит, 2 — песок, 3 — супесь, 4 — количество древесной пыльцы, 5 — количество пыльцы трав, 6 — cпоры

Fig. 4. Combined pollen diagrams showing selected taxa of pollen from sediments in outcrops Ch-3 and Ch-4 on Chernaya River: 1 — silt, 2 — sand, 3 — sandy loam, 4 — trees pollen amount, 5 — herbs pollen amount, 6 — spores amount

бенностью полярной морены является ее тонкий гранулометрический состав (рис. 5), существенно тоньше, чем у широко развитых здесь средненеоплейстоцено-вых морен (Андреичева, 2002). Повышенное содержание глинистой (35—40 %) и алевритовой (31—47 %) фракций связано с ассимиляцией ледником на пути его следования преимущественно алевроглинистых морских и озерных отложений. На побережье Баренцева моря эта морена, залегая на ленточнослоистых глинистых алевритах, имеет самый тонкий состав. А наиболее грубым гранулометрическим составом с содержанием глинистой фракции лишь 26 % и dср, равным 0.036 мм, она характеризуется в разрезах на р. Куи, что обусловлено залеганием морены на бызовских песках.

Минеральные ассоциации тяжелой фракции полярной морены на рассматриваемой территории однотипны (Andreicheva, 2022), что, по-видимому, определяется сходными минеральными спектрами подстилающей средненеоплейстоценовой вычегодской морены, представленными эпидотом, гранатами, амфиболами, сидеритом и пиритом. Суммарные количества пирита и сидерита составляют 20—35 % при доминирующей роли сидерита (рис. 6).

Обломочный материал для образования полярной морены на северо-западе Европейской Субарктики России поставлялся с Пай-Хоя, Новой Земли и, возможно, с шельфов Баренцева и Карского морей. И только на юго-западе региона — в низовье р. Шапкиной —

Рис. 5. Гранулометрический состав полярной морены на северо-западе Печорской низменности

Fig. 5. Grain-size composition of Polar moraine in the northwestern part of the Pechora Lowland

• ■    Ильменит  ■ Амфибол    □ Пирит

• □    Эпидот    ■ Гранат      ■ Сидерит

• ■    Группа титановых минералов

И Группа метаморфических минералов

Рис. 6. Минеральный состав тяжелой фракции полярной морены на северо-западе Печорской низменности

Fig. 6. Mineral composition of the heavy fraction of Polar moraine in the northwestern Pechora Lowland

Рис. 7. Криноидно-мшанковый известняк — руководящий валун с Северного острова Новой Земли (фото Л. Н. Андреичевой)

Fig. 7. Crinoid-bryozoan limestone — index boulder from the North Island on Novaya Zemlya (photo by L. N. Andreicheva)

состав морены формировался за счет терригенного материала из Фенноскандинавской питающей ледниковой провинции. Специфической особенностью петрографического спектра полярной морены, связанной с Пайхой-Уральско-Новоземельским центром оледенения, являются обломки руководящих пород — розовых мраморовидных криноидно-мшанковых известняков Новоземельской области сноса (рис. 7), встречающиеся единично, но постоянно. Местоположение центра оледенения подтверждается и весьма выдержанной ориентировкой удлиненных обломков пород с северо-северо-востока на юго-юго-запад по азимуту 170— 240о.

В низовье р. Шапкиной состав крупнообломочного материала иной. Здесь постоянно встречаются обломки северотиманских базальтов с агатами, в группе карбонатных пород преобладают светлоокрашенные разности, тогда как в верхнем и среднем течениях р. Шапкиной доминирующими являются палеозойские известняки и доломиты темно-серой и черной окраски. Ориентировка удлиненных обломков пород с за-падо-северо-запада в секторе 270—320о указывает на поступление материала для формирования полярной морены в нижнем течении р. Шапкиной из СевероЗападной терригенно-минералогической питающей провинции.

