|
Главными геологическими событиями позднего плейстоцена на севере
Западной Сибири были зырянское, сартанское оледенения и три
гляциоэвстатических трансгрессии. На основе детальной стратиграфической
схемы решаются дискуссионные вопросы палеогеографии сартанских
ледниковых покровов, их различия в Приобском и Енисейском районах.
Проводится стратиграфическая корреляция лохподгортской морены
позднекаргинского времени Приобского севера с ангутихинской мореной
низовий Енисея. Эти корреляции обосновывают новые палеогеографические
реконструкции позднекаргинского и сартанского оледенений и
ландшафтно-климатических изменений на севере Западной Сибири в конце
позднего плейстоцена.
Поздний плейстоцен, стратиграфия, оледенения, палеогеография.
MAIN
GEOLOGIC EVENTS OF THE LATE PLEISTOCENE
(
West Siberia
)
S.A.
Arkhipov
The Late Pleistocene in the north of
West Siberia
was characterized by the Zyrjanka and Sartan glaciations and three
glacioeustatic transgressions. A solution of disputable problems of the
paleogeography of the Sartan glacial sheets and their differences
between the Ob' and
Yenisei
regions is proposed on the basis of a detailed stratigraphic scheme. The
Late Karginian Lokhpodgort moraine in the northern Ob' region is
correlated with the Angutikha moraine in the lower reaches of the
Yenisei
River
. These correlations substantiate new paleogeographic reconstructions of
the Late Karginian and Sartan Glaciations and landscape-climatic changes
in the north of
West Siberia
in the late Late Pleistocene.
Late Pleistocene, stratigraphy, glaciations, paleogeography
ИСТОРИЯ ВОПРОСА
Главными геологическими событиями позднего плейстоцена на севере
Западной Сибири были зырянское, сартанское оледенения и три
гляциоэвстатических трансгрессии: казанцевская, каргинская и
позднеледниковая [Архипов и др., 1997]. Казанцевский межледниковый период маркирует начало
верхнего плейстоцена на всем Сибирском субконтиненте и коррелируется с
эемом Западной Европы и подстадией 5е океанической шкалы [Гудина,
1976; Архипов, 1987; 1989].
Это был арктобореальный, незамерзавший безледный бассейн [Гудина,
1976; Архипов, 1991; Архипов и Волкова, 1994; Троицкий, 1966], заливавший на севере Западной Сибири всю область
сартанских оледенений (рис. 1). Зырянское (вейхзельское) оледенение
развивалось в две фазы: ермаковскую (ранний вейхзелий) и сартанскую
(поздний вейхзелий), которые в Сибири принято считать самостоятельными
оледенениями и которые разделены каргинским мегамежстадиалом.
В Сибири традиционно развивались две конкурирующие концепции:
ограниченного развития ледников по причине дефицита влаги [Черский, 1882; Воейков, 1881]
и весьма широкого распространения последних [Кропоткин, 1876; Обручев, 1931]. Эта ситуация в полной мере касается и последнего,
сартанского ледникового максимума. И та, и другая палеогеографические
концепции попеременно и неоднократно получали в той или иной степени
популярность и признание.
Аналогичным образом развивались представления и о сартанском оледенении.
Первоначально оно рассматривалось как заключительная рецессионная стадия
(после каргинского межстадиала) позднеплейстоценового зырянского
оледенения [Сакс,
1953; Стрелков и др., 1959].
Распространение сартанских морен ограничивалось горными странами: плато
Путорана, горами Бырранга и Северного Урала - гыданская (караульская) и
ньяпанская стадии. К зырянскому гляциокомплексу относили все ледниковые
образования, располагающиеся стратиграфически выше казанцевского
межледникового горизонта.
Затем было обнаружено, что морена максимальной (караульской) стадии не
подстилает, а залегает на каргинских отложениях [Троицкий,
1967]. В составе сартанского оказался почти весь зырянский
гляциокомплекс, кроме докаргинских морен, залегающих на казанцевских
морских слоях. Последние были отнесены к ермаковскому (раннезырянскому)
ледниковью [Архипов, 1969].
