Хотя ледники Земли Франца-Иосифа (рис. 1) привлекали и привлекают пристальное внимание сначала иностранных, а затем отечественных ученых на протяжении всех 90 лет, прошедших со дня открытия архипелага [Визе, 1928; Павлов, 1921; Самойлович, 1933; Спижарский, 1936; 1936а; Fiala, 1907; Koettlitz, 1898; Nansen, 1897; Payer, 1876], до сих пор отсутствует специальное исследование, посвященное оценке той роли, которую играет коренной рельеф ложа и его геологическая структура в морфологии и динамике оледенения этой страны.

Настоящая статья, которая должна в какой-то мере заполнить указанный пробел, составлена, главным образом, на основе исследований, проводившихся небольшим коллективом Института геологии Арктики (В.Д. Дибнер, В.К. Разин, Л.П. Пирожников, Л.С. Говоруха) под руководством автора в 1953 и 1956-1957 гг. по изучению геологического строения коренных пород, геоморфологии, четвертичных отложений, донных отложений проливов и морфологии ледников [Дибнер, 1957; 1958; 1959; Дибнер и др., 1959; Дибнер и Седова, 1959; Дибнер и Шульгина, 1960].

Готовя этот материал к печати, автор учел, что в 1957-1959 гг. на Земле Франца-Иосифа велись специальные гляциологические исследования, проводившиеся по программе МГГ экспедицией Института географии АН СССР [Авсюк, 1955; Гросвальд и Кренке, 1961], а в 1960-1962 гг. работал географическо-гляциологический отряд Арктического и Антарктического института [Говоруха и Симонов, 1961]. Поэтому в рамках настоящей статьи мы рассматриваем только те гляциологические проблемы, решение которых возможно путем общего анализа рельефа ледников и его взаимосвязи с подстилающим, коренным рельефом и через него - с геологической структурой.

Ниже мы надеемся показать, что такой путь исследования ледников полярных островов имеет свои преимущества и свои права на существование наряду с чисто гляциологической методикой.

I. Коренной рельеф

Мелкозатопленный цоколь архипелага на западе и востоке ограничен желобами Франц-Виктория и Святой Анны, которые в геологическом отношении представляют собой грабены. Южная периферия цоколя Земли Франца-Иосифа окаймляется почти сливающимися между собой узкими желобами, которые замыкают кольцевое понижение вокруг архипелага.

Коренной рельеф островов и, насколько нам это уже известно, дна проливов сложен полого залегающими осадочными, преимущественно рыхлыми или непрочно сцементированными отложениями и изверженными породами, в основном мезозойского возраста. В рельефе архипелага отчетливо выделяются два морфоструктурных яруса. Нижний представлен главным образом песчанистыми, глинистыми и известковистыми осадками верхнего триаса - юры. На глубоко размытой поверхности этих отложений залегает осадочно-эффузивная (базальтовая) толща нижнемелового возраста, слагающая верхний морфоструктурный ярус, в состав которого на о-ве Гофмана входят также более молодые осадки сеномана и неогена. Осадочные отложения мезозоя и базальтовые покровы пронизаны дайками и силлами долеритов и габбро-долеритов, которые благодаря селективной денудации образуют четкие ступени и гребни, выраженные особенно ярко в пределах нижнего морфоструктурного яруса [Дибнер, 1957; 1958; Дибнер и др., 1959; Дибнер и Седова, 1959; Дибнер и Шульгина, 1960]. Наиболее глубоко размыта юго-восточная часть мегаструктуры архипелага, где в связи с этим почти не сохранился верхний морфоструктурный ярус. Напротив, в ее приосевой части, особенно интенсивно разбитой сбросами, представлены, как правило, оба морфоструктурных яруса, а на крайнем северо-западе Земли Франца-Иосифа выше уровня моря подымается только верхний (базальтовый) ярус.

Современное оледенение архипелага, занимающее 85% площади островов, несмотря на свою экстенсивность, почти не мешает зримо ощущать основные черты коренного рельефа и таким путем даже догадываться о главнейших чертах геологического строения закрытых льдом участков местности.