Позднеледниковье

Спорово-пыльцевые комплексы, выявленные в озерных и озерно-болотных отложениях позднелед-никовья в среднем течении р. Черной (обн. 14), отражают неоднородный растительный покров. По результатам палинологического анализа органосодержащих осадков (Андреичева, Дурягина, 2005) и их перекрестного датирования 230Th/U и 14C методами для временного интервала 13700—12000 л. н. выделены семь фаз развития растительности, из которых пять относятся к аллереду и одна к позднему дриасу (Максимов и др., 2021). На протяжении аллереда в холодные этапы распространялась лесотундра (ПЗ III и V), а этапы смягчения климата (ПЗ II, IV и VI) сопровождались проникновением в долину р. Черной северотаежных лесов

(рис. 8). Резкое похолодание в позднем дриасе способствовало повторному развитию лесотундры (ПЗ VII).

Голоцен

В голоцене на территории Европейского Северо-Востока России происходило формирование долин рек, где накапливались аллювиальные, озерные, болотные и эстуарные осадки, слагающие низкие надпойменные террасы и современные поймы (Голубева и др., 2024; Исаков, 2025). В пределах территории, перекрывавшейся покровным ледником в поздневалдайское время, установлены значительные перестройки русловой сети, тогда как за пределами его распространения развитие террасового и пойменного комплексов происходили в соответствии с естественными условиями формирования русла в долинах, заложенных талыми послеледниковыми водами.

Аллювиальные отложения представлены русловой, пойменной и старичной фациями. Осадки русловой фации изучены в долинах рек Куи и Черной, где слагают основания пойменной и первой надпойменной террас и представлены светло-коричневыми средне- и мелкозернистыми (dcp = 0.090—0.278 мм) хорошо сортированными (Sc = 0.78) алевритовыми песками. Характерной особенностью является косая, наклонная волнистая, диагональная слоистости и наличие текстур ряби течения и волнения. В минеральном составе тяжелой фракции преобладают эпидот (22—23 %), амфиболы (21 %) и гранаты (17—19 %). Отмечаются повышенные содержания ильменита (8 %) и группы титановых минералов (до 11 %). Иной характер распределения тяжелых минералов установлен в низких пойменных террасах долины р. Куи, для которых характерно закономерное увеличение гранатов до 23 % и снижение количества эпидота до 19 %. Содержание амфиболов при этом остаётся неизменным и составляет 21 %.

Отложения фации приречной зоны поймы вскрыты в верхних частях пойменной и первой надпойменной террас и сложены переслаивающимися коричневыми опесчаненными алевритами, светло-коричневыми супесями и алевритовыми песками. Для них 39

характерны значительные вариации в содержаниях алевритовой (10—94 %), песчаной (5—84 %) и глинистой (1—19 %) фракций. Средний диаметр зерен dср изменяется от 0.038 до 0.184 мм, Sc — от 0.29 до 0.66. Характерна пологоволнистая, горизонтальная и нечёткая волнистая слоистости, свидетельствующие, вероятно, о слабых речных течениях с волновыми процессами на мелководье. В тяжелой фракции осадков приречной зоны поймы преобладают гранаты (24—28 %), амфиболы (17—20 %), эпидот (16—25 %) и ильменит, составляющий до 14 %. Количество титановых минералов меняется от 2 до 9 %.

Старичная фация сложена мелкозернистыми серыми алевритовыми песками, в верхней части разреза переслаивающимися с коричневыми глинистыми и опесчаненными алевритами с серым и сизым оттенками. Выходы старичных отложений наблюдаются в береговых разрезах пойменных террас в центральной части широтного отрезка долины р. Куи. В гранулометрическом составе преобладает алевритовая фракция, составляющая 73 %, тогда как количества глинистой и песчаной фракций имеют подчиненные значения (16 и 11 % соответственно). Степень сортированности мелкозема старичных осадков средняя до хорошей (Sc = 0.41—0.60), а средний диаметр зерен dср равен 0.024—0.090 мм. В составе тяжелой фракции выделена амфибол (17 %)-гранат (19 %)-ильме-нит (20 %)-эпидотовая (22 %) минеральная ассоциация с повышенным содержанием группы титановых минералов (до 9 %).

Поверхности пойменных террас часто осложнены межгривными понижениями, днища которых заняты озёрно-болотными осадками вторичных водоёмов, сложенными горизонтальным и пологоволнистым переслаиванием сизых опесчаненых алевритов, cуглинков и коричневого торфа. Содержания гранулометрических фракций сильно варьируют: алевритовая фракция составляет 50—90 %, тогда как глинистая и песчаная 7—33 % и 1—17 % соответственно.

