Введение. События последних 2 млн. лет на северных окраинах Евразии - одна из загадок естественной истории, которая привлекает внимание исследователей в связи с важнейшей ролью Северного Ледовитого океана в климатической системе Северного полушария. Однако слабая доступность этой части планеты всегда допускала сосуществование малосовместимых палеогеографических гипотез. С 1980-х годов «туман» над новейшей историей стал рассеиваться в результате целенаправленных усилий международных научных коллективов. Главную координационную роль в этих исследованиях сыграли две программы Европейского Научного фонда (ESF): PONAM (Late Cenozoic Evolution of the Polar North Atlantic Margins), 1989-1994 гг. и QUEEN (Quaternary Environments of the Eurasian North), 1995-2003 гг. Их целью была реконструкция размеров и хронологии древних ледниковых покровов в западной части Евроазиатской Арктики, т.е. в бассейне Северного Ледовитого океана между 130° в.д. и 50° з.д. Замысел состоял в получении синергического эффекта путем интеграции геологических данных на суше и морском дне. Наиболее ощутимы успехи в изучении более доступных образований верхнего плейстоцена, сформированных 130-11 тыс. лет назад (л.н.). Особый интерес научной общественности вызвали сенсационные данные о начале ледникового периода и находки в Европейской Арктике древнейших следов верхнепалеолитического человека.

Программа PONAM по арктическим окраинам Северной Атлантики выполнялась западноевропейскими, большей частью скандинавскими учеными. В программе QUEEN по территориям и акваториям России активно участвовали и российские исследователи (включая автора) через двусторонние русско-норвежские и русско-германские проекты, финансировавшиеся европейскими агентствами. Главные результаты этих работ изданы в виде 7 специальных выпусков журналов «Boreas», «Global and Planetary Change», «Quaternary Science Reviews», которые содержат основную базу данных для нового прочтения этой темной главы геологической истории. Но многие важные сведения рассеяны и по другим изданиям, не всегда доступным отечественным исследователям. Именно этим обстоятельством вызвано написание этой статьи.

Ранние следы ледниковой деятельности. Признаки резких перемен климата, в высоких широтах обычно состоящие в чередовании оледенений и межледниковий, представляют особый интерес при определении объема плейстоцена. Первые следы ледниковой деятельности в западно-арктическом бассейне установлены глубоководным океаническим бурением в разрезе среднего миоцена пролива Фрам к западу от Шпицбергена, где на уровне около 14 млн. л.н. в кернах обнаружены обломки айсбергового разноса (IRD). Этот факт рассматривается как признак начавшегося оледенения суши. Примерно 7 млн. л.н. ледниковые диамикты появились уже на бровке шельфа [Thiede et al., 1998]. Дальнейшее развитие наземного оледенения отмечено сильным притоком IRD на уровне 3,2-2,7 млн. л.н. [Mangerud et al., 1996]. Резкое повышение скорости гляциоморского осадконакопления к западу от Шпицбергена около 2,5 млн. л.н. отражает начало оледенений и в Баренцевоморском регионе [Butt et al., 2000]. Несмотря на более позднее начало, скорости гляцигенной эрозии и аккумуляции (местами более 1 м в тысячелетие) превышали гренландские в 2-3 раза, видимо по причине рыхлости мезокайнозойского чехла Баренцева шельфа [Solheim et al., 1998]. Сейсмическим профилированием и бурением на континентальных склонах к западу и северу от Баренцева шельфа закартирован мощный (до 4 км) клин гляцигенных осадков, позволяющий оценить суммарный эрозионный срез Баренцева шельфа в 1000-1500 м за последние 2 млн. лет [Elverhoi et al., 1998].

Во время древнейших оледенений Баренцев шельф, вероятно, возвышался над уровнем океана. Изменения притока IRD в керне скважины океанического бурения ODP 986 к западу от Шпицбергена указывают на то, что в интервале 2,3-1,6 млн. л.н. ледники не достигали открытого моря, но возобновили свой рост позднее 1,5-1,3 млн. л.н. [Butt et al., 2000]. По данным сейсмостратиграфии, ледниковый покров юго-западного Баренцева шельфа минимум 8 раз достигал бровки континентального склона. Во второй половине плейстоцена проградация ледниковых толщ на бровке шельфа сменилась агградационным типом осадконакопления. Это объясняют изменением характера оледенения из-за эрозионного снижения Баренцевоморской суши, которая постепенно превращалась в морской шельф [Solheim et al., 1998].

Самые древние признаки ледниковой цикличности на суше были обнаружены еще 25 лет назад при геологической съемке Земли Пири, Северная Гренландия. В арктической пустыне на 82,5° с.ш. между двумя моренными горизонтами залегает морская толща стометровой мощности, названная свитой Кар Kobenhavn (мыс Копенгаген). Впоследствии более 150 ее обнажений на площади 10x30-40 км были изучены седиментологически и палеонтологически [Funder et al., 2001].

Основание сводного разреза представлено илистой ледниково-морской подсвитой А с редкими моллюсками и рассеянными валунами (рис. 1). Она с размывом перекрыта песчанистой прибрежно-морской подсвитой В со следами волновой деятельности, т.е. отложенной в сезонно открытом водоеме. Высокоарктическая фауна подсвиты А в пачке В1 сменяется комплексом моллюсков с Macoma bailtica, похожим на современную фауну Байдарацкой губы. Пачка В1 содержит и остатки тундровых кустарников. Выше по разрезу в глубоководной пачке B2 и регрессивной пачке В3 с множеством остатков древесной растительности (включая тую) и богатой энтомофауной регистрируются следы оптимального климата северной тайги при смещении растительных зон к северу на 2500 км. Среднеиюльская температура воздуха превышала 10° С (теперь 4° С), а зимняя была выше -17° С (современная -30° С) при годовой сумме осадков не менее 500 мм. В климатический оптимум ледникового покрова в Гренландии не было. Седиментационные и биотические изменения вертикального разреза в совокупности отражают типовой межледниковый цикл: подсвита А отлагалась в глубоком гляциоизостатическом прогибе позднеледниковья, а подсвита В отмечает переход к трансгрессии межледникового моря, достигшего максимальной глубины при отложении пачки В2 и обмелевшего в верхах пачки В3, перекрытой дельтовыми накоплениями [Funder et al., 2001]. В верхах пачки В2 обнаружены фораминиферы зоны Miliolinella pyriformis, описанные в обских слоях Западной Сибири и колвинской свите Печоры. В.И. Гудина считала этот комплекс показательным для арктического гольштейна. Позже выяснилось, что в Западной Сибири он встречается и ниже по разрезу (см. [Унифицированная…, 2000]).

Свита мыса Копенгаген ввиду ее обратной намагниченности (хрон Матуяма) и на основании комплексов фораминифер вначале рассматривалась как переходная между плиоценом и плейстоценом в интервале 2,5-3,7 млн. л.н. [Feyling-Hanssen, 1990]. Позднее датские геологи уточнили оценку возраста по частым находкам в пачке А переотложенных раковин Arctica islandica и фораминифер Cibicides grossus, вымерших 2,5 млн. л.н. Свен Фундер и др. [Funder et al., 2001] полагают, что во время претегеленского похолодания эта фауна была переотложена из тепловодных осадков типа рейвера, сохранившихся южнее, на Земле Джеймсона. Степень аминокислотной рацемизации переотложенных раковин мало отличается от таковой для инситных моллюсков, что дает основание считать свиту мыса Копенгаген не многим моложе 2,5 млн лет. По новой оценке она примерно соответствует МИС 98-92 или астрономическому возрасту около 2,4 млн. л.н., но ее седиментологический профиль (рис. 1) говорит о том, что время ее накопления вряд ли превышало половину 41-тысячелетнего гляциоэвстатического цикла, т.е. 20 000 лет [Funder et al., 2001]. Эта трансгрессия, вероятно, была следствием крупного претегеленского оледенения, которое зарегистрировано пиком IRD в донных осадках пролива Фрам [Thiede et al., 1998]. По мнению многих европейских и американских геологов, именно этот ледниковый цикл надо считать началом плейстоцена.

