Материалом для написания настоящей статьи послужили наблюдения над мерзлотным строением рыхлых плейстоценовых отложений, развитых в районе нижнего течения р. Енисея на участке от г. Дудинки до пос. Караул и слагающих рельеф возвышенных территорий за пределами речных долин. Рассматриваемый район характеризуется развитием вдоль правого берега р. Енисея холмисто-грядового рельефа, абсолютные высоты которого колеблются от 80 до 100-150. В береговых уступах р. Енисея хорошо прослеживается строение отложений, слагающих данный рельеф.

В основании обнажений не повсеместно, но довольно часто, залегает горизонт мессовских, по В. Н. Саксу (1951), песков желтовато- или белесовато-серого цвета, преимущественно мелкозернистого состава, горизонтально-, реже - косослоистых. Видимая мощность песков в обнажениях 5- 7 м . Пески содержат линзы и линзовидные прослои слоистого, намывного торфа, в них встречаются обломки древесины и древесная кора березы, лиственницы, ивы. Вместе с тем, по данным В.Я. Слободина (Загорская, Яшина и др., 1965), мессовскне пески содержат редкие остатки микрофауны фораминифер. Совместное нахождение в песках остатков наземной флоры и морской фауны говорит об их формировании в прибрежных, мелководных, сильноопресненных, возможно дельтовых, участках моря.

Вверх по разрезу пески переходят в темно-серые, санчуговские. по В. Н. Саксу (1951), глины, алевриты и суглинки с редкой галькой, гравием и мелкими валунами. В глинах и суглинках встречаются остатки холодноводной фауны морских моллюсков, обнаруживаются довольно богатые в видовом и количественном отношении комплексы микрофауны фораминифер, отвечающие условиям неглубокого, шельфового, полярного моря с низкой температурой придонной воды. Мощность глин, суглинков и алевритов в обнажениях составляет 40—60 м. В разрезах чередуются более сортированные лишенные включений грубообломочного материала глинистые и алевритовые разности пород с менее сортированными суглинистыми разностями, обогащенными грубообломочным материалом.

Санчуговские отложения преимущественно глинистого состава вверх по разрезу сменяются выдержанным на площади горизонтом песков. Контакт между ними в отдельных случаях постепенный, в других - четкий и резкий.

В пределах наиболее возвышенных территорий, имеющих абсолютную высоту более 100 м , пески характеризуются значительной мощностью (до 40 м ), относительно хорошей сортированностью и промытостью, состав их преимущественно среднезернистый, часто встречаются прослои гравелистых песков и галечников. Слоистость в основном горизонтально- и косоволнистая. Пески и гравийно-галечные прослои содержат обломки древесины и остатки морских раковин чаще всего в виде обломков. Состав фауны имеет относительно тепловодный характер, что послужило В. Н. Саксу (1951) основанием для отнесения вмещающих ее песков к отложениям тепловодной казанцевской трансгрессии. В песках обнаруживается также бедный в видовом и количественном отношении комплекс фораминифер.

Вверх по разрезу пески с морской фауной в пределах возвышенных водоразделов сменяются характерным литологическим комплексом пород, состоящим из переслаивания валунных суглинков, песков, песчаногалечных и валунно-галечных отложений общей мощностью 10—25 м. Эти отложения слагают самую верхнюю, приповерхностную часть разреза плейстоценовых отложений в пределах возвышенных водоразделов и рассматриваются обычно как континентальные ледниковые и водно-ледниковые накопления зырянского оледенения. Однако микрофаунистический анализ данных отложений показал в них присутствие фораминифер, образующих экологически однородные, закономерные и устойчивые комплексы (см. статью Данилова, Недешевой в настоящем сборнике), что свидетельствует о накоплении вмещающих отложений а условиях шельфового полярного моря. Крупнообломочный материал в донные осадки поставлялся припайными морскими и речными льдами, а возможно и айсбергами, которые продуцировались ледниками, существовавшими в окружающих морской бассейн горах.

В пределах относительно пониженных водораздельных территорий, имеющих абсолютные высоты до 80 м . санчуговские глины и суглинки вверх по разрезу так же, как и в пределах возвышенных водоразделов, переходят в пески. Последние отличаются незначительной мощностью (до 10-15 м) и тонкозернистым составом. Для песков характерна пылеватость (по механическому составу - это часто супеси), горизонтальная и горизонтально-волнистая слоистость. В отдельных случаях они содержат тонкие, частые прослои и линзы намывного, волокнистого торфа. Остатки макро- и микро- фауны в песках отсутствуют. Вероятно, накопление песков происходило на последних стадиях регрессии морского бассейна в мелководных, сильно опресненных заливах и лагунах.