Пространственное распространение и тех, и других почти совпадает. В
результате зырянская ледниковая эпоха оказалась расчлененной на две
фазы: ермаковскую (раннезырянскую) и сартанскую (позднезырянскую),
разделенные каргинским (среднезырянским) мегамежстадиалом [Кинд,
1974; Последнее оледенение…, 1977]. С увеличением
стратиграфического объема расширились и границы распространения
сартанских ледников, к краевым образованиям которых отошли ранее
считавшиеся зырянскими (докаргинскими) караульские (гыданская) и
ньяпанские маргинальные пояса [Троицкий,
1967].
Следующим этапом расширения масштабов последнего оледенения явились
исследования, проведенные с помощью дистанционных методов, с
использованием космических снимков типа Метеор и Ландсат. В.И. Астаховым
была предложена пространственно-временная классификация ледникового
рельефа и корреляция конечно-ледниковых построек [Палеогеография…, 1980]. Самый южный Надымский пояс краевых морен (около 65° с.ш.)
и подпрудно-ледниковая терраса высотой 100-120 (130) м над уровнем моря
сопоставлялись с ермаковским (ранее вейхзельским) оледенением. С
сартанским (поздний вейхзелий) связывались три краевых пояса:
Хадуттейский, отвечающий максимальной стадии (66-67° с.ш.), и два
рецессионных: Танамский и Ямало-Гыданский, трассирующиеся севернее,
между 67 и 71° с.ш. С Хадуттейским поясом коррелировалась
подпрудно-ледниковая 60-80-метровая терраса [Arkhipov,
1979; 1984].
На основе этих результатов сформировалась палеогеографическая концепция,
согласно которой утверждалось покровное сартанское оледенение всего
севера Западной Сибири с центром на Карском шельфе и подпрудными
бассейнами в ее внутренних районах [Палеогеография…,
1980; Астахов, 1976; Астахов и Гросвальд, 1978; Волков и Волкова, 1975;
Волков и др., 1978; Гросвальд, 1973; 1977]. Она соответствовала представлениям о широком развитии
оледенений в Сибири и широко известным идеям [Grosswald,
1980] о
грандиозном Евразиатском щите.
С начала 90-х годов открывается новый раунд дискуссии, на этот раз в
русле концепции ограниченности сибирских оледенений по причине
недостаточной влагообеспеченности. Новая модель сартанского оледенения
инициировалась гипотезой «замедленной дегляциации» ермаковского
(ранневейхзельского) оледенения, согласно которой в каргинско-сартанское
(среднепоздневейхзельское) время Западно-Сибирская равнина была
замерзшей тундростепной областью с доминированием эоловой седиментации.
Отрицается существование сартанского ледникового щита и
подпрудно-ледниковых бассейнов. Вместо озерных отложений выделяется
лессово-термокарстовая формация. Типичный ледниковый рельеф оказывается
сформированным не столько ледниками, сколько гляциокарстом и не в
ледниковые стадии, а в голоцене [Astahov
& Isayeva,
1988; Astahov,
1992; 1995].
Эти представления автор не разделяет, так как литогенетические,
стратиграфические и геоморфологические исследования отложений позднего
плейстоцена свидетельствуют о сложной истории седиментационных и
ландшафтно-климатических колебаний, чередовании оледенений и
межледниковий.
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ РАЗЛИЧИЯ
На севере Западной Сибири к зырянскому (вейхзельскому) гляциокомплексу
относятся все ледниковые образования, располагающиеся стратиграфически
выше казанцевского межледникового горизонта. Пространственное размещение
и того, и другого практически совпадает (см. рис. 1), что позволяет
казанцевские морские и аллювиальные слои принять за надежный
региональный репер [Архипов
и др., 1997],
а ледниковую хроностратиграфическую шкалу рассматривать как общую основу
для всего региона.
Следует отметить, что основные горизонты позднего плейстоцена Западной
Сибири привязаны к изотопно-кислородной шкале океанических осадков и
имеют соответствующую цифровую индексацию. Казанцевский горизонт -
стадия 5е, зырянский - стадия 4, каргинский - стадия 3 и сартанский -
стадия 2. Детальное расчленение каргинских отложений привело [Сухорукова,
1998] к
выделению более дробных подстадий каргинской стадии 3, которые
обозначены сверху вниз от 3.1 до 3.5. Подстадия 3.1 соответствует
позднекаргинско-липовско-новоселовско-верхнелобановскому потеплению.
