структуры, карбонаты представлены рыхлыми и плотными конкрециями, псевдомецием, а также мучнистыми формами (пропиткой).
Горизонт С (120–165 см) – желтовато-светло- палевый лёгкий суглинок крупноблоковой структуры. На гранях блоков отмечены глинистые кутаны, покрытые карбонатной плесенью. Встречаются редкие рыхлые карбонатные конкреции диаметром до 2–3 см. Охристых включений меньше.
По препарату ГК из горизонта АВ получена некалиброванная С14 дата – 23400±230 лет BP.
Разрез Фатьяновка (54°24′48.97″N, 40°26′16.81″E)расположеннаправомвысокомберегур.ОкиуодноименногоселавРязанскойобласти. Это–поверхностьдревнейпогребеннойтеррасыр. Оки, аллювиальные отложения, которой перекрыты среднеплейстоценовыми водно-ледниковыми отложениями и позднеплейстоценовыми лёссами
ипалеопочвами [Сычева, 1979; Ударцев, Сычева, 1975; Ударцев, 1980]. Нами установлено, что погребенная раннеплейстоценовая терраса в конце московскогогляциалабылапрорезанаводотоком,и в микулинское межледниковье здесь существовала малая река – приток Оки.
На глубине 5,2 м под современной лювисолью
ипоздневалдайским лёссом развита Брянская палеопочва с профилем А-АВg-Вкg. Нижняя граница гор. А нарушена мерзлотными клиньями, проникающими на глубину 0,7 м. Ниже развиты палеопочвы ранневалдайских интерстадиалов и микулинского межледниковья (мезинский педокомплекс – МИС 5).
Ниже по течению реки происходит постепенное понижение поверхности на северо-восток. Это связано с прислонением поздневалдайской I надпойменной террасы к более высокой древней террасе. В прислонении мезинский ЛПК, как и брянская почва, выклиниваются. В тальвеге палеодепрессии (малый водоток) почвы мезинского комплекса размыты, на крутых участках палеосклонов частично или полностью эродированы. Окончательно депрессия была заполнена ранневалдайским солифлюкцием и перекрыта средневалдайским лёссом. И уже на практически ровной поверхности сформировалась Брянская палеопочва. Радиоуглеродная дата ее по препарату ГК –
22300±250 ВР (ИГАН-197) [Сычева, 1979].
Вряде разрезов, находящих в зонах повышенной аккумуляции мелкозема (палеодепрессиях, на наращиваемых склонах, делювиальных шлейфах на террасах) выделяются два уровня палеопочв, отвечающихпоследнемутепломуинтервалуМИС 3–брянскомуинтерстадиалу[Сычева,2002].Кта- ким разрезам относятся разрезы, расположенные на шлейфах II и III надпойменных террасах Дона Костенки 1, Костенки 14, карьер Монастырщина
и др. В разрезах I надпойменной террасы Дона и других рек Русской равнины Брянская палеопочва отсутствует.
Вкарьере Монастырщина (53°40′49.5″N, 38°37′55.76″E), расположенном на III надпойменной террасе р. Дон в Тульской области, обнажен фрагмент палеосклона московско-микулинской балки [Сычева, 2002; 2008]. Он имеет иное простирание по сравнению с современным рельефом. Сохранение Брянской почвы на всем протяжении палеосклона депрессии, свидетельствует о достаточно быстром ее погребении без размыва в результате эоловых процессов.
Всредней толще вскрываются две средневалдайские (брянская 1 и брянская 2) палеопочвы, сходные по облику (нижняя оглеенная), разделенные слоем солифлюкционного суглинка. На наибо- леевозвышенномучастке–вэлювиальномсекторе катены были развиты дерново-карбонатные почвы на песках с профилем А-Вк. В средней части склона – мерзлотно-карбонатные почвы с солифлюкционными деформациями. В понижении – дерновокарбонатные оглеенные почвы с профилем А-Вк- Вg. Верхняя палеопочва с профилем А-Вк имеет радиоуглеродный возраст 24400±700 BP. Нижняя палеопочва – более оглеенная с профилем А-Bк-Bg имеет дату 29100±340 BP(таблица).