Пески перекрыты слоем темно-серых валунных суглинков мощностью до 8- 10 м , постепенно переходящих в подстилающие их пески. Исследование единичных, выборочных образцов на микрофауну показало отсутствие в суглинках фораминифер. Накопление суглинков, по-видимому, связано с колебаниями уровня морского бассейна в ходе регрессии и непродолжительным по времени увеличением его глубины.

Все горизонты описанных выше отложений находятся в настоящее время в мерзлом состоянии. Мерзлотное строение отложений, формировавшихся в различных фациальных условиях, имеющих в данный момент различные геоморфологические условия залегания, также различно.

В пределах возвышенных водоразделов, где казанцевский горизонт представлен среднезернистыми, хорошо промытыми песками большой мощности, отложения в целом отличаются малой льдистостью. Для верхних водораздельных валунных суглинков, а также глин, суглинков и алевритов санчуговского горизонта характерна тонкая сетчатая мерзлотная текстура. В ряде случаев выделения льда, видимые глазом отсутствуют вообще. Пескам казанцевского и мессовского горизонтов свойственна еще меньшая льдистость. Лед цементирует песок, составляя не более 5-10% объема породы.

По всей вероятности, в пределах возвышенных водоразделов как относительно глубоководные, шельфовые, так и прибрежно-морские отложения промерзали эпигенетическим путем. К моменту выхода из-под уровня моря и началу промерзания морские осадки были в достаточной степени уплотнены и обезвожены. Следствием этого явилась слабая в целом льдистость морских отложений возвышенных водоразделов.

Более сложное мерзлотное строение имеют фациальные разновидности морских плейстоценовых отложений в пределах относительно пониженных водоразделов. Наиболее типичным и показательным в этом отношении является разрез правого берега р. Енисея, расположенный ниже по течению пос. Усть-Порт, в районе «Селякина мыса» (рис. 1). Крутой береговой уступ имеет здесь высоту 40 м над урезом воды.

В верхней части обнажения вскрывается слой бурой, пылеватой супеси мощностью 2 м , находящейся в талом состоянии. Ниже залегает суглинок темно-серый, средний, песчанистый, оскольчато-комковатый, содержащий включения гальки, гравия и редкие валуны размером 0,2- 0,3 м в поперечнике. Мощность слоя 8,0 м . В суглинке наблюдается характерная крупносетчатая льдистая текстура (рис. 2). Горизонтальные шлиры льда имеют неправильный, ломаный, иногда волнистый характер. Мощность шлиров 3- 5 см , расстояние между ними 20-50, реже 70 см . Вертикальные прожилки более тонкие, форма их часто клиновидная, толщина 0,5- 2,0 см , несколько больше вверху и несколько меньше в нижней части прожилки. Они нигде не пересекают горизонтальные шлиры льда. Лед в горизонтальных и вертикальных прожилках чистый, прозрачный, плотный, иногда содержит большое количество пузырьков газа.

Ниже по разрезу (см. рис. 1) суглинок постепенно, но на коротком расстоянии переходит в песок темно-серый, мелкозернистый, пылеватый, с прослоями сизоватого суглинка мощностью 10- 20 см . Слоистость песка горизонтальная, местами волнистая. В песке отмечаются тонкие прослои и мелкие линзочки намывного, волокнистого, слаборазложившегося торфа, а также линзы гравийно-галечного материала, в которых присутствуют многочисленные обломки морских раковин. Мерзлотная текстура песка слоистая и строго соответствует первичной, седиментационной текстуре. Количество ледяных прослоев не превышает 20-30% от общего объема породы. На контакте песка и нижележащей супеси иногда залегает пласт льда мощностью до 1.5 м . Лед пласта плотный белесовато-серый сильно загрязненный минеральными частицами, пузырчатый. Общая мощность слоя песка 4,5 м .