Подстадия 3.2 означает лохподгортско-ангутихинское оледенение и
конощельско-жиганско-мегионское похолодание. Подстадия 3.3 синхронна
среднекаргинскому потеплению, 3.4 - кратковременному похолоданию и 3.5 -
раннекаргинскому потеплению. Все они четко зафиксированы в отложениях
Западной Сибири. При дальнейшем изложении для большей ясности ледниковые
слои позднего плейстоцена сопровождаются упомянутой индексацией
изотопно-кислородных стадий и подстадий.
Различия начинают проявляться при детальном рассмотрении приобской и
приенисейской частей равнины.
В приобском секторе установлено четкое переслаивание ледниковых и
морских слоев, а также пространственное размежевание сартанских
(поздневейхзельских) и ермаковских (ранневейхзельских) маргинальных
ледниковых ансамблей [Последнее
оледенение…, 1977; Палеогеография…, 1980].
Максимальная сартанская стадия представлена Салехардоувальской грядой,
расположенной вдоль правобережья Обской губы, восточнее г. Салехарда. В
строении гряды отчетливо выделяются казанцевский межледниковый морской
горизонт (5е) и перекрывающий зырянский (вейхзельский) гляциокомплекс,
который начинается ермаковским ледниковым горизонтом (стадия 4) [Последнее оледенение…, 1977].
Поверх него залегают каргинские (средневейхзельские) отложения (стадия
3). Они последовательно сложены морскими харсоимскими (нижнекаргинскими,
подстадий 3.3-3.5), лохподгортскими стадиально-ледниковым (подстадия
3.2) и аллювиальными верхнекаргинскими (подстадия 3.1) слоями. Последние
служат основанием для сартанского (стадия 2) краевого ансамбля. Таким
образом, в Салехардском опорном районе в ледниковой топографии выражены
только сартанские краевые постройки, к северу от которых располагаются
рецессионные пояса Сопкей, Глиняный и Песчаный Танамской стадии. В
пределах Центрального Ямала намечается сильно размытый рельеф
Ямало-Гыданской стадии. Все три сартанских стадиальных пояса четко
моделируются трехступенчатой террасой - равниной позднеледниковой
ингрессии, которая разделяет их в пространстве.
С юга, с дистальной стороны Салехардоувальская гряда окаймлена широкой
полосой до
200 км
60-80 (90-100)-метровой уртамской (сартанской, подстадия 2.2) подпрудной,
озерно-ледниковой террасой, занимающей значительную часть
Обско-Полуйско-Куноватско-Казымского междуречья. Лишь в бассейне р.
Казым, особенно по его правобережью, вдоль северного фаса Белогорской
возвышенности, появляются разрозненные конечно-моренные постройки
Надымского краевого пояса, образованного во время ермаковского (стадия
4) оледенения [Палеогеография…,
1980].
Кроме того, вверх по долине Оби отмечаются следы выводного ледника,
достигавшего с. Октябрьское (64° с.ш.). Ермаковские ледниковые постройки
возвышаются, будучи подмытыми, над уртамской (сартанской) подпрудной
террасой, а в долине Оби, у дистального края выводного ледника,
смыкаются со 100-120-метровой ермаковской (малоатлымской) подпрудной
террасой (рис. 2).
В систему ермаковских (100-120-метровых) и сартанских (60-80-метровых)
подпрудных террас врезана более низкая трехступенчатая (55-
60 м
у тылового шва) лестница позднеледниковых гляциоэвстатических уровней. У
г. Салехарда они срезают сартанскую Салехардоувальскую гряду, - а вверх
по Обской долине выступают в качестве эстуариевой колпашевской террасы
(см. рис. 2).
Существенно иная геолого-геоморфологическая ситуация в приенисейском
секторе. Прежде всего, здесь труднее дифференцировать ледниковую
топографию. Общая стратиграфическая основа хотя и сходна с той, что
отмечена для Приобья, в долине Енисея нет ни одного разреза,
аналогичного Салехардоувальскому.