Еще более мощные (более 150 м) древние морские отложения известны в Енисейском заливе на 72° с.ш. (лескинская толща, пункт 11 на рис. 2). Это монотонные, тонкослоистые, глинисто-алевритовые осадки без грубых обломков и других следов ледникового разноса. Лишь по примеси мелких песков различаются нижний трансгрессивный и верхний регрессивный полуритмы. В мелководных фациях много растительного детрита. Единичные раковины представлены Portlandia arctica, а фораминифер нет. Спорово-пыльцевые спектры отражают средне-северотаежные сообщества с заметной примесью тундровых растений. Ископаемая флора сходна с современной в 1200 км южнее Лескина. Описавшие лескинскую толщу авторы полагали, что ее мелкозернистый состав и отсутствие грубых обломков свидетельствуют об очень длительной (порядка сотен тысяч лет) седиментации в условиях доледникового прогиба, но при этом считали возможным коррелировать ее со свитой мыса Копенгаген и марресальской свитой Западного Ямала [Каплянская и др., 1986]. Однако прямая намагниченность лескинских алевритов говорит о том, что они либо древнее, либо существенно моложе свиты мыса Копенгаген.

Средний плейстоцен (в международно принятом объеме от начала палеомагнитной эпохи Брюн до начала последнего межледниковья) - время крупнейших ледниковых щитов, разраставшихся далеко за пределы арктических территорий и шельфовых морей. Теперь вполне ясно, что эти щиты высотой в километры со стороны океана подпирались толстыми ледяными плитами. На плато Ермак хорошо выраженные в донном рельефе рытвины свидетельствуют о налегании льда на дно океана на глубине 850 м [Vogt et al., 1994], что подтверждено и глубоководным бурением [Thiede et al., 1998]. Еще поразительнее данные сейсмического профилирования и съемки сонаром бокового обзора гребня хребта Ломоносова, где на глубине 1000 м видны параллельные рытвины длиной в километры и глубиной до 10 м, связанные с региональной эрозионной поверхностью, интерпретируемой как результат абразии севшим на дно ледниковым шельфом [Jakobsson et al., 2001; Polyak et al., 2001]. Другое объяснение глубоководного выпахивания: работа огромных айсбергов, отколовшихся от евроазиатского ледникового щита [Svendsen et al., 2004].

Большинство геологов связывают это явление с одним из самых обширных оледенений Баренцева шельфа в конце среднего плейстоцена (МИС 6) [Mangerud et al., 1998], хотя есть мнение и о позднеплейстоценовом его возрасте [Polyak et al., 2001]. Корреляция океанической ледниковой эрозии с МИС 6 подтверждена керном колонок 8-метровой длины, пройденных на склонах глубоководных возвышенностей по профилю через центральную часть Ледовитого океана. По палеомагнитному событию Бива II вместе с данными электронно-парамагнитного резонанса (ЭПР) установлен возраст 230-240 тыс. л.н. для интервала керна 7-7,3 м [Spielhagen et al., 2004]. Отсюда вышележащий мощный слой с IRD сопоставляется с европейским заале и московским оледенением.

Среднеплейстоценовые ледниковые образования издавна изучались на арктической суше, но при их залегании у поверхности они нередко описывались как следы последнего оледенения. Этот вывод базировался на заниженных оценках возраста, часто получаемых традиционным радиоуглеродным анализом при отсутствии других геохронометрических методов. В исследованиях по программе QUEEN впервые в России массово использовались усовершенствованный радиоуглеродный метод анализа микрообъемов органики путем ускорительной масс-спектрометрии (AMS-метод) и датирование песчаных зерен с помощью оптически стимулированной люминесценции (OSL). OSL-датирование расширило пределы геохронометрии до 150-200 тыс. л.н. при большей надежности по сравнению с термолюминесцентным (TL) методом. В результате многие опорные разрезы, ранее имевшие конечные датировки, оказались за пределами радиоуглеродного датирования и получили оценки возраста от 50 до 200 тыс. л.н. [Mangerud et al., 1998; Астахов и др., 2000; Astahov, 2004]. Надежность OSL-метода проверена на хорошо изученных палеолитических стоянках бассейна р. Печоры, датированных радиоуглеродным методом [Pavlov et al., 2001; Svendsen & Pavlov, 2003]. Для последних 50 тыс. лет OSL-метод дает вполне устойчивые результаты. В более древних отложениях разброс значений растет, что требует серий OSL-датировок для корректной оценки возраста.

Показательно нагромождение диамиктовых пластов в Полярном Предуралье на р. Сейде (ур. Лодмащелье, п. 6 на рис. 2), которое считалось верхневалдайским из-за конечной радиоуглеродной датировки из подстилающего торфяника [Арсланов и др., 1987]. OSL-датирование показало возраст 109 и 143 тыс. л.н. для перекрывающих и от 144 до 173 тыс. л.н. (10 датировок, среднее значение 154 тыс. л.н.) для подстилающих торф песков. Сам подморенный торфяник имеет три значения OSL-возраста в пределах 180-191 тыс. л.н. Независимая оценка возраста торфа уран-ториевым методом дала 200 ± 30 тыс. л.н. [Astahov, 2004]. Даже с учетом возможной погрешности люминесцентного анализа ясно, что этот ледниковый комплекс вряд ли моложе среднего плейстоцена. Скорее всего, его следует сопоставлять с московским оледенением центра Русской равнины и с МИС 6.

К северо-западу в скважинах Большеземельской тундры этому ледниковому комплексу соответствует диамиктовая толща, перекрытая песками бореальной трансгрессии и подстилаемая нижней бореальной толщей морских отложений и озерными осадками со спорово-пыльцевыми спектрами лихвинского типа [Лаврушин и др., 1989]. В низах разреза, под самым мощным скоплением ледниковых отложений, залегают алевриты колвинской свиты с фораминиферами зоны Miliolinella pyriformis. В их основании известна еще одна диамиктовая толща. Не исключено, что колвинская свита предшествует донскому оледенению. Однако нельзя принять попытку приписать возраст более 700 тыс. л.н. всем четвертичным образованиям Большеземельской тундры с помощью палеомагнитного анализа, который якобы выявил обратную намагниченность в керне скважин на р. Море-Ю [Яхимович и др., 1992]. Эти пробы были отобраны из диамиктовых пород, к тому же сильно дислоцированных покровным ледником (п. 5 на рис. 2). Верхняя часть разреза «зоны Матуяма» по люминесцентным и уран-ториевым датировкам оказалась верхним плейстоценом [Астахов и Свенсен, 2002].