Песок подстилается супесью темно-серой, пылеватой с тонкими прослоями мелкодробленого растительного детрита а также с прослоями, гнездами и линзами слабоуплотненного волокнистого торфа. Слоистость супеси горизонтальная, иногда волнистая или линзовидная. Мерзлотная текстура слоистая и полностью соответствует первично-седиментационной слоистости. Льдонасыщенность супеси очень велика и достигает 70-80% от общего объема породы. Мощность ледяных прослоев колеблется от 0,2-0,5 до 2,0 см , реже достигает 5 см . Лед в прослоях чистый, прозрачный, плотный, иногда пузырчатый. На контакте с нижележащим суглинком местами залегает горизонтальный прослой льда мощностью 0,4- 0,8 м . Лед в этом прослое плотный, пузырчатый, сильно загрязненный минеральными частицами. Общая мощность слоя супеси колеблется вдоль обнажения от 4 до 5 м .

Вниз по разрезу супесь очень постепенно переходит в суглинок темно-серый, средний, песчанистый, оскольчато-щебнистой структуры, с включениями гальки, гравия и редкими мелкими валунами. В суглинке отмечаются обломки раковин морских моллюсков. Микрофаунистический анализ суглинков, произведенный Г.Н. Недешевой, показал в них наличие единичных раковин фораминифер, содержание которых не превышает 4-7 экземпляров на 100 г породы. Среди определенных видов фораминифер Elphidium subclavalum Gudina, Cribrononion obscurus Gudina, Nonionellina labradorica (Dawson), Cassidulina teretis Tappan. Cassilamellina subacuta Gudina.

В верхней части слоя суглинка прослеживаются горизонтальные прослои вышележащей супеси с гнездами волокнистого торфа, что еще раз подчеркивает постепенность перехода между супесью и валунным суглинком. Мощность последнего 10,5 м . Для суглинка характерна слабовыраженная неполносетчатая мерзлотная текстура (рис. 3). Горизонтальные шлиры льда имеют толщину 0,5- 1,5 см , расстояние между ними 0,3- 0,5 м . От горизонтальных шлиров вниз отходят тонкие, ломаные ледяные прожилки, обычно не достигающие нижележащего горизонтального прослоя льда. Вниз по разрезу расстояние между горизонтальными шлирами льда увеличивается, льдистость пород уменьшается.

Суглинок с галькой и валунами постепенно переходит в алеврит темно-серый, горизонтально-слоистый за счет более темных, более глинистых и более светлых — более песчанистых прослоев. Включения грубообломочного материала в алеврите отсутствуют, так же как и раковины фораминифер. Встречаются глинисто-карбонатные конкреции характерной лепешкообразной формы. Видимая в обнажении мощность слоя алеврита 10 м . Мерзлотная текстура алеврита - массивная. Мелкие, невидимые глазом кристаллы льда цементируют породу. Общая льдистость невелика и не превышает 5-10%. В отдельных случаях прослеживаются тонкие (2- 3 мм ), слабо-, реже крутонаклонные прослойки сахаровидного, зернистого льда.

Таково строение вертикального разреза отложений, слагающих правый берег р. Енисея в районе «Селякина мыса», и их мерзлотная текстура.

Изучение отложений вдоль уступа обнажения показало, что в слое льдонасыщенной супеси с гнездами, прослоями торфа и тонкими прослоями растительного детрита прослеживается закономерная сеть ледяных жил различной генерации (рис. 4). Жилы имеют длину от 2 до 4- 5 м и ширину. В верхней части от 0,3-0,5 до 1,2 м . Ледяные жилы расположены на расстоянии от 30-50 до 75- 100 м друг от друга. Верхняя граница ледяных жил обычно строго соответствует контакту сильно льдонасыщенной супеси и перекрывающего ее, значительно менее льдистого песка. В одном случае наблюдался тонкий, клиновидный, обращенный острием вверх отросток крупной жилы, который проникает в вышележащий песок. Иногда ледяные жилы отходят вниз от пластовых тел льда мощностью до 1,5 м , залегающих на контакте супесей и перекрывающих их песков. Более мелкие ледяные жилы оканчиваются непосредственно в слое супеси, более крупные пронизывают весь слой, достигая относительно мощных прослоев льда на контакте супесей и нижележащих суглинков.

Лед в жилах плотный, часто содержит многочисленные пузырьки газа, мутный за счет заметной примеси минеральных частиц. Во льду жил прослеживается вертикальная полосчатость, обусловленная полосами минеральных включении.