Вполном и хорошо изученном разрезе палеолитической стоянки Костенки 14, находя-
щемся в крупной балочной системе на II надпойменной террасе Дона в Воронежской области
(51°22′40.33″N, 39°3′13.94″E), эта почва также представлена двумя уровнями палеопочв сходного лугово-карбонатного генезиса (рис. 3). Они связаны с разновозрастными культурными слоями: КС II и КС III, подстилаемыми слоем пепла
[Величко и др., 2009; Седов и др., 2010; Sinitsyn, Hoffecker, 2006]. КС неоднократно датировались как радиоуглеродным методом (по препарату древесного угля), так и ОСЛ. Для КС II некалиброванный радиоуглеродный возраст укладывается в интервал 28,6–29,2 тыс. лет ВР, для КС III – в интервал 30,1–31,8 тыс. лет ВР, возраст пепла – около 35,1 тыс. лет ВР [Sinitsyn, Hoffecker, 2006].
Почвы разреза Костенки 14 надежно защищены от омоложения современным изотопом 14С, так как располагаются в погребенном состоянии на значительной глубине от поверхности в балке, которая являлась поймой малого водотока во время развития брянских палеопочв. То есть, процессы аккумуляции здесь в течение интересующего нас интервала времени преобладали над процессами денудации. Брянские палеопочвы маломощны, имеютнесколькогумусированныхподгоризонтов, разделенных лёссом. И хотя эти почвы криогенно перемяты и деформированы, но степень преобра-
63
зования сравнительно невелика, горизонты в этих стадиальных почвах залегают в правильном порядке, свойственном «обычным» почвенным профилям [Седов и др., 2010]. Поэтому на основании датирования этого объекта можно предположить, что возраст брянской почвы должен быть не древнее 34 и не моложе 28 тысяч лет (таблица).
Обсуждение
Типичный облик брянской геосоли: гумусовые горизонтыАиАВсосредоточенывкрупныхмерзлотных клиновидных структурах. Карбонатный горизонт подтянут в межструктурные пространства. Такой морфотипический облик брянской палеопочвы характерен для большинства разрезов центральной части Восточно-Европейской равнины: стратотипические разрезы Брянск и Мезин в бассейне Днепра, Александровский карьер, Железногорск, Фатьяновка, и многие другие ранее изученные [Величко и др., 2002; Морозова, 1981; Сычева, 1979, 1993 и др.]. На склонах палеодепрессий «клинья» наклонены, теряют четкую форму. На перегибах склонов, где значительно суше, они, как правило, отсутствуют (разрезы Танеевский карьер, КБС).
Но такой облик почвы был не всегда. Сильнейший криогенез в максимум последнего гляциала (владимирский криогенный горизонт) способствовал кардинальному перестроению профиля и перераспределению основных горизонтов Брянской палеопочвы и их вторичному оглеению. В результате, образование криогенных структур типа пятен-медальонов привело к нарушению, смещению и перемещению почвенных горизонтов. Материал гумусового горизонта стекал внутрь мерзлотных трещин при их таянии, образуя грушевидные ядра. Горизонт АВ заполнял клиновидные структуры. Карбонатный горизонт перераспределялся между «клиньями». Это способствовало наилучшему сохранению органического вещества в «ядрах» – остатках горизонта А.
Если же попытаться реконструировать исходный профиль почвы, то мы получим строение профиля: А-АВ-Вк-Bg. Реконструированная мощность горизонтов: А – не более 5–10 см, АВ – 20– 30 см, Вк – 25–40 см, Bg – 10–20 см. Общая мощ-
ность профиля 60–100 см. Эта почва значительно менеемощнаяиразвитая,чемсовременныепочвы изучаемого региона – черноземы и темно-серые лесные почвы, имеющие мощность профиля не менее 180–200 см. Такую почву, исходя из приве- денныхвышефизико-химическихмикроморфоло- гических характеристик, можно назвать интерстадиальной дерновой иллювиально-карбонатной, на заключительных этапах надмерзлотно-глеевой,
а в центре палеодепрессии, где развит мощный глеевый горизонт – мерзлотной дерново-глеевой. Ведущими почвообразующими процессами были гумусонакопление, оглинивание, иллювиирование карбонатов, а на заключительных этапах значительное криогенное турбирование и оглеение.