Очень важны результаты изучения опорных разрезов Нижней Оби, где конкурировали две стратиграфические гипотезы. Первоначально среднеплейстоценовой считалась почти вся обнаженная часть разреза правобережья вдоль Полярного круга, которая при этом трактовалась как результат ледниково-морской аккумуляции [Зубаков и Левковская, 1969]. Появление радиоуглеродных датировок привело С.А. Архипова и др. [Архипов и др., 1977] к ее ревизии. Эти авторы с полным основанием истолковали мощные диамиктовые и ленточно-слоистые толщи как ледниковые, но отнесли их ко второй половине позднего плейстоцена. Последнее межледниковье, по их мнению, отмечено песками с «казанцевским комплексом» фораминифер, залегающими ниже уровня моря. Еще глубже лежащие обские морские слои с фораминиферами зоны Miliolinella pyriformis отнесены к гольштейну. Однако такие фораминиферы известны и ниже по разрезу арктического плейстоцена [Funder et al., 2001; Унифицированная…, 2000], а заниженные оценки возраста радиоуглеродным методом - вполне обычное явление на севере [Зубаков, 1986; Astahov, 1998; Mangerud et al., 2002]. Тем не менее «молодая хро­нология» нижнеобского плейстоцена пока принята в качестве официальной в региональной стратиграфической схеме Западной Сибири.

При изучении нижнеобских разрезов по русско-норвежскому проекту PECHORA выяснилось, что все толщи (кроме покровного плаща лёссовидных отложений) древнее 50 тыс. л.н. [Астахов и др., 2004]. По OSL-датировкам только левобережные разрезы и аллювий высокой террасы правого берега с запредельными радиоуглеродными датами можно относить к первой половине верхнего плейстоцена [Astahov, 2004]. Этот аллювий, кроющий основную толщу правобережья, по спорово-пыльцевым спектрам уже был отнесен к последнему межледниковью [Зубаков и Левковская, 1969], что недавно подтвердилось OSL-датированием (п. 7 на рис. 2). Важно, что к югу от 67° с.ш. как вдоль фронта гор, так и в древних трогах не обнаружены верхнеплейстоценовые стратифицированные образования, а все попытки датировать поверхностные пески OSL-методом давали значения порядка 200 тыс. л.н. Сходные даты получены и из-под верхней морены правобережья, которая кроется межледниковыми песками с люминесцентным возрастом 130-140 тыс. л.н. (рис. 3, А). Отсюда следует, что морская межледниковая толща с «казанцевскими» фораминиферами, залегающая ниже уровня моря, не может быть эемской (подстадия 5е), а относится либо к МИС 9-11, либо к МИС 7 [Зубаков, 1986; Zubakov & Borzenkova, 1990]. Приведенные С.А. Архиповым и др. [Архипов и др., 1994] TL-даты 153 ± 15 и 150 ± 20 тыс. л.н. из «казанцевских слоев» Нижней Оби не противоречат МИС 7.

Нижележащая морская толща с бореальными фораминиферами «обского комплекса» (зона Miliolinella pyriformis), которая в сибирских схемах сопоставляется с гольштейном, занимает аналогичное колвинской свите Печоры положение над самой нижней мореной на отметках до -200 м. Полученные по ее керну 4 разрозненные TL-датировки в интервале от 246 ± 23 до 370 ± 31 тыс. л.н. вряд ли могут считаться решающим корреляционным признаком. Не исключено, что обские слои, как и колвинская свита, древнее эльстерского (окского) оледенения и относятся к МИС 13-15 или даже МИС 17 [Зубаков, 1986].

Таким образом, разными методами датирования надежно установлено, что наиболее мощные ледники, покрывавшие и сушу, и Ледовитый океан до глубины 1 км, развивались в среднем плейстоцене, т. е. ранее 130-140 тыс. л.н.

Поздний плейстоцен. Палеогеография последнего межледниково-ледникового цикла (МИС 5-2) вызвала оживленную дискуссию в связи с интерпретацией разрезов Шпицбергена и донных осадков Баренцева шельфа. В течение ряда лет гипотеза сплошного позднеплейстоценового оледенения Баренцева шельфа конкурировала с моделью ограниченного оледенения Шпицбергена. Общая точка зрения была выработана лишь при окончательной сводке материалов программы PONAM [Mangerud et al., 1998; Landvik et al., 1998].

В опорном разрезе мыса Экхольм (Карр Ekholm) в центре о-ва Шпицберген (голова Ис-фьорда) норвежскими геологами описаны осадки четырех гляциоизостатических циклов в суперпозиции. Каждый цикл начинается основной мореной, которая сменяется гляцио-морскими илами и диамиктами, а выше - прибрежно-морскими песками и галечниками. Нижняя морена А отнесена к заале (МИС 6), поскольку она перекрывается межледниковыми осадками свиты В с множеством раковин Mytilus edulis, который требует более теплого моря по сравнению с современным. Выше по разрезу мидии вновь появляются только в осадках голоценового климатического оптимума, поэтому морская свита В сопоставлена с европейским эемом и морской подстадией 5е (120-130 тыс. л.н.), что подтверждено и люминесцентными датировками [Mangerud et al., 1998].

Морена С отмечает первую экспансию вислинских ледников, связываемую с похолоданием подстадии 5d (110-120 тыс. л.н.), поскольку она кроется осадками интерстадиала Фантомодден. Эти морские слои D с Муа и Macoma и люминесцентными датами от 76 до 122 тыс. л.н. коррелируются с МИС 5а-5с. Следующая морена Е отнесена к средневислинскому (ранневалдайскому) похолоданию в интервале 75-50 тыс. л.н. (МИС 4 и начало МИС 3) по ее залеганию под широко развитой морской свитой F с китовыми костями и субарктическим Chlamys islandica. Эта свита отмечает интерстадиал Кап-Экхольм с предполагаемым возрастом от 50 до 27 тыс. л.н., который следует из радиоуглеродных дат от 36 до 48 тыс. л.н. и TL-дат от 38 до 59 тыс. л.н. Выше, непосредственно под осадками голоценовой морской террасы высотой 20-30 м, залегает маломощная поздневислинская морена G, встреченная и в других, более мористых, разрезах Шпицбергена.

Поскольку мыс Экхольм расположен в 14 км от края современного ледника, его разрез означает, что оледенение Шпицбергена в интерстадиалы не превышало современное. Интересно, что голоценовые отложения содержат наиболее теплолюбивую морскую фауну (Zirphaea crispata, Arctica islandica), а в эемской фауне интергляциала В настоящих бореальных видов нет. Отсюда следует, что Северо-Атлантическое течение проникло к Шпицбергену только в голоцене, а не в эеме, как в Русской Арктике [Mangerud et al., 1998].

На запад, к бровке континентального склона, на морском дне с помощью сейсмостратиграфии и донного бурения уверенно прослеживается лишь верхняя морена, которая на основании радиоуглеродных датировок переотложенных раковин признана аналогом слоя G на мысе Экхольм. Предшествующее средневислинское оледенение Е не могло быть много меньше поздневислинского оледенения G, ввиду того, что залегание морских осадков интерстадиала Кап Экхольм на террасе высотой 87 м говорит об относительном уровне моря не ниже голоценового [Mangerud et al., 1998]. Прослеженная морской геологией по всей акватории Баренцева моря верхняя морена перекрыта мощной толщей гляциоморских глин с фораминиферами, которые дали серию AMS-датировок от 14,8 до 10 тыс. л.н. В желобе Св. Анны эта морена встречена до глубины 500 м. Нижний предел ее возраста определяется в скважинах между Шпицбергеном и Норвегией, где по захваченным ледником раковинам моллюсков получены 11 значений радиоуглеродного возраста в интервале 21,6-37 тыс. л.н. (см. рис. 2). Кроме того, амплитуда послеледникового поднятия на высокоарктических островах закономерно возрастает от западной и северной кромок шельфа до 100 м к центру северной части Баренцева моря. Именно эти факты говорят о том, что большая часть Баренцева шельфа в интервале 21-15 тыс. л.н. была занята ледниковым щитом мощностью от 2 до 3 км [Landvik et al., 1998].