Форма ледяных жил довольно разнообразная. Мелкие жилы, отходящие от мощных горизонтальных прослоев льда, имеют четкую клиновидную форму. Контакт жилы и вмещающей породы резкий, ровный. Отмечаются также и крупные жилы четкой клиновидной формы, имеющие ровные и резкие контакты с вмещающими отложениями. Отдельные жилы характеризуются двухъярусным строением и состоят из основного тела жилы и расположенных ниже тонких отростков льда (рис. 5). Нижние отростки могут залегать как непосредственно под телом основной жилы, так и несколько в стороне от него. Но и в том, и в другом случае жилы и отростки связаны между собой. В слое льдонасыщенной супеси наблюдалась также многоярусная ледяная жила.

Эта жила имеет неправильную форму и неровный, зубчатый контакт с вмещающей супесью. От жилы в разные стороны отходят вытянутые в горизонтальном направлении клиновидные внедрения, постепенно переходящие в ледяные шлиры вмещающих пород. В верхней своей части многоярусная жила неправильной формы полого загибается и постепенно сливается с горизонтальным прослоем льда, расположенным на контакте супеси и вышележащего песка. Основание жилы упирается в горизонтальный пласт льда, расположенный на контакте супеси и подстилающих ее валунных суглинков. Ни в одном случае не наблюдалось, чтобы ледяные жилы проникали ниже слоя льдонасыщенной супеси в значительно менее льдистые, слабосортированные суглинки с включениями грубообломочного материала.

Горизонтальные и горизонтально-волнистые слои супеси и расположенные между ними шлиры льда близ контакта с ледяными жилами поднимаются вверх. В одних случаях слои супеси загибаются вверх резко и круто, в других — подъем едва заметен. Обычно близ верхней части жилы горизонтальные слон вмещающей супеси поднимаются вверх более резко и отчетливо, в нижней части подъем менее заметен, а близ окончания жил горизонтальные слои часто непосредственно подходят к ним, не испытывая деформаций.

Удается проследить следующую закономерность. Чем более правильные очертания имеет ледяная жила и чем более резко выражена ее граница раздела с вмещающей породой, тем более круто поднимаются вверх близ контакта с жилой горизонтальные слои супеси. И, напротив, в случае, если жила имеет неправильные очертания и многоярусное строение, если ее контакт с вмещающей породой носит сложный характер, горизонтальные слои супеси или вплотную подходят к жиле, или испытывают слабые деформации. И еще одна важная закономерность. Во льду жил правильной формы, имеющих четкие контакты с вмещающей породой, вертикальная полосчатость хорошо выражена; в многоярусных жилах с зубчатыми контактами наблюдается не повсеместно и с трудом. Приведенная характеристика ледяных жил в слое сильно льдонасыщенной, оторфованной супеси позволяет предполагать, что способы образования морфологически различных типов жил были различны. Характер контакта многоярусных жил неправильной формы с вмещающими породами свидетельствует об их одновременном, т.е. сингенетичном формировании. Лед жилы горизонтально ориентированными клинышками или зубцами внедряется во вмещающую породу, переходя в лед горизонтальных шлиров. Наконец, в верхней части жила непосредственно сливается с горизонтальным пластом льда. По-видимому, в данном случае имел место одновременный процесс накопления вмещающих отложений и рост ледяной жилы в основном за счет фронтального прироста льда по способу, предложенному А.И. Поповым (1965). Последнее предположение подтверждается также отсутствием или слабой выраженностью вертикальной полосчатости во льду жилы. Нет, вероятно, надобности останавливаться на доказательстве сингенетичного характера слоистой мерзлотной текстуры самих вмещающих супесей.

Образование крупных (4- 5 м ) жил, имеющих двухъярусное строение, происходило, по-видимому, в два этапа. Нижние тонкие отростки льда образовались, вероятно, эпигенетическим путем, в то время как основное тело вышележащей жилы формировалось одновременно с вмещающими отложениями. Трудно представить себе возможность образования основного, достаточно мощного (до 0,8 м в поперечнике) тела ледяной жилы эпигенетическим путем, поскольку переход льдонасыщенной супеси в вышележащий песок имеет постепенный характер, следы перерыва в осадконакоплении отсутствуют. Прямоугольная форма основного тела жилы и широкое горизонтальное основание ставят под сомнение возможность ее образования за счет элементарных вертикальных жилок и заставляют признать наиболее вероятным фронтальный рост жилы.