Реконструкция генезиса брянской палеопочвы затруднена не только тем, что она испытала значительные нарушения почвенного профиля, но и тем, что ее прямые аналоги среди современных почв неизвестны. Условия перигляциальной зоны не свойственны современному межледниковью. Наиболее близкими аналогами интерстадиальной брянской почвы, по мнению Т.Д. Морозовой [1981], являются мерзлотно-таежные и лесостепные палевые почвы континентальных районах Центральной Якутии. Для них характерны подобные диагностические признаки: ооидная агрегированность, которая может быть результатом криогенной коагуляции, фульватный состав гумуса, оглиненность и оглеенность профиля [Герасимова и др., 1996; Классификация почв..., 1997; Соколов, 1993].
По данным спорово-пыльцевого анализа формированиебрянскойпочвыпроисходиловусловиях развития лесостепного мозаичного ландшафта, представлявшего собой сочетание лиственничнососновых лесов с участием ели и сосны сибирской, злаково-маревых степей, суходольных лугов и тундровых сообществ [Симакова, 2008; Сычева, Гунова, 2003, 2004]. Климатическая обстановка была относительно холодной и аридной, а восстановленная растительность типична для интерстадиального времени конца среднего валдая.
Однако ряд исследователей, в основном основываясь на результатах спорово-пыльцевых исследований наиболее полных разрезов, отмечали многоэтапность последнего средневалдайского потепления – наличие двух или трех оптимумов [Болиховская, 1995; Спиридонова, 1991]. Это подтверждается и строением толщи данного интервала в условиях повышенной аккумуляции – в палеодепрессиях и на наращиваемых склонах. Мы наблюдаем два, а иногда и три почвенных уровня в разрезах Монастырщина и Костенки 14.
Проведенное нами радиоуглеродное датирование гумусового горизонта по 14С ГК и карбонатного – по 14С карбонатов показало сходные между собой даты (15–16 тыс. лет ВР), но которые значительно более молодые, чем типичные для этой геосоли.
Для радиоуглеродного возраста брянской почвы характерен большой разброс дат, выходящий за диапазон этого интерстадиала. Первое, что можно предположить, что даты омоложены за счет близкого нахождения к современной дневной
64
поверхности и частичном смыкании с профилем современных почв. Вероятно, этим можно объяснить радиоуглеродный возраст Брянской почвы в разрезах КБС, Танеевский карьер. Однако такое простое объяснение не подходит для большинства известных профилей. Наиболее глубокое залегание брянской почвы в разрезах Фатьяновка, Брянск, Мезин, Араповичи и других предполагает наилучшее соответствие дат интервалу формирования этой почвы (28–33 тыс. лет BP). Однако это нетак,вседатызначительномоложеиотносятсяк LGM (таблица). Радиоуглеродные даты Брянской палеопочвы в Александровском карьере (15–17 тыс. лет ВР) также трудно объяснимы простым омоложение современным изотопом 14С.
Радиоуглеродный возраст показывает время погребения почвы. Полученные даты, так образом, свидетельствуют о том, что Брянская палеопочва длительное время (28–15/13 тыс. лет ВР) находилась на поверхности и углерод постоянно обновлялся. Или же палеопочва была погребена, а затем эксгумирована и омоложена в позднеледниковье, так как существовала в зоне денудации, занимая возвышенные позиции в рельефе.
Что касается генезиса диффузных (рассеянных, мицелярных) форм карбонатов, нет свидетельств их подтягивания снизу, наблюдаемые формы и микроформы карбонатов сформированы in situ при перекристаллизации исходных литогенных карбонатов, содержащихся в лёссе. Ввиду отсутствия признаков подтягивания древних карбонатов, их 14С-возраст соответствует возрасту почвообразования – нахождения брянской палеопочвы на дневной поверхности.
Таким образом, брянская почва находилась на дневной поверхности до максимума гляциала (LGM) около 24–22 тыс. лет ВР (разрезы Брянск, Мезин, Фатьяновка, Араповичи, Монастырщина, Танеевский карьер и другие) или даже до начала деградации оледенения (LGT) около 17–15 тыс. лет ВР (Александровский карьер, КБС). Примерно в интервале 17–15 тыс. лет ВР на Среднерусской возвышенности она начала погребаться новыми порциями лёсса.