Эстуарные отложения вскрыты и изучены лишь в приустьевой части долины р. Черной, где они слагают первую надпойменную и пойменную террасы. Осадки представлены переслаивающимися светло-коричневыми сортированными (Sc = 0.47—0.67) тонко- и мелкозернистыми алевритовыми песками (dср от 0.092 до 0.177 мм), слабо сортированными супесями (Sc = 0.33) и глинистыми алевритами сизой окраски средней степени сортировки (Sc = 0.30—0.42). Преобладают линзовидная и мелкая волнистая слоистости, что характерно для приливно-отливных равнин и речных эстуариев (Рейнек, Сингх, 1981). В состав минеральной ассоциации входят гранат (24 %), амфибол (21 %), эпидот (18 %) и ильменит (12 %). Количество титановых минералов составляет 10 %, а метаморфических не превышает 3 %. Отмечается высокое содержание сидерита — до 5 %.

Озёрные осадки вскрыты в долине р. Чёрной и представлены раннеголоценовыми и позднеголоценовыми последовательностями. Наиболее древние озёрные отложения входят в поверхность полярной морены и сложены неслоистыми серо- и сизо-коричневыми глинами и супесями. Тонкий средний диаметр зёрен (dср= 0.031—0.069 мм) и слабая сортировка мелкозема (Sc = 0.29—0.34) могут свидетельствовать о на- коплении лимнических осадков в застойных и слабопроточных гидродинамических условиях. Согласно данным радиоуглеродного датирования торфа из вышележащих болотных отложений (IGAN 10839: 7180 ± 150 л. н., 8001 кал. л. н.), осушение и зарастание озерного водоема произошло ранее атлантического периода. Для выделенных осадков характерна амфибол (19 %)-гранат (26 %)-эпидотовая (27 %) ассоциация тяжелых минералов, унаследованная от подстилающей верхневалдайской морены (Андреичева, Воробьёв, 2025).

Более молодые озерные осадки вскрыты в цоколе первой надпойменной террасы и сложены сероватосизыми пластичными суглинками, перекрытыми сизыми опесчаненными алевритами и среднезернистыми ожелезнёнными песками с гравием и мелкой галькой. Здесь в разрезе озерных отложений наблюдается закономерное изменение гранулометрического состава в регрессивной последовательности: вверх по разрезу увеличивается средний диаметр зерен dср от 0.030 до 0.293 мм и коэффициент сортированности Sc от 0.28 до 0.61. Такое изменение гранулометрического состава, по-видимому, отражает переход от застойных глубоководных условий к более динамичному режиму озерного мелководья. Озёрные осадки перекрыты озёрно-болотными и болотными отложениями, накопление которых продолжалось вплоть до позднего субатлантика, о чем свидетельствуют имеющиеся радиоуглеродные датировки 700 ± 65 л. н., 759 кал. л. н. (IGAN 10840) и 420 ± 65 л. н., 458 кал. л. н. (IGAN 10830).

Радиоуглеродные датировки торфа и древесных остатков из разрезов в низовье р. Чёрной показывают, что торфообразование началось в пребореале. Заболачиванию подвергались водоемы, возникшие в разных условиях: в позднеледниковье при отступании ледника, а в голоцене — на месте пойменных и, вероятно, лиманных озер. В шести береговых обнажениях долины р. Куи вскрыты торфяники, образование которых началось 3600 л. н. в результате зарастания стариц и вторичных водоемов в межгривных понижениях. Преобладание среди содержащихся в них диатомовых водорослей донных форм и обрастателей свидетельствует о том, что озера были мелководными и пресными (Голубева и др., 2019, 2024).

На основе полученных результатов спорово-пыльцевого и диатомового анализов осадков, сопровождаемых их радиоуглеродным датированием, прослежены ландшафтно-климатические обстановки осадконакопления в течение последних 13.7 тыс. лет. В долинах рек Куи и Черной выполнена палинозональная корреляция разрезов голоцена и реконструированы седиментационные обстановки при переходе от последнего оледенения к голоцену и в голоцене (рис. 8).