Крупные жилы клиновидной формы формировались, вероятно, также сингенетично вмещающим отложениям. Образование их не прекратилось после завершения накопления слоя супесей и продолжалось некоторое время в период отложения вышележащего песка, что еще раз подчеркивает постепенность перехода супеси в песок. Высокая скорость накопления песка и другие факторы явились причиной резкого сокращения ширины жилы и ее быстрого выклинивания вверх по разрезу. Четкие контакты жилы с вмещающими породами не позволяют сказать ничего определенного о возможности ее фронтального роста. В то же время достаточно ясная вертикальная полосчатость льда жилы свидетельствует об участии в процессе ее формирования элементарных вертикальных жилок льда. Об этом же говорит резкое сокращение ширины жилы при переходе от супеси к перекрывающему ее песку и клиновидная форма верхнего контакта жилы и вмещающих пород.

Мелкие жилы четкой клиновидной формы, отходящие от пластовых тел льда на границе супеси и песка, имеют резкие контакты с вмещающими породами и могли образоваться на заключительной стадии накопления слоя супесей эпигенетическим путем.

B период накопления слоя песков, перекрывающих супеси, рост ледяных жил прекращается, что связано с повышенной скоростью седиментации песков и их сравнительно малой льдистостью. Формируется слоистая мерзлотная текстура.

Крупносетчатая мерзлотная текстура верхних валунных суглинков имеет, по всей вероятности, эпигенетический характер, как и мерзлотная текстура суглинков и алевритов, подстилающих супеси. Изложенный выше материал по мерзлотному строению водораздельных плейстоценовых отложений района нижнего течения р. Енисея позволяет сделать следующие палеогеографические выводы о ходе осадконакопления и характере формирования мерзлых пород для рассматриваемого отрезка геологической истории территории.

Накопление глин, суглинков и алевритов, слагающих нижнюю половину видимого в естественных обнажениях разреза плейстоценовых отложений, происходило в условиях относительно глубоководного, шельфового, полярного бассейна. Этот бассейн отличался повышенной ледовитостью, следствием чего явилось поступление в донные осадки значительного количества включений грубообломочного материала. Придонные воды бассейна имели низкую температуру. Однако относительно большая глубина бассейна и удаленность его берегов препятствовали промерзанию осадков и формированию под дном бассейна мерзлой зоны.

В период последующего обмеления бассейна и накопления толщи прибрежно-морских песков в пределах возвышенных водоразделов промерзания донных осадков также не происходит. По всей вероятности, оно не имело места и в последующий период накопления приповерхностного комплекса валунных суглинков, галечников, песков и валунно-галечных отложений.

Иными словами, накопление всех фациальных типов плейстоценовых отложений в пределах территории возвышенных водоразделов не сопровождалось их промерзанием. Последнее началось после выхода донных осадков из-под уровня моря и носило эпигенетический характер. Осадки к этому моменту были в достаточной степени уплотнены и обезвожены, поэтому в настоящее время мерзлые породы характеризуются малой льдистостью, тонкосетчатой или массивной мерзлотными текстурами.

В ходе общей регрессии моря имели место возвратные подъемы уровня бассейна, с которыми связано формирование рельефа и отложений пониженных водораздельных пространств.

Накопление глин, суглинков и алевритов, слагающих нижнюю часть разреза этих уровней рельефа, происходило так же, как и в пределах наиболее возвышенных водоразделов, в относительно глубоком морском бассейне. Формирование донных осадков не сопровождалось их промерзанием. Вышележащие супеси с прослоями и линзочками волокнистого торфа накапливались в условиях резкого обмеления бассейна. По своему характеру — это типичные отложения низменных, периодически затапливаемых побережий. Возможно, что самая нижняя часть слоя супеси, вблизи контакта с подстилающими суглинками, накапливалась в талом состоянии и промерзала эпигенетически. По мере дальнейшего отступания моря осадки в пределах прибрежных периодически осушающихся, очень мелководных частей бассейна начинают промерзать. Происходит формирование сингенетических мерзлотных текстур. Промерзание охватывает и более глубокие горизонты отложений и, в частности, нижние, относительно глубоководные валунные суглинки и слоистые алевриты, которые к этому моменту были в значительной степени подвержены воздействию раннедиагенетических процессов обезвоживания и уплотнения. Вследствие этого возникшие в них мерзлотные текстуры отличаются малой льдистостью.