Фактически поздневалдайский лесс (МИС 2), широко известный как «молодой лёсс» или лёсс III накапливался в стадиалы позднеледниковья. Вследствие сильных ветров, господствующих в максимум последнего оледенения, на изученной территории преобладали процессы денудации, которые препятствовали отложению пыли (лёсса) на высоких поверхностях плакоров (водоразделах и большей частью склонов). Тяжелосуглинистый состав брянской палеопочвы способствовал сохранению древней поверхности от разрушения. И поэтому, находясь на дневной поверхности, угле-
род, как гумуса, так и карбонатов брянской палеопочвы постоянно обновлялся вплоть до ее погребения в максимум оледенения LGM или даже в позднеледниковье LGT.
Выводы
1.Радиоуглеродный возраст Брянской палеопочвы на плакорах – значительно омоложен и не соответствует времени заключительного средневалдайского интерстадиала. В палеодепрессиях
ина наращиваемых склонах он хорошо вписывается интервал последнего средневалдайского интерстадиала МИС 3 (33–26 ка). Следовательно, длительность активного педогенеза в брянский интерстадиал не превышает 5–7 тыс. лет.
2.Брянская почва прошла длительный и разнонаправленный путь развития. На водоразделах и склонах брянская палеопочва представлена единичным профилем, тогда как на поверхностях террас сформировано два, реже три профиля, представляющие более детальную запись палеоклиматических флуктуаций. Таким образом, реконструируется не менее двух, возможно трех благоприятных интервалов (с более теплыми климатическими условиями) и отмечается существенное криогенное преобразование на заключительном этапе. Результаты исследования также дают основание полагать, что брянская палеопочва на плакорах длительное время находилась на дневной поверхности и ее углерод постоянно обновлялся. Или же она была эксгумирована еще в прошлом.
3.Главный этап лёссонакопления на Среднерусской возвышенности в позднем плейстоцене приурочен к заключительной фазе валдайского оледенения – к позднеледниковью (LGT) – после 17000–13000 лет ВР.
Статья подготовлена при поддержке гранта РНФ №14-27-00133 (подготовка и написание статьи) и Федеральной целевой программы, проблема 6.17 (полевые работы и оплата радиоуглеродного датирования).
Литература
Богуцкий А.Б. Основные лёссовые и палеопочвенные горизонты перигляциальной лёссово-почвенной серии плейстоцена на юго-западе ВосточноЕвропейской платформы // Стратиграфия и корреляция морских и континентальных отложений Украины. Киев: Наук. думка, 1987. С. 47–52.
Болиховская Н.С. Эволюция лессово-почвенной формации Северной Евразии. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1995. 270 с.
ВеличкоА.А.,ГрибченкоЮ.Н.,ГубонинаЗ.П.,Морозова Т.Д.,НечаевВ.П.,СычеваС.А.,ТимиреваС.Н.,Удар-
65
цев В.П., Халчева Т.А., Цацкин А.И., Чиколини Н.И.
Основные черты строения лессово-почвенной фор- мации. //Лессово-почвенная формация ВосточноЕвропейской равнины. Палеогеография и стратиграфия. М.: ИГРАН, 1997. С. 5–24.
Величко А.А., Зеликсон Э.М., Морозова Т.Д., Сычева С.А., Цацкин А.И., Ударцев В.П., Чиколини Н.И. Ключевой участок Железногорск // Лессовопочвенная формация Восточно-Европейской равнины. Палеогеография и стратиграфия. М.: ИГРАН, 1997. С. 98–118.
Величко А.А., Морозова Т.Д. Брянская ископаемая почва, ее стратиграфическое значение и природные условия формирования // Лессы, погребенные почвы и криогенные явления на Русской равнине М.: Наука, 1972. С. 71–114.
Величко А.А., Писарева В.В., Седов С.Н., Синицын А.А.,
Тимирева С.Н. Палеогеография стоянки Костенки 14 (Маркина гора) // Археология, этнография и антропология Евразии. 2009. № 4. C. 35–50.