Скандинавские исследователи считали, что южный край поздневислинского ледникового покрова надо искать на российских равнинах. Такая точка зрения поддерживалась некоторыми русскими авторами [Арсланов и др., 1987; Velichko et al., 1997; Grosswald, 1998], но отрицалась другими [Зубаков, 1986; Zubakov & Borzenkova, 1990]. Статистика радиоуглеродных дат ясно показала, что последнее оледенение Западной Сибири древнее 50 тыс. л.н., т.е. лежит за пределами радиоуглеродного возраста [Astahov, 1998]. Детальнее проблема возраста последнего оледенения решалась путем изучения наземных осадочных толщ Печорского бассейна, Новой Земли, Ямала и Таймыра по программе QUEEN.

Заново проведенное фотогеологическое картирование в Печорском бассейне [Astahov et al., 1999] обнаружило моренные гряды последнего шельфового ледникового покрова только севернее Полярного круга (п. 2 на рис. 2), вопреки постулатам X.А. Арсланова с соавторами [Арсланов и др., 1987] и М.Г. Гросвальда [Grosswald, 1998] о далеком продвижении этого ледника на юг. Специальное исследование установило, что «раннеголоценовый ледниковый надвиг» со стороны Баренцева моря в опорном разрезе Мархида [Арсланов и др., 1987] обусловлен ошибочным истолкованием диамиктовых фаций, из-за чего молодые аллотиллы (морены сплывания и солифлюксий) были приняты за ортотилл (донную морену) [Tveranger et al., 1995]. Наконец, повторное датирование подморенных осадков с конечными значениями радиоуглеродного возраста (Вастьянский Конь, Лодмащелье, Урдюга, Шапкина и др.), на которых основано представление о поздневалдайском возрасте последнего ледника [Velichko et al., 1997; Grosswald, 1998], везде дало запредельные значения, а перекрывающие осадки показали OSL-возраст не менее 50 тыс. л.н. Более того, вместо голоценовых морских террас на низком побережье описаны эоловые пески и торфяники (п. 1 на рис. 2), уходящие под уровень моря, что исключает недавнее изостатическое поднятие [Mangerud et al., 1999; Astahov et al., 1999]. Вплоть до берега Баренцева моря на поверхности встречаются кости и даже хрупкие зубы мамонтов хорошей сохранности с возрастом 30-40 тыс. л.н. [Астахов и Свенсен, 2002].

Важным свидетельством отсутствия ледниковой деятельности в эпоху МИС 2 на севере Европейской России явились перекрытые лишь эоловыми плащами палеолитические стоянки бассейна Печоры, с возрастом от 20 до 40 тыс. л.н. (п. 5-5 на рис. 2). Самые северные расположены на 67°10' с.ш. и на Полярном круге [Mangerud et al., 1999], т.е. в пределах поздневалдайского оледенения популярных палеогеографических схем [Арсланов и др., 1987; Velichko et al., 1997; Grosswald, 1998]. В наиболее изученном разрезе Мамонтовая Курья на р. Усе (п. 3 на рис. 2) базальный галечник с палеолитическими орудиями и мамонтовыми костями дал серии радиоуглеродных дат от 37 до 31 тыс. л.н. и люминесцентных от 48 до 34 тыс. л.н. (рис. 3, Б). Следует иметь в виду, что значения радиоуглеродного возраста на несколько тысяч лет меньше люминесцентного (и астрономического) возраста. Для перекрывающих русловых песков имеются радиоуглеродные даты от 31 до 24 тыс. л.н. и OSL-дата около 20 тыс. л.н. Разрез венчается эоловыми песками и алевритами с люминесцентным возрастом от 20 до 14 тыс. л.н. [Pavlov et al., 2001; Svendsen & Pavlov, 2003], которые прислонены к глинистой толще последнего приледникового водоема, именуемого озером Коми [Astahov et al., 1999].

В арктической Сибири давно известны длинные серии древних (более 30 тыс. л.н.) радиоуглеродных возрастов из послеледниковых алевритов с сингенетическими ледяными жилами нескольких генераций (точки 9, 10, 15 на рис. 2) [Антропоген…, 1982; Васильчук, 1992]. Покровное оледенение на равнинах, синхронное МИС 2, несовместимо и с древним возрастом надморенных остатков мамонтов (включая их мерзлые трупы) в бассейне Карского моря [Astahov, 1998; Сулержицкий и Романенко, 1997] (п. 11-13 на рис. 2). Эти результаты недавно подтверждены детальными геохронометрическими данными шведских и германских геологов в восточной части древнеледниковой Арктики (п. 15-17 на рис. 2), т.е. на Таймыре и Северной Земле [Alexanderson et al., 2002; Moller et al., 1999; Raab et al., 2003]. На Западном Ямале последовательная серия из 16 AMS-датировок в интервале 26-33 тыс. л.н. из отложений, перекрывающих верхнюю морену с блоками глетчерного льда (п. 8 на рис. 2), сопровождается 4 люминесцентными датами от 30 ± 3 до 44 ± 5 тыс. л.н. [Forman et al., 2002]. На Южном Ямале из покровных песков получены 4 OSL-даты от 59 до 72 тыс. л.н. [Astahov, 2004; Mangerud et al., 2004]. Датировки в интервале 25-15 тыс. л.н. (МИС 2) повсеместно связаны с мелкозернистыми субаэральными осадками. Показательно и низкое, обычно затопленное положение раннеголоценовых береговых линий вдоль низменных побережий Баренцевого и Карского морей. Эти факты и дают неизбежный вывод о полном отсутствии геологических следов поздневислинских ледниковых покровов и подпрудных озер на всей арктической суше восточнее п-ова Канин [Астахов и др., 2000; Mangerud et al., 2002].

Границу поздневислинского оледенения удалось обнаружить с помощью морского бурения и сейсмического профилирования в Печорском море восточнее о-ва Колгуева (см. рис. 2) [Gataullin et al., 2001]. Она обоснована 9 AMS-датировками раковин фораминифер в интервале 23-39 тыс. л.н. из мощных гляциоморских глин, встреченных только южнее этой линии (рис. 4). Размеры поздневалдайского оледенения пока не вполне ясны на северной оконечности Таймыра и в центре плато Путорана, хотя вполне очевидно, что даже в горах оно было незначительным [Svendsen et al., 2004; Astahov et al., 1999]. Это подтверждено измерениями бериллиевым методом суммы космического облучения свободно лежащих валунов на Полярном Урале. Как правило, они дают величины более 50 тыс. л.н., а значения порядка 20 тыс. л.н. появляются лишь на моренных грядах, отстоящих не далее 1-2 км от современных ледничков [Mangerud et al., 2004a].

Последней опорой идеи поздневислинского оледенения равнин служил малохетский разрез на Енисее (п. 14 на рис. 2), где в 1960-е годы из подморенного «каргинского аллювия» получены конечные радиоуглеродные датировки [Кинд, 1974]. При переопробовании в 2003 г. все три пробы, измеренные AMS-методом, показали запредельный возраст. Люминесцентный возраст межледникового аллювия - не менее 112 тыс. л.н., а перекрывающего субаэрального плаща - не менее 80 тыс. л.н. [Астахов и Мангеруд, 2005], что вполне согласуется с ЭПР-датировкой в 122 тыс. л.н. из морского стратотипа каргинских слоев в близлежащем разрезе [Архипов, 1990].