Ледниковые краевые постройки тесно сгружены между собой, пространственно
размежовываются с трудом и, что весьма важно, имеют различную
ориентировку. На Тазовско-Енисейском междуречье самые северные и
крупнейшие ансамбли (Ольховский хребет, Малая и Большая Хета) имеют
субширотную ориентацию и их продолжением вблизи плато Путорана может
оказаться «Ньяпанская гряда». Южнее по междуречьям Большой и Малой Хеты,
в бассейне Турухана выделяются гляциодепрессии в окружении холмистых
амфитеатров, выпуклой стороной обращенных к югу.
Самым южным ограничением является Толстый нос - огромная гряда,
возвышающаяся на левобережье Турухана на 60-
80 м
над окружающей Фарковской низиной. Возможно, она является краевой
платформой ермаковского ледника, ее продолжением на правобережье Енисея,
где на Сухотунгусском междуречье широко развит холмистый моренный
рельеф, несомненно, более древний, чем сартанский. Вдоль левобережья
долины Енисея в меридиональном направлении вытянута полоса (30-
50 км
) холмисто-моренно-камового рельефа. В проксимальной зоне этой полосы,
вдоль Енисея развита так называемая конощельская терраса, фациально
связанная с ангутихинской (подстадия 3.2) мореной. Согласно с датами и
та, и другая попадают в интервал 30-35 тыс. лет назад, что соответствует
лохподгортской (внутрикаргинской, подстадия 3.2) подвижке ледников, но в
отличие от последней находит отчетливое выражение в свежем ледниковом
рельефе (рис. 3).
На правобережье Енисея, на территории, примыкающей к плато Путорана,
распространены генетически разнообразные ледниковые постройки (морены,
камы, озы, ложбины, стоки, гляциодислокации). При этом наиболее крупные
амфитеатры и полудуги обращены своими выпуклыми сторонами на юго-запад -
запад. Ни один из этих ансамблей не датирован, но вся площадь их
распространения располагается в проксимальной зоне ангутихинской
(лохподгортской, подстадия 3.2) морены и лишь некоторые из них, например
Игарский ансамбль, непосредственно надвинуты на конощельскую террасу.
Создается впечатление, что субширотные постройки
Енисей-Тазовско-Туруханского района образованы льдами, двигавшимися со
стороны шельфа Карского моря, а ледниковые ансамбли между плато Путорана
и Енисеем явились результатом движения ледниковых языков в запад -
юго-западном направлении. При этом современный Енисей перекрывался лишь
ангутихинской (подстадия 3.2) мореной, сартанские (стадия 2) оставались
в ее тылу, не достигая енисейской долины. При такой трактовке
маргинальные постройки, вероятно, имеют разный возраст. Самые южные,
такие как Толстый нос и ансамбли вокруг оз. Маковского, Советского и
др., могут быть ермаковскими (стадия 4), на которые на севере
Енисей-Тазовского междуречья были надвинуты сартанские (гыданские)
образования (стадия 2).
Долина Енисея перекрывалась языками ангутихинской (лохподгортской)
подстадии 3.2 (рис. 4), а собственно сартанские (стадия 2) морены на
левобережье Енисея распространялись лишь вблизи плато Путорана.
На Оби соответствующие отложения стратифицированы в районе Надымского
краевого пояса, образованного во время максимальной стадии ермаковского
оледенения. Кроме того, по долине Оби, выполняя ложбину ледникового
выпахивания, отмечаются следы выводного ледника, достигавшего с.
Октябрьское. Эти ледниковые ансамбли возвышаются над сартанской
подпрудной террасой и, в свою очередь, окружены и смыкаются со
100-120-метровой ермаковской прогляциальной террасой. В систему
достаточно высоких сартанских и ермаковских (100-
120 м
) подпрудно-ледниковых террас врезана более низкая лестница с отметками
тылового шва около
55 м
позднеледниковых гляциоэвстатических террас.