Одновременно с начавшимся промерзанием торфянисто-супесчаных отложений в них происходит образование морозобойных трещин, в которых формируются ледяные жилы. Начальные этапы их развития, вероятно, имеют эпигенетический характер, затем по мере накопления осадков и одновременного их промерзания начинается сингенетический рост ледяных жил. Морозобойное растрескивание отложений и формирование полигональной решетки ледяных жил происходило, по всей вероятности, на разных этапах накопления торфянисто-супесчаных отложений. Образовывались полигоны различной генерации. Поэтому ледяные жилы имеют различную форму и размеры. Следствием этого является также тот факт, что жилы имеют различную ярусность. Образование морозобойных трещин и связанных с ними ледяных жил продолжалось вплоть до самых последних этапов накопления торфянисто-супесчаных осадков.

Если связывать накопление характеризуемых торфянисто-супесчаных отложений и вышележащих песков с эпохой казанцевской трансгрессии (Троицкий, 1966), то следует признать, что климатические условия того периода отличались значительной суровостью и континентальностью. В противном случае невозможно представить образование сингенетичных вмещающим отложениям мерзлотных текстур и ледяных жил.

Образование пластовых тел льда на контакте торфянисто-супесчаных отложений и подстилающих их валунных суглинков связано, вероятно, с тем обстоятельством, что уже в ходе самого процесса осадконакопления относительно глубоководные, медленно накапливающиеся суглинистые осадки были в достаточной степени уплотнены, обезвожены и к моменту начавшегося промерзания представляли собой в известной степени водоупор.

Смена накопления сильно льдонасыщенных торфянисто-супесчаных отложений значительно менее льдистыми песками с линзочками и прослоями торфа знаменует собой прекращение роста ледяных жил, хотя слоистые, вероятнее всего, сингенетические мерзлотные текстуры продолжают формироваться. Накопление песков, которые наряду с прослоями и линзочками торфа содержат линзы н прослои гравийно-галечного материала с остатками морских раковин, связано с начавшимся постепенным, небольшим по масштабам и времени наступлением моря. При этом воды морского бассейна покрывали лишь пространства низких водоразделов, в то время как территории возвышенных водоразделов не были ими покрыты. Продолжающийся подъем уровня бассейна привел к постепенной смене песчаных, мелководных отложений более глубоководными - суглинистыми. Накопление последних не сопровождалось их одновременным промерзанием. Бассейн отличался низкой, близкой к нулю температурой придонной воды. Холодноводность моря явилась причиной того, что на некоторой глубине от поверхности дна могли сохраняться и сохранялись ранее промерзшие отложения. Этому способствовало также постепенное накопление постоянно увеличивающихся в мощности донных осадков, предохранявших мерзлые породы от отепляющего воздействия морских вод. Следует отметить, что обширные пространства возвышенных водоразделов, не покрытые водами моря, продолжали активно выхолаживаться и постоянно пополняли запасы холода мерзлых отложений, находившихся над дном морского бассейна.

После окончательной регрессии моря начинается эпигенетическое промерзание верхних валунных суглинков. Формируется их мерзлотная крупносетчатая текстура. Обводненность верхних суглинков в момент промерзания была выше, чем суглинков и алевритов, подстилающих торфянисто-супесчаные отложения. Поэтому в них по всему разрезу образуются крупные, хорошо выраженные шлиры льда, а общая их льдистость намного выше льдистости нижних валунных суглинков и слоистых алевритов.

ЛИТЕРАТУРА

Загорская Н.Г., Яшина 3.И., Слободин В.Я. и др. Морские неоген (?)-четвертичные отложения нижнего течения реки Енисея. «Тр. НИИГА», 1965. т. 144.

Попов А.И. Подземный лед. Сб. «Подземный лед». Вып. 1. Изд-во МГУ. 1965.

Сакс В.Н. Четвертичные отложения северной часта Западно-Сибирской низменности и Таймырском депрессии. «Тр. НИИГА», 1951, т. 14.

Троицкий С.Л. Четвертичные отложения и рельеф равнинных побережий Енисейского залива и прилегающей части гор Бырранга. М.. «Наука». 1966.

Ссылка на статью: 

Данилов И.Д. Мерзлотно-фациальное строение водораздельных плейстоценовых отложений нижнего течения р. Енисея. Проблемы криолитологии. Вып. 1. Изд-во Московского университета. 1969, с. 93-105.