Следы движения льда на арктической суше, зафиксированные разными международными экспедициями [Svendsen et al., 2004], уверенно указывают на главные центры оледенения на шельфах Карского и Баренцева морей, давно известные в российской геологии. Судя по отчетливым моренам транзитного оледенения, вдвинутым с севера в горные долины Полярного Урала, он не мог быть центром сколько-нибудь обширного ледникового покрова ни в позднем, ни в среднем плейстоцене. Недавними исследованиями граница последнего наступания арктических ледников отодвинута к северу в Печорском бассейне до Полярного круга [Астахов и др., 2000; Astahov et al., 1999], а в Зауралье еще далее, до гряды Сопкей [Astahov, 2004]. Гораздо труднее определить его возраст, поскольку он лежит за пределами возможностей радиоуглеродного метода. В Зауралье он связывается с МИС 4, судя по OSL-датировкам в основании приледниково-озерных глин сангомпанского разреза (см. рис. 3, А). Но в Печорском бассейне разрезы пляжевых отложений приледникового озера Коми дали длинную серию OSL-дат порядка 80-100 тыс. л.н. [Svendsen et al., 2004; Mangerud et al., 1999]. Сходные датировки осадков подпрудных озер и позднеледникового морского бассейна получены и на Таймыре [Alexanderson et al., 2002; Moller et al., 1999]. Это заставляет предполагать максимальное продвижение позднеплейстоценовых ледников в МИС 5Ь [Svendsen et al., 2004].

Однако подморенные пески низовьев Печоры дали серию более молодых OSL-дат, близких к 60-70 тыс. л.н. Такие же значения OSL-возраста есть и в приледниковых толщах северного Таймыра. Поэтому постулируется второе, более ограниченное наступание шельфовых ледников на континент в начале средневислинского времени, соответствующего МИС 4 (конец раннего валдая по схеме Центральной России) [Svendsen et al., 2004], хотя несколько верхнеплейстоценовых морен в суперпозиции найдены пока лишь в Архангельской обл., где рисуется очень сложная картина взаимодействия ледников разных областей питания [Larsen et al., 2006].

В принципе не исключено, что раздвоение раннего оледенения позднего плейстоцена продукт неточности люминесцентного датирования. Но имеются и независимые подтверждения сложной истории вислинского покровного оледенения. В кернах глубоководных океанических скважин пики IRD регистрируются в интервалах 95-85, 78-72 и особенно сильно 64-50 тыс. л.н., когда отмечен также мощный приток пресной воды с континента. На уровне 20 тыс. л.н. IRD изредка встречается лишь вдоль северной бровки Баренцева шельфа в соответствии со скромными размерами поздневислинского оледенения [Spielhagen et al., 2004]. Цифровые палеогляциологические модели также предсказывают трехкратное оледенение арктических шельфов с кульминациями 90, 60 и 20 тыс. л.н. [Svendsen et al., 2004].

Очень интересно, что по независимым данным TL-датирования и варвохронологии ледниковый максимум приурочен к самому началу вислинского ледникового века (МИС 5d) также и во внутренних районах Сибири - на Алтае и Байкале, где, по В.С. Шейнкману, именно тогда низкие температуры в первый (и последний) раз совпали с максимальными снегопадами. Последующие похолодания не могли сформировать крупных ледников из-за недостатка атмосферных осадков, перехваченных приатлантическими ледниками [Шейнкман, 2002].

Климаты позднего плейстоцена Русской Арктики. Ограниченное развитие ледниковых покровов МИС 2, которые не распространялись на большую часть российской арктической суши (см. рис. 2), резко отличает последнее оледенение Евразии как от ледниковых циклов среднего плейстоцена, так и от североамериканской модели. Это, вероятно, связано с гораздо большей континентальностью климата евроазиатского материка (за исключением Скандинавского полуострова), которая усиливалась на протяжении плейстоцена. При палеогляциологическом моделировании выяснилось, что известные по геологическим данным границы последнего оледенения в восточной части Карского бассейна [Svendsen et al., 2004] возможны только при крайне низком, антарктическом уровне атмосферных осадков в ледниковую стадию МИС 2 около 20 тыс. л.н. [Hubberten et al., 2004].

Для понимания климатической обстановки МИС 3 и 2 в Русской Арктике решающее значение имеют данные по практически непрерывным разрезам лёссово-ледовых накоплений мощностью 30-40 м (абс. отметки до 30 м) на подвергавшемся оледенению Таймыре (мыс Саблера, п. 15 на рис. 2) и в соседней перигляциальной области (разрез п-ова Быковского в дельте Лены). По первому разрезу имеются 45 радиоуглеродных датировок (вплоть до более чем 39 тыс. лет), из которых 25 получены современным AMS-методом [Антропоген…, 1982; Moller et al., 1999]. Второй разрез с возрастом не менее 58 тыс. лет датирован еще лучше: 90 датировок, из них 70 AMS-методом [Schirrmeister et al., 2002]. Алевриты с прослоями растительного войлока на мысе Саблера вначале ошибочно считались озерными, чему противоречат крупные, долго растущие сингенетические ледяные жилы и находки мамонтовых костей. Решающий аргумент в пользу субаэрального происхождения льдистых алевритов дает статистика по растительным макроостаткам, показавшая совершенно отличную от современной флору позднего плейстоцена. На уровне 30-27 тыс. л.н. преобладают травянистые обитатели степей и сухих тундр, индикаторы крайне континентального климата с повышенными летними и очень низкими зимними температурами. На уровне около 18 тыс. л.н. в похожей флоре уже полностью доминирует криоаридная растительность при отсутствии гидрофитов и бореальных видов, свидетельствуя о снижении и летних температур [Kienast et al., 2001].

Эти данные вполне подтверждаются анализом ископаемых насекомых - лучших индикаторов летних температур воздуха и почв [Sher et al., 2005]. В разрезе п-ова Быковского на общем крио-аридном фоне в интервале 47-34 тыс. л.н., наряду с типично арктическими видами, обнаружено множество сухолюбов (до 50 %), появляются термофильные насекомые, требующие июльских температур +13-15° С (современная +7° С). С этим же временем связано большинство находок костей крупных млекопитающих (50 датировок). Количество степных видов постепенно снижается в интервале 34-24 тыс. л.н., а выше, на уровне 24-15 тыс. л.н., энтомофауна беднеет, термофилы исчезают. Самое значительное потепление летних сезонов в условиях очень континентального, гораздо более сухого, чем современный, климата отмечено доминированием степных видов начиная с 15 тыс. л.н. (рис. 5). В голоцене летние температуры снова снизились, а зимние и влажность повысились, энтомофауна в корне изменилась, появились лесотундровые, таежные и водные виды. Самый холодный и сухой климат в интервале 25-15 тыс. л.н. все же обеспечивал существование менее обильной мамонтовой фауны как на берегах моря Лаптевых [Schirrmeister et al., 2002], так и в низовьях Оби [Астахов и др., 2004].

Таким образом, современные исследования в Русской Арктике вполне определенно указывают на крайне континентальный, т.е. ледниковый климат второй половины позднего плейстоцена с низкими годовыми температурами, но с безоблачными и сухими летними сезонами при высокой температуре почв. В этом промежутке времени нет места для крупных интерстадиалов с умеренно влажным климатом. Именно с устойчивым континентальным климатом и агградирующей мерзлотой, вероятно, следует связывать хорошую сохранность в Западно-Сибирской Арктике мощных толщ погребенного глетчерного льда - остатков придонных слоев средневислинского (ранневалдайского) ледникового покрова [Astahov et al., 1996]. Льдистые алевриты являются естественным аналогом восточно-сибирской едомы, которая во второй половине позднего плейстоцена субаэрально отлагалась также и в ледниковых областях Таймыра и Западной Сибири.