Ермаковский ледниковый покров (изотопно-кислородная стадия 4) достигал
наибольших размеров, и его краевая зона трассируется южнее сартанской
(см. рис. 1). Это достаточно определенно установлено на Обском Севере,
где хроностратиграфия зырянских отложений разработана очень детально. В
приенисейском секторе равнины краевые ледниковые ансамбли упомянутых
оледенений в большинстве случаев еще не датированы, что и затрудняет их
пространственно-временную дифференциацию.
НОВЫЙ ВАРИАНТ РЕКОНСТРУКЦИЙ ПОЗДНЕКАРГИНСКОГО И САРТАНСКОГО ОЛЕДЕНЕНИЙ
Во время каргинского мегаинтерстадиала происходила двухэтапная
арктобореально-арктическая трансгрессия, прерывавшаяся лохподгортской
ледниковой подвижкой (подстадия 3.2). Каргинское море (подстадия 3.3),
располагаясь в границах казанцевского бассейна на Обском Севере (см.
рис. 1), в то же время не заливало обширную территорию Таз-Енисейского
междуречья и правобережья Нижнего Енисея и не проникало к плато
Путорана. Асимметричными были ледниковые лопасти лохподгортского времени
(подстадия 3.2), так, полярно-уральская была значительно меньше
путоранской. Ледниковые потоки, стекавшие с плато Путорана, выдвигались
на равнину, перегораживая Енисей значительно дальше, чем последующие
сартанские. Поэтому лохподгортские и сартанские краевые ледниковые
постройки пространственно обособлены, Лохподгортские (3.2) трассируются
вдоль левобережья Енисея, тогда как сартанские распространены только в
зоне, непосредственно прилегающей к плато Путорана. Наоборот, на Обском
Севере размеры лохподгортских ледников (3.2) уступали сартанским,
которые перекрывали район их распространения. Поэтому лохподгортские
краевые постройки были разрушены и не сохранились в рельефе. Следы
позднеледниковой арктической трансгрессии [Гудина,
1969; Троицкий, 1967] сохранились как морские портландиевые
слои, слагающие 35-55 (60) -метровую террасу - равнину, распространенную
на западе Таймырской низменности (бассейн р. Агапа), на побережье
Енисейского залива (зимовье Пустое и Кареповское) и на севере Ямала [Троицкий,
1979]. В долину Енисея портландиевая трансгрессия не
распространялась. Ее следы отсутствуют на всей территории от р. Таз до
плато Путорана.
В долине Нижней и Средней Оби верхняя ступень выступает в качестве
колпашевской террасы, одновысотной и одновозрастной с транзитной на
севере Западной Сибири.
Западнее распространена одновысотная поверхность транзитных террас на
обширных пространствах Гыданского, Ямальского и Тазовского полуостровов.
Однако здесь она сложена преимущественно песчаными осадками сильно
опресненного бассейна, который проникал в долину Оби, образуя обширный
эстуарий. Доказательством существования эстуария является
трехступенчатая лестница гляциоэвстатических террас в устье Оби в
Салехардском опорном районе [Последнее оледенение…, 1977; Arkhipov,1997].
Сказанное достаточно определенно свидетельствует о существенных
геолого-геоморфологических различиях северообских и североенисейских
секторов Западно-Сибирской равнины. На северо-западе равнины наблюдается
четкая стратификация позднего плейстоцена, выраженная в переслаивании
морских и синхронных аллювиальных казанцевских (5е) и каргинских (3.1 и
3.3) слоев с ермаковскими (4), лохподгортскими (3.2) и сартанскими (2)
ледниковыми отложениями. Это обеспечивает надежное выделение и
трассирование разновозрастных морен, допускает четкую
пространственно-временную дифференциацию краевых ледниковых поясов.