Осадки, содержащие СПС раннего голоцена, обнаружены в приустьевых участках рек Черной (обн. Ч-29) и Печоры (оз. Голодная Губа). Началу торфонакопле-ния в этих районах способствовало потепление климата и его стабилизация на уровне, близком к современному. Растительный покров на Баренцевоморском побережье составляли кустарниковые заросли из карликовой березы и ивы, злаковые и разнотравные луговые сообщества, на переувлажненных субстратах произрастали осоки (Голубева, Марченко-Вагапова, 2025; ПЗ Ч1 в разрезе Черная 29-1 на рис. 8). Южнее, 41

в приустьевой части р. Печоры в Малоземельской тундре, начиная со второй половины пребореального периода, произрастали древовидная береза и ель (Лаптева, Корона, 2022). При продолжающемся потеплении климата в бореальном периоде березовые редколесья распространились до Баренцевоморского побережья, на что указывают примерно равные содержания в СПС пыльцы древовидной и кустарниковой берез (по 30 %). На основании выявленных СПС и датированных макроостатков древесных пород, на произрастание березовых редколесий в период 10.2—8.7 кал. л. н. указывают и другие коллективы исследователей (Kremenetski et al., 1998; Lapteva et al., 2024; Корона и др., 2024). О. М. Корона с коллегами (2024) полагают, что в состав редколесий, распространявшихся до ~70°с. ш., наряду с березой входила лиственница (количество пыльцы хвойных деревьев не превышает 5 %), в редколесьях на уровне ~68.5°с. ш. кроме них участвовала ель (содержание пыльцы ели более 10 %).

Соотнесенные с атлантиком пыльцевые зоны Ч2 и Ч3 в обн. Черная 29-1 (рис. 8) фиксируют наиболее благоприятные климатические условия в голоцене. СПС характеризуются значительным увеличением роли пыльцы древовидной березы (до 50 %) и появлением небольшого количества пыльцевых зерен ели (до 5 %), сосны обыкновенной и можжевельника (единично). Березовые леса на Баренцевоморском побережье в этот период имели максимальное в голоцене распространение. Участие хвойных пород в древостоях было незначительным в виде отдельных островков или деревьев.

Увеличение разнообразия пресноводных водорослей рода Pediastrum, среди которых определены P. integrum, P. duplex forma, P. duplex var .rugulosum, P. bo-ryanum var. boryanum и P. boryanum var. pseudoglabrum, свидетельствует о прогреве воды в озерах. Состав диатомовых сообществ с преобладанием ацидофилов отражает накопление органогенного материала в мелководных условиях. В то же время для этого этапа характерна активизация болотообразовательных процессов. К концу периода березняки приобрели более сомкнутый характер, а пресноводные палеоводоемы и заболоченные участки претерпели осушение (Голубева, Марченко-Вагапова, 2025).

Начиная с суббореала, площади, занятые древесной растительностью, сокращались за счет распространения ерниковых зарослей, что было вызвано направленным похолоданием климата. СПС показывают, что на севере Большеземельской тундры произрастали березовые редколесья (ПЗ Ч4 в разрезе Черная 29-1 на рис. 8), вытесненные позднее ерниковыми и осоковокустарничковыми зарослями (ПЗ Ч5 в разрезе Черная 29-1 на рис. 8). Находки остатков древовидной березы, датированные 3600 ± 70 ¹⁴С л. н. (3698—3709 кал. л. н.; IGAN 10834а), подтверждают ее присутствие в составе редколесий в низовье р. Чёрной вплоть до среднего суббореала. Болотообразовательные процессы замедлились, а мезотрофные болота преобразовались в верховые. Южнее, в низовье р. Куи (~67.4°с. ш.), среднетаежные еловые леса (ПЗ К2 в разрезе Куя-5 на рис. 8 здесь и далее), произраставшие около 3600 л. н., сменились сначала березовыми лесами (ПЗ К3), а затем в субатлантике — лесотундровыми (ПЗ К4 и К6) и тундровыми (ПЗ К5) сообществами (Голубева и др., 2024). 42

Заключение

Детальное изучение отложений верхнего неоплейстоцена и голоцена в долинах рек северо-западной части Печорской низменности комплексом литологических и микропалеонтологических методов, включающих микротериологические, микрофаунистические, палинологические и диатомовые исследования, а также полученные геохронологические ОСЛ- и 14С-датировки, позволили воссоздать палеогеографические обстановки осадконакопления на этой территории.