Проблема хроностратиграфии позднего плейстоцена. Главные трудности в периодизации плейстоцена возникают из-за стратиграфической путаницы при корреляции неледниковых интервалов Сибири и Европы. В Русской Арктике отложения с бореальной морской фауной, отмечающие климат лучше современного, встречаются в разрезе по меньшей мере дважды [Сакс, 1953], причем в верхней, каргинской, морской толще попадаются даже лузитанские фораминиферы [Антропоген…, 1982]. В 1960-1970-е годы возобладала основанная на сомнительных радиоуглеродных датировках корреляция каргинского интервала со средним валдаем-висконсином, т.е. МИС 3 [Архипов и др., 1977; Антропоген…, 1982; Кинд, 1974], а подлежащих казанцевских отложений - с европейским эемом. В результате появилась уникальная, не имеющая мировых аналогов ледниковая история Сибири с двумя межледниковьями в позднем плейстоцене.

Эта корреляция, которая давно находится в конфликте с геологическими фактами, удерживается в региональных стратиграфических схемах с помощью положительной обратной связи. Одна и та же морская толща у разных авторов фигурирует и как каргинская, и как казанцевская. Так, стратотипическая морская толща Каргинского мыса теперь именуется «казанцевскими слоями» [Унифицированная…, 2000], видимо, из-за ее подморенного положения и ЭПР-датировки 122 тыс. л.н. Такие переименования прямо запрещены Стратиграфическим кодексом. Невозможно построить устойчивую хронологическую шкалу, если названия осадочных толщ будут меняться после каждого лабораторного «открытия». Другой каргинский опорный разрез в континентальных фациях на Малой Хете, с яркой межледниковой характеристикой и геохронометрическим возрастом не менее 80 тыс. л.н. [Астахов и Мангеруд, 2005], очевидно, тоже не может служить основанием для выделения теплого интервала в середине последнего ледникового века Сибири. Мощный шурышкарский торфяник на Оби, считавшийся раннекаргинским [Архипов и др., 1977], недавно также дал «эемские» уран-ториевые датировки порядка 130-140 тыс. л.н. [Астахов и др., 2005].

В.А. Зубаков [Зубаков, 1986] давно пришел к выводу, что из множества радиоуглеродных датировок каргинских морских слоев лишь запредельные достоверны, а по климатической характеристике каргинская трансгрессия соответствует межледниковью Фьесангер в Норвегии (МИС 5е). По новым данным оба межледниковых интервала В.Н. Сакса [Сакс, 1953] лишились твердой стратиграфической почвы, а «сартанский горизонт» ее никогда и не имел. Поэтому использование таких терминов в перигляциальной литературе зачастую вызывает недоумение у геологов Севера, которые не в состоянии понять, с какими осадочными телами в Арктике предлагается коррелировать южные разрезы. С учетом ЭПР- и OSL-датировок порядка 110-130 тыс. л.н. и запредельных радиоуглеродных возрастов по каргинским слоям В.Н. Сакса логичнее выглядит сопоставление верхней бореальной толщи с эемом (МИС 5е), а нижней - с МИС 7 [Зубаков, 1986]. В нижней бореальной толще, впрочем, встречается вымерший моллюск Cyrtodaria angusta, поэтому она может быть еще древнее (например, МИС 11, по В.А. Зубакову [Зубаков, 1986]). В частности, в Большеземельской тундре нижняя бореальная толща к югу как будто сменяется озерными слоями с пыльцевыми спектрами лихвинского типа [Лаврушин и др., 1989].

Таким образом, зырянское оледенение, которое по В.Н. Саксу [Сакс, 1953] и Н.В. Кинд [Кинд, 1974] произошло перед тепловодной каргинской трансгрессией (а значит, ранее 120-140 тыс. л.н. по ЭПР-, OSL- и U/Th-хронологии), трудно сопоставить с последним оледенением арктической суши России в современном понимании. Последнее оледенение, вероятно, имевшее двухфазный характер, по люминесцентным данным состоялось в интервале 100-60 тыс. л.н., т.е. вслед за последним вторжением атлантических вод. На Таймыре к нему можно отнести лишь «сартанский» рельефообразующий комплекс Джангодо-Сынтабульской гряды и севернее нее [Антропоген…, 1982], но никак не зажатую между двумя морскими толщами муруктинскую морену, которая может быть только среднеплейстоценовой [13] и параллелизоваться не с ермаковской мореной, а с енисейским оледенением В.А. Зубакова. Еще западнее последнее оледенение отчетливо связано с моренами Карского ледникового покрова, отмеченного Сопкейскими грядами в Зауралье и залежами глетчерных льдов в Приуралье, на Ямале и Гыдане [Астахов и Свенсен, 2002; Astahov, 1998; Forman et al., 2002; Astahov et al., 1996], где ранее диамиктовые толщи вслед за В.Н. Саксом считались морскими. Значительная часть «зырянских» морен, включая и салехардоувальскую стадию С.А. Архипова и др. [Архипов и др., 1977], теперь надежно датируется средним плейстоценом [Astahov, 2004].

Влияние номенклатурной путаницы проявляется не только в понимании геологической истории, но и в фактографических работах. Вполне обычны попытки описания и корреляции с помощью «каргинской этикетки» послеледниковых морских отложений конца МИС 4 или начала МИС 3, которые встречаются в гляциоизостатических прогибах на арктических островах и даже в горах Бырранга. Однако их субарктическая фауна [Svendsen et al., 2004; Moller et al., 1999; Raab et al., 2003] имеет мало общего с бореальными комплексами моллюсков, фораминифер и диатомей, типичными для межледниковой каргинской толщи [Антропоген…, 1982; Сакс, 1953].

Международными исследованиями последних лет в Русской Арктике, так же как и в Западной Европе, в послеэемской части разреза не обнаружено признаков климата современного типа или мягче. В интервале конечных радиоуглеродных дат повсеместно фиксируется не теплый каргинский, а морозный перигляциальный климат с мамонтовой фауной. В Сибири он отмечен непрерывным ростом ледяных жил [Васильчук, 1992] и явно ксерофильной тундростепной флорой и фауной [Hubberten et al., 2004; Kienast et al., 2001]. Даже в современной северной тайге Предуралья детально изученный разрез аллювия палеолитической стоянки Мамонтовая Курья (см. рис. 4) содержит безлесные спорово-пыльцевые спектры [Halvorsen, 2000]. Последние данные пока оставляют место для интерстадиалов с относительно мягким климатом только ранее 60 тыс. л.н. В хорошо же изученном интервале 50-25 тыс. л.н. в Европейской Арктике отмечается лишь некоторое увлажнение перигляциальных ландшафтов с частичным возрождением речного стока [Mangerud et al., 1999; Astahov et al., 1999], а на востоке - увеличение продуктивности мамонтовой степи за счет теплых летних сезонов на фоне низких годовых температур [Sher et al., 2005].

Все это означает, что новейшие данные о вещественном и палеогеографическом содержании позднеплейстоценовых событий серьезно расходятся с сибирской хроностратиграфией, происходящей из схемы В.Н. Сакса по арктическому Енисею и постулирующей два оледенения и два межледниковья в Русской Арктике. Теперь достаточно ясно, что ее отличия от западноевропейской шкалы связаны не с принципиально другой климатической историей, а с ее недостаточной изученностью.