Благодаря этому на Обском Севере доказано залегание сартанского
гляциокомплекса на каргинских отложениях, а Салехардоувальская гряда
фиксируется как конечно-ледниковый ансамбль максимальной стадии
сартанского оледенения. На Енисейском севере геолого-геоморфологическая
ситуация более сложная. На казанцевских морских осадках как базальном
позднечетвертичном горизонте залегает ледниковая толща, образованная
ермаковским (4), лохподгортским (3.2) и сартанским (2)
гляциокомплексами: моренами, водно-ледниковыми, подпрудно-ледниковыми и
т.п. отложениями. Трудности расчленения такой толщи связаны с
отсутствием регионально распространенного каргинского (3.1-3.5)
горизонта. Выпадение из разреза морских каргинских (3.3) слоев, а также
верхнекаргинского (3.1) аллювия не позволяет четко разграничивать
ермаковские (4) морены от сартанских (2), и сартанские от лохподгортских
(3.2). В результате ни один из многочисленных конечно-ледниковых
ансамблей, тесно сгруженных на Енисей-Тазовском междуречье не датирован
[Arkhipov,1997].
Таким образом, стратиграфия ледниковой топографии и ее взаимодействие с
системами террас позволяет четко оценить последовательность
геологических событий.
Эта статья подготовлена к печати после смерти автора его супругой Г.Ф.
Архиповой и коллегой С.С. Сухоруковой, которая на протяжении многих лет
была заместителем С.А. Архипова по лаборатории геологии четвертичных
отложений ОИГГМ СО РАН. В последние годы С.А. Архипов придавал очень
большое значение решению дискуссионных вопросов палеогеографии и
палеоклиматологии позднего плейстоцена. Он задумал трилогию на эту тему.
Первая статья [Arkhipov,1997]
была опубликована в международном журнале. В данной работе С.А. Архипов
продолжает и развивает мысль о главных геологических событиях позднего
плейстоцена. Третью статью нам восстановить не удалось.
ЛИТЕРАТУРА
1.
Архипов С.А. Основные события позднеплейстоценового времени и их
корреляция в Западной Сибири, Европе и Северной Америке // Проблемы
четвертичной геологии Сибири. М., Наука, 1969, с. 7-17.
2.
Архипов С.А. Стратиграфия четвертичных отложений Тюменского
нефтегазоносного региона (уточненная стратиграфическая основа).
Новосибирск, 1987, 52 с. (Препринт / ИГиГ СО АН СССР; № 8).
3.
Архипов С.А. Хроностратиграфия плейстоцена севера Сибири //
Геология и геофизика, 1989, № 6, с. 13-32.
4.
Архипов С.А. Корреляция плейстоценовых событий на Северо-Азиатском
континенте // Стратиграфия и корреляция четвертичных отложений Азии и
Тихоокеанского региона. М., Наука, 1991, с. 4-14.
5.
Архипов С.А., Зыкина В.С., Гнибиденко З.Н., Шелкопляс В.Н.
Стратиграфия и палеомагнетизм ледниковых и лессово-почвенных отложений
Западной Сибири // Геология и геофизика, 1997, т. 38, № 6, с. 1027-1048.
6.
Архипов С.А., Волкова В.С. Геологическая история, ландшафты
и климаты плейстоцена Западной Сибири. Новосибирск, ОИГГМ СО РАН, 1994,
105 с.
7.
Астахов В.И.
Геологические доказательства центра плейстоценового оледенения на
Карском шельфе // Докл. АН СССР, сер. геол., 1976, т. 231, № 5,
с. 1178-1181.
8.
Астахов В.И., Гросвальд М.Г. Новые данные о возрасте осадков
Тургайской ложбины // Докл. АН СССР, сер. геол., 1978, т. 242, № 4, с.
891-894.
9.
Гросвальд М.Г. Древние оледенения континентального шельфа Северной
Европы // Палеогеография Европы в позднем плейстоцене. Реконструкция и
модели. М., 1973, с. 30-40.
10.
Гросвальд М.Г. Последний Евразиатский ледниковый покров // Мат.
гляциологических исследований, хроника, обсуждения. М., 1977,
с.
45-60.
11.
Гудина В.И.
Фораминиферы Енисейского севера // Морской плейстоцен сибирских
равнин. М., Наука, 1969, с. 60-65.
12.
Гудина В.И. Фораминиферы, стратиграфия и палеозоогеография морского
плейстоцена севера СССР. Новосибирск, Наука, 1976, 124 с.
13.