Величко А.А., Фаустова М.А., Кононов Ю.М. Динамика ландшафтных компонентов и внутренних морских бассейнов Северной Евразии за последние 130000 лет // Атлас-монография. М.: ГЕОС. 2002. 232 с.
Герасименко Н.П. Развитие зональных ландшафтов четвертичного периода на территории Украины // Автореферат дис. … докт. географ. наук. Киев, 2004. 40с.
Герасимова М.И., Губин С.В., Шоба С.А. Микроморфо-
логия почв природных зон СССР. // Пущино: ОНТИ ПНЦ РАН, 1992. 215с.
Глушанкова Н.И. Палеореконструкции почвенного покрова в ландшафтах микулинского межледниковья на Русской равнине // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода, № 72. М.: ГЕОС, 2012. С. 122–135.
Дайнеко Е.К., Оликова И.С., Сычева С.А. Карбонатный профиль целинных черноземов и его связь с ископаемыми почвами. // География и природные ресурсы, 1995, №8, с. 98–101.
Зыкина В.С. Структура лессово-почвенной последовательности и эволюция педогенеза плейстоцена Западной Сибири. // Автореферат дисс. на соиск. уч. ст. дгмн. Новосибирск, 2006.
Классификация почв России. М., 1997. 236с.
Маркова А.К., ван Кольфсхотен Т., Бохнкке Ш. и др.
Эволюция экосистем Европы при переходе от плейстоцена к голоцену (24–8 тыс. л.н.). М.: Изд-во КМК, 2008. 556 с.
Морозова Т.Д. Развитие почвенного покрова Европы в позднем плейстоцене. М.: Наука, 1981. 281 с.
Путеводитель экскурсии С-3 XI конгресса ИНКВА. М.: ИГ РАН, 1982. С.43–49.
Пушкина П.Р., Сычева С.А. Палеопочвы ложбин Среднерусской возвышенности в ранневалдайское время // Почвоведение. 2013. № 9. С. 1037.
Седов С.Н., Хохлова О.С., Синицын А.А., Коркка М.А., Русаков А.В., Ортега Б., Соллейро Э., Розанова М.С., Кузнецова А.М., Каздым А.А. Позднеплей-
стоценовые палеопочвенные серии как инструмент локальной палеогеографической реконструкции
(на примере разреза Костенки 14) // Почвоведение. 2010. №8. С. 938–955.
Симакова А.Н. Развитие Растительного покрова Русской равнины и Западной Европы в позднем неоплейстоцене – среднем голоцене (33–4,8 тыс. л.н.). Автореферат дисс. на соиск. Уч. Ст. канд. г-м наук, Москва, ГИН, 2008. 32 с.
Слагода Е.И. Реконструкция криолитозоны с использованием микроморфологических особенностей отложений позднего кайнозоя. Дисс. …д.г.-м.н., Тюмень, 458 с.
Соколов И.А. Теоретические проблемы генетического почвоведения // Новосибирск: ВО Наука. Сиб. отдние. 1993. 232 с.
Спиридонова Е.А. Эволюция растительного покрова бассейна Дона в верхнем плейстоцене-голоцене. М.: Наука, 1991. 221с.
Сычева С.А. Позднеплейстоценовые ископаемые почвы Окско-Донской равнины // Автореферат канд. дисс. М.: ИГ АН, 1979, 22 с.
Сычева С.А. Эволюционный анализ позднеплейстоценовых катен и геосистем Среднерусской возвышенности (на примере разреза Железногорск). М.: ИГАН, 1993. 83 с.
Сычева С.А. Эволюция балочной системы в климатиче- скомцикле«оледенение-межледниковье-оледенение» // Геоморфология, 1997, №2, с. 100–111.
Сычева С.А. Реконструкция этапов развития микулинского палеосклона (бассейн Верхнего Дона) // Геоморфология. 2002. №4. С. 111–120.
Сычева С.А. Погребенный микулинско-валдайский рельеф и развитие междуречий Среднерусской возвышенности в позднем неоплейстоцене // Геоморфология, 2007, №1. С. 88–105.