Заключение. Основными достижениями последних лет надо считать значительное расширение рамок ледниковой истории Арктики и постепенное сближение схем периодизации плейстоцена Сибири и Европы. Прочно установленным геологическим фактом стала резкая хронологическая асимметрия истории плейстоценового оледенения Евразии [Svendsen et al., 2004; Astahov, 2004], обусловленная амфиарктическим расположением двух главных источников оледенения - центров холода на востоке и атмосферной влаги на западе. Климатические ритмы позднего плейстоцена Сибири в принципе параллельны европейским, несмотря на различия объемов древних ледников. Другим отличием плейстоценовых климатов севера Сибири от приатлантического сектора Арктики является малая разница между ледниковыми и межледниковыми интервалами. Грубо говоря, все сводится к различию между сравнительно влажным климатом приморских равнин (модель межледниковья) и резко континентальным климатом внутренних частей Восточной Сибири (модель ледниковья) при слабовыраженном температурном градиенте. Как ни парадоксально, но в этом случае ископаемая тундровая биота может указывать на межледниковье, а таежная - на ледниковье.

Summary

 Astakhov V.I. To the Late Cenozoic history of the western Eurasian Arctic.

 The paper is an overview of geological results on the Late Cenozoic history internationally obtained in the arctic sector between 130°E and 50° W during the last 25 years. These have been mostly efforts by European Science Foundation projects PONAM (Late Cenozoic Evolution of the Polar North Atlantic Margins) and QUEEN (Quaternary Environments of the Eurasian North). Traces of glacial activity in the Neogene, Early and Middle Pleistocene formations of the Arctic Ocean and Greenland indicate longer glacial history of the Arctic than was assumed heretofore. Special attention is paid to the Late Pleistocene history, especially to the extent and timing of the last ice sheets, inferred from key sections on Svalbard and in Arctic Russia, as well as from marine cores. Physical datings recently obtained by optically stimulated luminescence, AMS radiocarbon, uranium-thorium and ESR methods which indicate an older age of principal events of the last interglaciai/glacial cycle of the Russian Arctic are discussed. On the whole the new data are evidence of basic difference between the histories of the Late Pleistocene inland giaciation of arctic Siberia versus the atiantic sector, in the West ice sheets were progressively growing to reach their maximum during MIS 2, whereas in Siberia they were shrinking. Late Weichselian inland ice was practically non-existent on the Russian mainland east of the Kanin Peninsula. This asymmetry in the Late Pleistocene glacial and climate history of eastern versus western Eurasia is supported by numerical glacioiogical modelling. The latest results also lead to a revision of the traditional Siberian framework for the Late Pleistocene history which now can be reconciled with the European chronostratigraphy.

Литература

1. Антропоген Таймыра / Ред. Н.В. Кинд, Б.Н. Леонов. М, 1982.

2. Арсланов Х.А., Лавров А.С., Потапенко Л.М. и др. Новые данные по геохронологии и палеогеографии позднего плейстоцена и раннего голоцена на севере Печорской низменности // Новые данные по геохронологии четвертичного периода / Ред. Я.-М.К. Пуннинг и др. М, 1987.

3. Архипов С.А. Объяснительная записка к региональной стратиграфической схеме Западно-Сибирской равнины. Новосибирск, 1990.

4. Архипов С.А., Вотах М.Р., Гольберт А.В. и др. Последнее оледенение в Нижнем Приобье. Новосибирск, 1977.

5. Архипов С.А., Левчук Л.К., Шелкопляс В.Н. Стратиграфия и геологическое строение четвертичного покрова Нижнеобско-Ямальско-Тазовского региона Западной Сибири // Геология и геофизика. 1994. № 6.

6. Астахов В.И., Мангеруд Я., Свенсен Й.-И. Позднеплейстоценовые ледниковые покровы Русской Арктики: возраст и конфигурация // Вестн. С.-Петерб. ун-та. Сер. 7: Геология, география. 2000. Вып. 1 (№ 7).

7. Астахов В.И., Свенсен Й.И. Возраст остатков плейстоценового ледника в Большеземельской тундре // Докл. РАН. 2002. Т. 384, № 4.

8. Астахов В.И., Арсланов X.А., Назаров Д.В. Возраст мамонтовой фауны на Нижней Оби // Докл. РАН. 2004. Т. 396, № 2.

9. Астахов В.И., Мангеруд Я. О возрасте каргинских межледниковых слоев на Нижнем Енисее // Докл. РАН. 2005. Т. 403, № 1.

10. Астахов В.И., Арсланов X.А., Максимов Ф.Е. и др. Возраст межледникового торфяника на Нижней Оби // Докл. РАН. 2005. Т. 401, № 1.

11. Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов: В 2 т. М, 1992. Т. 1.

12. Зубаков В.А. Глобальные климатические события плейстоцена. Л., 1986.

13. Зубаков В.А., Левковская Г.М. Стратиграфия новейших отложений низовьев р. Оби // Четвертичная геология и геоморфология Сибири / Ред. В.А. Николаев. Новосибирск, 1969.

14. Каплянская Ф.А., Никольская А.В., Тарноградский В.Д. Доледниковые морские отложения на севере Западной Сибири (лескинская толща) // Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики / Ред. В.С. Зархидзе, Ю.Н. Кулаков Л., 1986.

15. Кинд Н.В. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М., 1974.

16. Лаврушин Ю.А., Чистякова И.А., Гайдаманчук А.С. и др. Строение и вещественный состав отложений гляциального палеошельфа Большеземельской тундры // Литология кайнозойских отложений / Ред. Ю.А. Лаврушин. М, 1989.

17. Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике. Л.; М., 1953.

18. Сулержицкий Л.Д., Романенко Ф.А. Возраст и расселение «мамонтовой фауны» азиатского Заполярья (по радиоуглеродным данным) // Криосфера Земли. 1997. Т. 1, № 4.

19. Унифицированная региональная стратиграфическая схема четвертичных отложений Западно-Сибирской равнины / Ред. В.С. Волкова, А.Е. Бабушкин. Новосибирск, 2000.

20. Шейнкман В.С. Возрастная диагностика ледниковых отложений Горного Алтая и их тестирование на разрезах Мертвого моря // Материалы гляциологических исследований. 2002. № 93.

21. Яхимович В.Л., Зархидзе В.С. Афанасьева Т.А. Опорный магнитостратиграфический разрез верхнего плиоцена Тимано-Уральской области. Уфа, 1992.

22. Alexanderson Н. Adrielsson L, Hjort С. et al. The depositional history of the North Taymyr ice-marginal zone, Siberia - a landsystem approach // J. of Quatern. Sci. 2002. Vol. 17.

23. Astakhov V. The last ice sheet of the Kara Sea: terrestrial constraints on its age // Quatern. International. 1998. Vol. 45/46.

24. Astakhov V. Middle Pleistocene glaciations of the Russian North // Quatern. Sci. Rev. 2004. Vol. 23, N 11-13.

25. Astakhov V.I., Kaplyanskaya F.A., Tarnogradsky V.D. Pleistocene permafrost of West Siberia as a deformable glacier bed // Permafrost and Periglacial Processes. 1996. Vol. 7.

26. Astakhov V.I., Svendsen J.I., Matiouchkov A. et al. Marginal formations of the last Kara and Barents ice sheets in northern European Russia // Boreas. 1999. Vol. 28, N 1.