Воейков А.И. Климатические условия ледниковых явлений, прошедших и
настоящих // Зап. ВМО, сер. 2, 1881, т. 16, с. 321-364.
14.
Волков И.А., Волкова В.С. Великая приледниковая система стока
Сибири // История озер в плейстоцене. Т.
2. Л
., 1975, с. 133-140.
15.
Волков И.А., Гросвальд М.Г., Троицкий С.Л.
О стоке приледниковых вод во время последнего оледенения Западной Сибири
// Изв. АН СССР, сер. геол., 1978, № 4, с. 25-35.
16.
Кинд Н.В.
Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М.,
Наука, 1974, 255 с.
17.
Кропоткин П.А. Исследования о ледниковом периоде // Зап.
ИРГО по общей географии, 1876, т. 7, вып. 1, 717 с.
18.
Обручев В.А. История геологического исследования Сибири. Периоды
первый-пятый. Л., Изд-во АН СССР, 1931, вып. 1, 257 с.
19.
Палеогеография Западно-Сибирской равнины в
максимум позднезырянского оледенения. Новосибирск, Наука, 1980, 107 с.
20.
Последнее оледенение в Нижнем Приобье. Новосибирск, Наука, 1977,
231 с.
21.
Сакс В.Н.
Четвертичный период в Советской Арктике. Л.; М., Водтрансиздат, 1953, 627 с.
22.
Стрелков С.А., Дибнер В.Д., Загорская Н.Г.
и др. Четвертичные отложения Советской Арктики. М., Гостоптехиздат, 1959,
231 с.
23.
Сухорукова С.С. Каргинско-сартанская климатическая запись и 40
700-летний геологический ритм // Проблемы реконструкции климата и
природной среды голоцена и плейстоцена Сибири. Новосибирск, ИАиЭ СО РАН,
1998, с. 217-226.
24.
Троицкий С.Л.
Четвертичные отложения и рельеф равнинных побережий Енисейского залива и
прилегающей части гор Бырранга. М., Наука, 1966, 207 с.
25.
Троицкий С.Л. Основные вопросы стратиграфии четвертичных отложений
в зоне морских трансгрессий и последнего оледенения // Мат. к
обоснованию стратиграф. схемы четвертичных отложений Зап.-Сиб.
низменности. Новосибирск, ИГиГ СО АН СССР, 1967, с. 8-19.
26.
Троицкий С.Л.
Новые данные о последнем покровном оледенении Сибири // Докл. АН
СССР, 1967, т. 174, № 6, с. 1409-1412.
27.
Троицкий С.Л. Морской плейстоцен сибирских равнин. Стратиграфия.
Новосибирск, Наука, 1979, 292 с.
28.
Черский И.Д. К вопросу о следах древних ледников в Восточной Сибири
// Изв. Вост.-Сиб. отдела РГО, 1882, т. 12, № 4-5.
29.
Arkhipov S.A. New ideas and trends in the investigation of Siberian
glaciation // International Geological Correlation Programme, Project
73/1/24, Quaternary Glaciations in the Northern Hemisphere, 1979, Report
5, p. 9-21.
30.
Arkhipov S.A. Late Pleistocene Glaciation of Western Siberia /
Velichko A.A. (ed.) // Late Quaternary Environments of the
Soviet Union
.
London
, Longman, 1984, p. 13-19.
31. Arkhipov S.A.
Stratigraphy and paleogeography of the Sartan glaciation in the
West Siberia // Quater. Int., 1997, v. 45, № 6, p. 29-42.
32. Astahov V.I., Isayeva L.L.
The “Ice Hill”: An Example of “Retarded Deglaciation” in
Siberia // Quater. Sci. Rev., 1988, v. 7, p. 29-40.
33.
Astahov V.I. The last glaciation in
West Siberia
// Sveriges Geologiska Undersokning, 1992, Ser. Ca 81, p. 21-30.
34. Astahov V.I.
The mode of degradation of Pleistocene permafrost in
West Siberia // Quater. Int., 1995, v. 28, p. 119-121.
35. Grosswald M.G.
Late Weichselian ice sheet of northern
Eurasia // Quater. Res., 1980, v. 13, p. 1-32.
|