Острова Земли Франца-Иосифа - это в основном плато высотой от 50-100 до 500-600 м. Они более или менее расчленены многочисленными цирками и короткими, но глубоко врезанными трогами, ныне полупогребенными покровными льдами, а местами затопленными морем и превращенными в небольшие фьорды (южные заливы Земли Георга, залив Де-Лонга на о-ве Джексона). Вершинные поверхности отдельных мысов, останцовых плато и целых островов бронированы базальтовыми покровами или пластовыми интрузиями долеритов, реже пластами прочно сцементированных песчаников или конгломератов. Ниже наблюдаются откосы (крутизной до 40°), образованные рыхлыми осадочными породами, которые зачастую скрыты под осыпями базальтов и долеритов (рис. 2). Мысы и нунатаки, у которых бронирующий пласт разрушен, имеют куполовидную или конусовидную форму. Наконец, многие нунатаки и мысы представлены отпрепарированными в рельефе долеритовыми дайками, гребни которых образуют, совместно с залегающими выше покровами, весьма жесткий каркас, обусловливающий наличие наиболее выдающихся в море крупных по площади мысов - Тегетгофф, Седова и др.

Гребнеобразные выступы даек также, отчетливо прослеживаются по образующимся в морском льду узким прямолинейным щелеобразным полыньям, что обусловлено резким уменьшением живого сечения водной толщи, а также, как считает гидролог Д.Д. Латкин, подъемом атлантических вод над выступами подводного рельефа. Дайки нередко «просвечивают» и сквозь не очень мощный ледниковый покров, в рельефе которого также сказываются выступы пластовых интрузий.

Интересной особенностью рельефа ряда крупных островов Земли Франца-Иосифа является чаше- или лоткообразная форма их плато (о. Альджер и др.). Иные острова или отдельные их мысы имеют, напротив, полого куполовидный рельеф (о-ва Греэм-Белл, Ля-Ронсиер и др.). Эти и, что особенно важно, прямые геологические наблюдения (в особенности на о-ве Хейса) показывают, что поверхность островов архипелага послушно следует за пологими изгибами слагающих его слоев и отражает не только разрывную, но и пликативную неотектонику. В связи с этим отдельные острова представляют собой как бы фрагменты брахисинклинальных и брахиантиклинальных складок и куполов, разбитых сбросами. В целом мы имеем мозаику блоков с относительными перемещениями до 1000 м и более, среди которых горстами (обычно ступенчатыми) являются острова с их подводными отмелями до изобаты 200 м, а грабенами - глубокие части проливов с глубинами до 600 м и более.

Главнейшей особенностью подводно-надводного рельефа архипелага в целом является то, что он подчинен линиям северо-западного, северо-восточного и отчасти меридионального направлений. Наиболее отчетливо проявляется северо-западная ориентировка, которой подчинены простирания главнейших проливов, разделяющих северные острова Центральной группы, а также склоны подводных ложбин и возвышенностей. Меридионально и отчасти широтно ориентированные возвышенности и ложбины надводного и подводного рельефа наиболее отчетливо выражены в восточной части архипелага, прилегающей к меридиональному желобу Святой Анны.

На современных батиметрических картах легко узнаются затопленные, иногда синклинально или антиклинально изогнутые плато с обрывистыми частями склонов, троговые долины, куполообразные поднятия, гребни отдельных даек и иные формы рельефа, достоверно указывающие, что рельеф морского дна и скальной поверхности островов развивается под воздействием одних и тех же агентов и должен поэтому рассматриваться как неразрывное целое. Современная разрывная и пликативная тектоника отражается в подводном рельефе еще более наглядно, чем в надводном, так как проявления ее здесь не вуалируются процессами субаэральной денудации, как это имеет место выше уровня моря.

Самые крупные участки свободной от льда низменной суши площадью до нескольких сотен квадратных километров располагаются на западной и восточной перифериях архипелага (о-ва Земля Александры, п-ов Армитидж на Земле Георга, Греэм-Белл). В то же время к центральным частям архипелага приурочены многочисленные сравнительно небольшие, но более высокие острова и разделяющие их глубокие проливы. В связи с последним осредненные (суша - море) высоты архипелага в его центральной части, включая и проливы Британский и Австрийский, как бы меньше, чем на периферии. В тех же центральных частях архипелага наблюдается и наибольший процент оледенения, отсутствующего только на многочисленных, но очень незначительных по площади мысах и нунатаках. Таким образом, вырисовывается чашеобразная изогнутость мегарельефа Земли Франца-Иосифа, образующего огромную брахисинклиналь северо-восточного простирания. Это, вероятно, связано с большими скоростями сравнительно недавнего подъема из-под уровня океана периферических участков архипелага в виде невысокой суши, на которой в условиях современного климата новообразование ледников происходить уже не может (см. ниже).