Сулинское межледниковье на большей части рассматриваемой территории Субарктики Европейской России характеризуется формированием аллювиальных и озёрных отложений, и лишь в обн. Вастьянский Конь на нижней Печоре и в долинах рек Черной и Шапкиной установлен практически весь комплекс морских терригенных фаций, оставленных морской трансгрессией. В сулинское время позднего неоплейстоцена растительность климатического оптимума межледниковья имела южно-таежный облик и была представлена обычными бореальными видами с участием широколиственных элементов, что свидетельствует о развитии растительного покрова типа северной тайги и климате, значительно более теплом, чем современный. Минеральный спектр тяжелой фракции сулин-ских осадков с преобладанием амфиболов, гранатов и эпидота позволяет связывать их образование в значительной степени с вычегодской мореной Фенноскан-динавского центра оледенения.

В лайское время формировался преимущественно перигляциальный аллювий с псевдоморфозами по мо-розобойным клиньям и другими криогенными текстурами. Содержание в аллювии зубов копытного лемминга Dicrostonyx с показателем эволюционного уровня (ПЭУ), равным 17—28, указывает на его лайский возраст. Период раннего валдая характеризовался суровым климатом, в котором в криоаридизационных условиях существовала ксерофитная перигляциальная тундра.

В бызовской межледниковый период в континентальных условиях происходило накопление аллювиальных и озерных осадков. Климат в бызовском интерстадиале был значительно холоднее, чем в более ранние межледниковые эпохи. Выделенные фазы растительности подтверждают отсутствие климатических оптимумов при наличии трех периодов потепления, близких современным. В минеральных ассоциациях бызовских отложений повышено содержание лейкоксена и довольно высоки концентрации апатита и пироксена, что, вероятно, отражает опосредованное участие в их формировании метаморфизованных рифей-ских пород Тиманского кряжа.

В полярное время на большей части территории исследований морена формировалась за счет терригенного материала Пайхой-Уральско-Новоземельского центра оледенения, о чем свидетельствует наличие в петрографическом спектре единичных обломков руководящих криноидно-мшанковых известняков с Новой Земли и выдержанная юго-западная ориентировка удлиненных обломков пород. И лишь низовье р. Шапкиной перекрывалось ледниковым языком с северо-запада из Фенноскандинавии и Северного Тимана, на что указывают ориентировка обломочного материала с запа-до-северо-запада и присутствие обломков североти-манских базальтов с агатами в петрографическом со- ставе полярной морены. О полярном возрасте ее говорят и полученные ОСЛ-даты подстилающих песков на реках Куе и Черной.

В голоцене на рассматриваемой территории происходило формирование современных речных долин с накоплением аллювиальных, озерных, болотных и эстуарных отложений, слагающих низкие надпойменные террасы и поймы.

Сопряженный анализ результатов палинологического изучения и датирования отложений позднелед-никовья и голоцена 230Th/U- и 14C-методами позволил охарактеризовать основные этапы изменений растительного покрова и климата. СПС, выявленные в осадках на субширотном участке р. Чёрной и соотнесенные с аллередом и поздним дриасом, отражают чередование лесотундровых и северотаёжных ценозов в фазы похолоданий и потеплений климата соответственно.

В начале голоцена в условиях, близких к современным, растительность в низовье р. Чёрной была представлена березово-ивовыми кустарниковыми и разнотравно-злаковыми сообществами. В более южных районах, в Малоземельской тундре, со второй половины пребореального периода произрастали древовидная береза и ель. Дальнейшее потепление климата в бореале способствовало продвижению берёзовых редколесий до Баренцевоморского побережья, которые в атлантике приобрели более сомкнутый характер. Участие хвойных пород в древостоях было незначительным по сравнению с низовьями рек Печоры и Куи, где произрастали среднетаёжные еловые леса. Направленное похолодание с суббореала по субатлан-тик привело к постепенному вытеснению древесной растительности ерниковыми и осоково-кустарничковыми группировками.

Исследования выполнены в рамках темы НИР «Эволюция биоты и среды ее обитания как основа расчленения и геологической корреляции осадочного чехла Печорской плиты и ее складчатого обрамления» (ГР № 122040600008-5).