27. Butt F.A., Elverkei A., Solheim A., Forsberg С.F. Deciphering Late Cenozoic development of the western Svalbard Margin from ODP Site 986 results // Marine Geology. 2000. Vol. 169.

28. Elverhoi A., Dowdeswell J.A., Funder S., Mangerud J,. Stein R. Glacial and Oceanic History of the Polar North Atlantic Margins // Quaternary Science Review, Vol. 17, 1998, p. 1-10.

29. Feyling-Hanssen R.W. Foraminiferal stratigraphy in the Plio-Pleistocene Кар Kobenhavn Formation, North Greenland. Meddelser om Gronland // Geoscience. 1990. Vol. 24.

30. Forman S.L, Ingolfsson O., Gataullin V. et al. Late Quaternary stratigraphy, giacial limits, and paleoenvironments of the Marresale area, western Yamal Peninsula, Russia // Quatern. Res. 2002. Vol. 57.

31. Funder S., Bennike O., Bocher J. et al. Late Pliocene Greenland - the Кар Cabenhavn formation in North Greenland // Bull. of the Geol. Soc. of Denmark. 2001. Vol. 48.

32. Gataullin V., Mangerud J., Svendsen J.I. The extent of the Late Weichselian ice sheet in the southeastern Barents Sea // Global and Planetary Change. 2001. Vol. 31, N 1-4.

33. Grosswald M.G. Late Weichselian ice sheets in Arctic and Pacific Siberia // Quatern. International. 1998. Vol. 45/46.

34. Halvorsen L S. Paiaeovegetation and environment during Weichselian stadials and interstadials at Mamontovaya Kurja and Sokolova in the Pechora basin, northern Russia // Cand. Sci. Thesis. Bergen, 2000.

35. Hubberten H.W., Andreev A. Astakhov V.I., et al. The periglacial climate and environment in northern Eurasia during the last glaciation // Quatern. Sci. Rev. 2004. Vol. 23, N 11-13.

36. Jakobsson M., Lovlie R., Arnold E. et al. Pleistocene stratigraphy and paleoenvironmental variation from Lomonosov Ridge sediments, central Arctic Ocean // Global and Planetary Change. 2001. Vol. 31, N 1-4.

37. Kienast F., Siegert Ch., Derevyagin A., Mai D.H. Climatic implications of Late Quaternary plant macrofossil assemblages from the Taimyr Peninsula, Siberia // Global and Planetary Change. 2001. Vol. 31, N 1-4.

38. Landvik J.Y., Вопdevik S., Elverhoi A. et al. The last glacial maximum of Svalbard and the Barents Sea area: ice sheet extent and configuration // Quatem. Sci. Rev. 1998. Vol. 17.

39. Larsen L., Kjaer К., Demidov I. et al. Late Pleistocene giacial and lake history of northwestern Russia // Boreas. 2006. Vol. 35, N 3.

40. Mangerud J., Jansen E., Landvik J. Late Cenozoic history of the Scandinavian and Barents Sea ice sheets // Global and Planetary Change. 1996. Vol. 2.

41. Mangerud J., Dokken Т., Hebbeln D. et al. Fluctuations of the Svalbard-Barents Sea ice sheet during the last 150 000 years // Quatern. Sci. Rev. 1998. Vol. 17.

42. Mangerud J., Svendsen J.I., Astakhov V.I. Age and extent of the Barents and Kara ice sheets in Northern Russia // Boreas. 1999. Vol. 28, N 1.

43. Mangerud J., Astakhov V., Svendsen J.-I. The extent of the Barents-Kara Ice Sheet during the Last Glacial Maximum // Quatern. Sci. Rev. 2002, Vol. 21, N 1-3.

44. Mangerud J., Jakobsson M., Alexanderson H. et al. Ice-dammed lakes and rerouting of the drainage of northern Eurasia during the Last Glaciation // Quatern. Sci. Rev. 2004. Vol. 23, N 11-13.

45. Mangerud J., Dolvik Т., Matiouchkov A., Gosse J. The last glacial maximum in the Polar Urals. Quaternary glaciations - a global perspective // Abstracts of Seminar in Honor of Jan Mangerud. Bergen, 2004.

46. Moller P., Bolshiyanov D.Y., Bergsten H. Weichselian geology and paleoenvironmental history of the central Taymyr Peninsula, Siberia, indicating no glaciation during the last glacial maximum // Boreas. 1999. Vol. 28, N 1.

47. Pavlov P., Svendsen J.I., Indrelid S. Human presence in the European Arctic nearly 40 000 years ago // Nature. 2001. Vol. 413.

48. Polyak L, Edwards M.H., Coakley B.J., Jakobsson M. Ice shelves in the Pleistocene Arctic Ocean inferred from glaciogenic deep-sea bedforms // Nature. 2001. Vol. 410.

49. Raab A., Melles M., Berger G.W. et al. Non-glacial paleoenvironments and the extent of Weichselian ice sheets on Severnaya Zemiya, Russian High Arctic // Quatern. Sci. Rev. 2003. Vol. 22.

50. Schirrmeister L., Siegert C., Kuznetsova T. et al. Paleoenvironmental and paleoclimatic records from permafrost deposits in the Arctic region of Northern Siberia // Quatern. International. 2002. Vol. 89.

51. Sher A.V., Kuzmina S.A., Kuznetsova T.V., Sulerzhitsky L.D. New insights into the Weichselian environment and climate of the East Siberian Arctic derived from fossil insects, plants and mammals // Quatern. Sci. Rev. 2005. Vol. 24, N 5-6.

52. Solheim A., Faleide J.I., Andersen E.S. et al. Late Cenozoic seismic stratigraphy and glacial geological development of the East Greenland and Svalbard-Barents Sea continental margins // Quatem. Sci. Rev. 1998. Vol. 17.

53. Spielhagen R.F, Baumann K.-H., Erlenkeuser H. et al, Arctic Ocean deep-sea record of northern Eurasian ice sheet history // Quatern. Sci. Rev. 2004. Vol. 23, N 11-13.

54. Svendsen J.I., Pavlov P. Mamontovaya Kuya: an enigmatic, nearly 40 000 years old Paleolithic site in the Russian Arctic // Trabalhos de Arqueologia. Lisboa, 2003. Vol. 33.

55. Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I. et al. Late Quaternary ice sheet history of Northern Eurasia // Quatern. Sci. Rev. 2004. Vol. 23, N 11-13.

56. Thiede J., Winkler A., Wolf-Welling T. et al. Late Cenozoic history of the Polar North Atlantic: results from ocean drilling // Quatern. Sci. Rev. 1998. Vol. 17.

57. Tveranger J., Astakhov V., Mangerud J. The margin of the last Barents-Kara Ice Sheet at Markhida, Northern Russia // Quatern. Res. 1995. Vol. 44.

58. Velichko A.A., Kononov Yu.M., Faustova M.A. The last glaciation of Earth: size and volume of ice sheets // Quatern. international. 1997. Vol. 41/42.

59. Vogt P.R., Crane К., Sundvor E. Deep Pleistocene iceberg ploughmarks on the Yermak Plateau: sidescan and 3,5 kHz evidence for thick calving ice fronts and a possible marine ice sheet in the Arctic Ocean // Geology. 1994. Vol. 22, N 5.

60. Zubakov V.A., Borzenkova I.I. Global palaeoclimate of the Late Cenozoic. Amsterdam, 1990.

Ссылка на статью:

Астахов В.И. К позднекайнозойской истории запада Евразийской Арктики // Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2007. Вып. 1. С. 3-20.