II. Ледяной рельеф

На большинстве островов архипелага оледенение относится к полупокровному типу и является в связи с этим двухъярусным. Это наиболее характерно для приосевой части мегаструктуры архипелага, где обычно представлены оба морфоструктурных яруса, в то время как на крайних восточных и западных островах преобладают ледники лишь верхнего яруса. Иначе говоря, эти особенности распространения современных ледников предопределены главнейшими чертами строения коренного ложа и поэтому для их объяснения нет нужды обращаться к условиям атмосферной циркуляции [Гросвальд и Кренке, 1961].

Наиболее простой формой ледников верхнего яруса являются ледяные купола, которые приурочены к центральным - нерасчлененным - частям плато и за их пределами обычно сменяются покровным льдом, морфология которого отражает рельеф ложа. Однако наряду с этим известны отдельные изолированные купола, среди которых можно в свою очередь выделить две разновидности. К первой относятся купола, располагающиеся среди низкой (не более 50-75 м над уровнем моря) платообразной суши, или купола высотой от 20 (!) до 100 м, почти полностью скрывающие небольшие острова. К последним относятся ледяные купола одного из о-вов Октябрята в прол. Неймайера, а также о-ва Аделаиды и других.

Существование ледяных куполов на таких низких островах кажется на первый взгляд необъяснимым, так как рядом с последними зачастую находятся такие же или значительно более высокие участки суши, вовсе лишенные островного льда (например, о. Елизаветы рядом с куполом о. Харли или о. Шенау рядом с куполом о. Литке). Это явление следует, как полагает автор, объяснять с позиций разработанной М.В. Троновым [1956] теории «инерции оледенения», в соответствии с которой следует различать два уровня в нижней части хионосферы. Применительно к Земле Франца-Иосифа это означает, что ледяные купола на очень низких островах являются, как мы на это указывали еще в 1955 г., реликтами обширного ледяного щита, возникшего при климатических условиях, более благоприятствовавших оледенению, чем современные. Последующее потепление климата привело к разрушению в основном только тех континентальных льдов, ложе которых залегало ниже уровня моря, что происходило под воздействием усилившейся абразии и деятельности теплых течений. В то же время, как показали новейшие исследования [Говоруха и Симонов, 1961; Гросвальд и Кренке, 1961], только в последние десятилетия низкие ледяные купола на островах «оторвались» от нижнего уровня хионосферы, соответствующего подстилающей ледяной поверхности.

Качественно совсем иной разновидностью изолированных куполов являются миниатюрные ледяные купола и их эмбрионы - «ледяные гребни». Последние имеют своеобразную форму, указывающую на их образование из многолетних скоплений снега, небольшие размеры (до 200-300 м) в поперечнике и сравнительно высокое гипсометрическое положение (около 300-350 м абсолютной высоты). Такие образования были впервые отмечены аэрофотогеодезистом Л.И. Перкисом на горе Рихтгофена (о. Альджер), мысе Копеланд (о. Мак-Клинтона), на одном из нунатаков о. Чамп и в некоторых других пунктах. По наблюдениям А.Н. Радыгина в 1953 г., ледяные гребни встречаются и на краях высоких плато, где они формируются из образующихся здесь в отдельных местах снежных козырьков. Описываемые леднички являются, видимо, малоустойчивыми образованиями; так, плоский ледничек с тремя лучеобразно расходящимися гребневидными выступами, который наблюдался автором на останцовом плато острова Белл в 1953 г., сильно деградировал летом 1956 г. (устное сообщение геодезиста Б.И. Кузнецова). Все это позволяет предполагать, что только на высоте 300-350 м и больших высотах в современных климатических условиях Земли Франца-Иосифа с ее ураганными переметающими снег ветрами могут и на плато возникать более или менее долговременные снежно-фирновые скопления. Иными словами, на высоте 300-350 м располагается верхний уровень нижней части хионосферы, на котором последняя может вступать в контакт не только с ледяной, но уже и со скальной поверхностью. Любопытно, что примерно на этих же высотах (300-330 м) в последние годы располагается снеговая линия на крупных ледяных куполах островов, которую на этих высотах наблюдали в 1954 г. А.Н. Радыгин, а в 1960 г. Л.С. Говоруха и И.М. Симонов. Выше располагаются области современной аккумуляции (верхние части куполов - выше 300-350 м над уровнем моря), а ниже - абляции (купола ниже 300 м абсолютной высоты).