Сычева С.А. Морфолитопедогенез в аккумулятивных и трансаккумулятивных ландшафтах как особый механизм почвенной и литогенной памяти // Память почв: Почва как память биосферно-геосферно- антропосферных взаимодействий. Глава 5. М: ЛКИ, 2008. С. 128–160.
Сычева С.А. Палеомерзлотные события в перигляциальной области Русской равнины в конце среднего и в позднем плейстоцене // Криосфера Земли, 2012, т.16, № 4. С. 45–56.
Сычева С.А., Гунова В.С. Эволюция ландшафтов Среднерусской возвышенности в микулинсковалдайский макроцикл (по результатам изучения мезинского лессово-почвенного комплекса в погребенной балочной системе) // Диагностика и корреляция палеогеографических событий плейстоцена в бассейнах Дона, Волги, Оби. М.: МГУ, 2003. С. 48–63.
Сычева С.А., Гунова В.С. Результаты изучения позднеплейстоценового лессово-почвенного комплекса в погребенной балочной системе Среднерусской возвышенности // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода, № 65. М.: ГЕОС, 2004. С. 86–101.
Сычева С.А., Гунова В.С., Симакова А.Н. Два варианта строения позднеплейстоценовой покровной толщи перигляциальной области Русской равнины // Фун-
66
даментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследова-
ний. Москва, 2007. С. 404–407.
Сычева С.А., Шеремецкая Е.Д., Григорьева Т.М., Бронникова М.А., Гунова В.С., Симакова А.Н. Памятник природы Александровский карьер // Путеводитель научных экскурсий XII Международного симпозиума и полевого семинара по палеопочвоведению М.:
ИГ РАН, 1982. С. 14–39.
Ударцев В.П. Соотношение этапов развития перигляциальной и ледниковой областей в бассейнах Средней Оки и Дона. М.: ИГ РАН, 1982. 28 с.
УдарцевВ.П.,СычеваС.А.Верхнеплейстоценовыелессы и погребенные почвы Окско-Донской равнины // Проблемы региональной и общей палеогеографии лессовых и перигляциальных областей. М.: ИГ АН, 1975, с. 26–42.
Цацкин А.И. Палеопедологические реконструкции для позднего плейстоцена юго-запада Русской равнины //Автореф. канд. дис. М., 1980. 24 с.
Чичагова О.А. Радиоуглеродное датирование гумуса почв. М.: Наука, 1985. 143 с.
Чичагова О.А., Черкинский А.Г. Радиоуглеродные ис-
следования в географии. М.: ИГАН 1988. 80 с.
Antoine, P., Rousseau, D.D., Fuchs, M., Hatte, C., Gauthier, C., Markovic, S., Jovavic, M., Gaudeny, T., Moine, O., Rossignol, J., 2008. High-resolution record of the last climatic cycle in the southern Carpathian Basin (Surduk, Voijvodina, Serbia). Quaternary International 37, 66–73.
Antoine, P., Rousseau, D-D., Zoller, L., Lang, A., Munaut, A.V., Hatte, C., Fortugne, M., 2001. High-resolution record of the last interglacial-glacial cycle in the Nussloch loess-paleosol sequencens, Upper Rhine area, Germany. Quaternary International 76/77, 211–299.
Bibus, E., 1999. Loess-Paleosol-Sequences South Germany – Stratigraphy, Paleoclimate and Connections with River Terraces. Chinese Science Bulletin 44, 133–138.
Bibus, E., Bludau, W., Bross, C., Rähle, W., 1996. Der Altwiwürmund Riβabschnitt im Profil Mainz-Weisenau und die Eigenschaften der Mosbacher Humuszonen. Frakfurter geowiss. Arbeiten. Serie D 20, 21–52.
Boettger, T., Junge, F.W., Knetsch, S., Novenko, E.Y., Borisova, O.K., Velichko, A.A., 2005. Climate dynamics at the very end of Eemian Interglacial recorded in lake sediments from Central and Eastern Europe. DeklimEem workshop, Germany. P. 95–97.
Bronger, A., Heinkele, Th., 1989. Paleosol sequences, as witnesses of Pleistocene climatic history // Paleopedology. Catena supplement 16. P. 187–206.