Эмбриональные ледяные купола, фиксирующие верхний уровень нижней части хионосферы (который мы предлагаем называть «геохионобазисом») и реликтовые ледяные купола, фиксирующие ее самый низкий уровень («криохионобазис»), можно различать и на других арктических островах. А это в свою очередь дает нам новые критерии для суждения об условиях существования современного оледенения евразиатской Арктики [Дибнер, 1961] и о границах его более широкого распространения в недавнем геологическом прошлом, а также помогает понять общие законы эволюции высокоарктического оледенения на его прогрессивной и регрессивной фазах (рис. 3).

Еще одной разновидностью ледников верхнего яруса являются леднички, образующиеся за счет трансформации многолетних снегов, скапливающихся в неровностях рельефа плато некоторых островов (мыс Столбовой на о. Рудольфа, о. Уиндворта в прол. Британский канал и др.). Такие ледники автор называет «ледниками углублений».

За пределами платообразных участков ложа развиты ледники нижнего яруса. Сюда относятся прежде всего собственно покровные льды, поверхность которых отражает различные неровности ложа. При этом в глубоко расчленяющих склоны плато цирках и троговых долинах образуются сползающие в море ледяные потоки (рис. 4), слабовыраженные и малоактивные разновидности которых мы предлагаем называть площадями оседания (рис. 5).

Для поперечного профиля большинства ледяных потоков характерна такая же, как и у долинных ледников, выпуклая форма. Вдоль краев ледяных потоков между боковой мореной и льдом талые воды промывают глубокие рвы - маргинальные каналы, на отдельных участках которых образуются узкие озера и щелеобразные бухты. В условиях морской трансгрессии, развивающейся вслед за отступанием ледникового покрова, в устьях трогов море глубже всего проникает внутрь суши по бывшим маргинальным каналам, в связи с чем береговая линия и приобретает лопастные очертания, типичные для многих фьордов. К последним у нас относятся, например, заливы, глубоко вдающиеся в южную часть Земли Георга.

Мы предлагаем выделять еще особый тип «паразитических» ледяных потоков, прорывающихся к берегу моря на участках, обладающих сравнительно мало благоприятным для этого рельефом. В отличие от обычных ледяных потоков, сползающих по крупным депрессиям коренного рельефа, паразитические потоки используют отдельные углубления в бровках плато, осуществляя через них как бы отток «излишков» льда, с выносом которого основные ледяные потоки не справляются. Паразитические ледяные потоки из-за их малой мощности зачастую не спускаются в море, а образуют на низменных берегах аномально широкие лопасти, обрамленные дугами конечных морен (рис. 6).

На островах с сильно расчлененным коренным рельефом современное оледенение ближе всего подходит под категорию ледниковых комплексов шпицбергенского типа. Их специфической особенностью является преимущественная приуроченность отдельных свободных от льда участков к верхним обдуваемым частям склонов отдельных троговых долин и к прибровочным частям плато. Вершины нунатаков обычно несут самостоятельные эмбриональные или более крупные ледяные купола, зачастую соединяющиеся с основной массой островных льдов данного острова.

На Земле Франца-Иосифа можно выделить два подтипа полупокровного (шпицбергенского) оледенения. Первый характерен для островов с радиальным расчленением коренного рельефа, в периферической части которых благодаря этому образуются свободные от льда мысы и прибрежные нунатаки. Области питания в этих случаях располагаются в центре островов, где они представлены куполами, либо залегающими на возвышенных плато, либо приуроченными к центральным чашеобразно пониженным (относительно нунатаков) частям острова. Оледенение подобного облика наиболее отчетливо выражено на островах Гукера, Нансена, Альджер и др. На ряде северных островов Центральной группы, где коренной рельеф имеет глубокое ортогональное расчленение, связанное с северо-восточной и северо-западной системами разломов, мы наблюдаем другой, более характерный подтип полупокровного оледенения (рис. 7), близкий к сетчатому (о-ва Солсбери, Циглера и др.).

Наряду с ледяными покровами к числу ледников нижнего яруса на архипелаге относятся также самостоятельные - каровые, в том числе и висячие, ледники. Они образуются и существуют в определенных ороклиматических условиях - на свободных от покровного льда крутых склонах, обычно ниже криохионобазиса.