Frechen, M., van Vliet-Lanoe, B., van den Haute, P., 2001. The Upper Pleistocene loess record at Harmignies/ Belgium – high resolution terrestrial archive of climate forcing. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 173, 175–195.
Gerasimenko, N., 2000. Upper Pleistocene Climatic Variations in Ukraine Recorded by Loess-Paleosol and Vegetational Successions. GeoLines 11, 86–89.
Haesaerts, P., Mestdagh, H., 2000. Pedosedimentary evolution of the last interglacial and early glacial sequence in the European loess belt from Belgium to central
Russia. Netherlands Journal of Geosciences 79(2/3), 313–324.
Havlíček, P., Smolikova, L., 1995. Vývoi syrchnopleistocenních eolických sedimentů ve Znojmě – Dřevařských zá. The development of the Upper Pleistocene eolian sediments in Znojmo – lumber works.Věstnik Čeckěho geologickěho ústavu 70 (1), 67–74.
Imbrie, J., Hays, J.D., McIntyre, A., Mix, A.C., Morley, J.J., Pisias, N.G., Prell, W.L., Shackleton, N.J., 1984. The orbital theory of Pleistocene climate: support from a revised chronology of the marine δ18O record. Eds.: Berger A., Imbrie J., Hays J.D., Kukla G., Saltzman B. Milankovitch and Climate. Reidel, Boston, 269–305.
Konescka-Betley, K., 1994. Fossil soils of Late Pleistocene developed from loesses. Roczniki gleboznavcze. Suppl. 44, 55–62.
Kukla LOESSFEST’14 -7th Loess Seminar, 2014. Abstract &field guidebook. Editors Jary Z. & Mroczek P. Wroclaw, 84 p.
Markova, A.K., van Kolfschoten, T., Bohncke, S., Kosintsev, P.A., Mol, J., Puzachenko, A.Yu, Simakova, A.N., Smirnov, N.G., Verpoorte, A., Golovachev, I.B., 2008. Evolution of European ecosystems during Pleistocene
– Holocene Transition (24–8 kyr BP). Moscow: KMK Scientific Press, 256 p.
Martinson, D., Pisias, N.G., Hays, J.D., Moore, T.C., Jr., Shackleton, N.J., 1987. Age dating and orbital theory of the Ice Ages: Development of high-resolution 0–300000 year chronostratigraphy. Quaternary Research 27, 1–29.
Meese, D.A., Gow, A.J., Alley, R.B., Zielinski, G.A., Grootes, P.M, Ram, M., Taylor, K.C., Mayewski, P.A., Bolzan, J.E., 1997. The Greenland ice-sheet Project 2 depth-age scale: Methods and results. Journal of Geophysical Research 102, 26411–26423.
Peltier, W.R., Fairbanks, R.G., 2006. Global glacial ice volume and Last Clacial Maximum duration from an extended Barbados sea level record. Quaternary Science Reviews 25(23–24): 3322–3337.
Peticzka R., Terhorst B., 2008. Excursion guide for the loess region of the eastern Weinviertel, Stillfried (Austria). Eurosoil 2008 – Excursion 7a-pre-post-congress, 16p.
Sedov, S., Sycheva, S. Targulian, V., Pi, T., Diaz, J., 2013. Last Interglacial paleosols with Argic horizons in Upper Austria and Central Russia – pedogenetic and palaetnviromental inferences from comparison with the Holoceneanalogues.QuaternaryScienceJournal62(1), 44–58.
Sinitsyn, A.A., Hoffecker, J.F., 2006. Radiocarbon dating and chronology of the Early Upper Paleolithic at Kostenki. Quaternary International 152–153, 164–174.
Smolíková, L., 1991. Soil micromorphologic investigation of the section at Dolní Věstonice II. ERAUL 54, 65–74.
Soowers, T., Bender, M., Labeyrie, L., Martinson, D., Jouzel, J., Raynaud, D., Pichon, J.-J., Korotkevich, Y.,
1993. 135-year Vostoc-SPECMAP common temporal Framework. Paleoceanogphy 8, 737–760.
Sycheva, S.A., 1998. New Data on the Composition and Evolution of the Mezin Loess-Paleosol Complex in the
67