Каровые ледники имеют сравнительно скромные размеры (до 0.5-1 км²); они обычно приспосабливаются к склонам крупных нунатаков, останцовых плато и мысов и особенно многочисленны на островах Центральной группы. Часть каровых ледников (например, ледник кара Теплого на о. Гукера) оканчивается на суше, где они, подобно паразитическим ледяным потокам, окаймляются подковами конечных морен. Примером висячей разновидности каровых ледников служит небольшой ледничек, прилепившийся к очень крутосклонному водосбору оврага - Долины Молчания (о. Гукера). А.Н. Радыгин отмечал висячие ледники также на острове Брайс и на мысе Берген (о. Мак-Клинтока). На мысе Тироль (о. Винер-Нейштадт) имеется (как будто бы единственный на архипелаге) ледник карово-долинного типа, наблюдавшийся автором в 1957 г.

Совершенно специфическую и очень широко распространенную на Земле Франца-Иосифа разновидность ледников нижнего яруса представляют ледники подножий, которые приурочены к крутым обрывистым склонам и поэтому имеют обычно всего несколько сот метров в длину и до 10-15 км в ширину (берег Земли Георга у мысов Нансена и Иогансена, у мыса Данди на о. Гукера и в ряде других мест). Фронты ледников подножий лежат обычно на прибрежном мелководье и зачастую обоими концами смыкаются с ледяными потоками основных льдов, превращая таким образом мысы, около которых они развиты, в прибереговые нунатаки, а сами превращаясь, по сути дела, в неотъемлемую часть островных льдов. Местами наблюдается слияние нескольких ледников подножий, расположенных у подножья соседних нунатаков, с междунунатаковыми ледяными потоками, благодаря чему на отдельных участках образуются предгорные ледники. Последние формируются обычно у отмелых берегов, обращенных к сравнительно широким и лишенным сильных течений проливам, где покровный лед может частью по дну, частью в виде плавучего языка очень полого (1.5-2.5°) и далеко выдвинуться в море (восточное побережье Земли Вильчека, юго-восточная оконечность о. Солсбери, южный берег о. Винер-Нейштадт, восточный берег о. Грили и др.).

На архипелаге наблюдаются все переходы от самостоятельных ледников подножий к таким, которые отделяются от куполов лишь выступами бровок плато, и, наконец, к сплошным выпуклым (над бровками плато) ледяным склонам островного льда. На склонах, имеющих хорошо выраженные ступени, образуются ледники, располагающиеся один над другим двумя и тремя ярусами.

Гроовальд и Кренке [1961] привели ряд серьезных аргументов в пользу реликтовой природы ледников подножий. В частности, эти исследователи обратили внимание на распространение ледников этого типа у склонов самой различной экспозиции и в условиях рельефа, далеко не всегда способствующих навеванию снега. Следует особо отметить, что в высоко-арктическом морском климате архипелага скоплению снега, а затем фирна и льда способствуют, как правило, даже постройки, обеспечивающие для этого надежную ветровую тень. В связи с этим около них уже в первый зимний сезон начинают образовываться «ледники-сугробы». (П.А. Шумский и другие авторы употребляют термин «ледник-сугроб» в качестве синонима навеянного ледника подножий или навеянного карового ледника).

Заканчивая описание морфологии современных континентальных льдов архипелага и их взаимодействия с хионосферой и коренным рельефом, мы попытались все основные выводы свести к принципиальной схеме, изображенной на рис. 8. Здесь по горизонтали (слева направо) расположен ряд генетическо-исторических типов оледенения, составляющих в совокупности полный цикл, который может пережить любой остров архипелага за время одного крупного изменения макроклимата в относительно стабильных орографических условиях, близких к современным. В настоящее время эти типы оледенения сосуществуют на различных островах архипелага, находящихся в различных исторически сложившихся взаимоотношениях с хионосферой.

По вертикали мы обозначили основные ступени рельефа и соответствующие им ярусы оледенения. Сама же таблица заполнена элементарными формами оледенения (ледяные гребни, каровые ледники, куполы и др.); из нее видно, какие ледники (и в каких соотношениях друг к другу) присущи тому или иному типу и одновременно стадии оледенения. Так, в эмбриональную стадию прежде всего появляются каровые и, вероятно, зачаточные ледники подножий на склонах плато, а также ледники углублений на его вершинной поверхности. На этом же этапе развития оледенения при дальнейшем опускании хионосферы на плато зарождаются ледяные гребни, перерастающие затем в ледяные купола. Прогрессивное разрастание последних знаменует уже наступление полупокровной стадии оледенения, для которой еще характерно одновременно самостоятельное существование нижнего яруса ледников. В питании последнего существенное значение начинает приобретать переотложение снега с куполов, в связи с чем сильно разрастаются ледники подножий. На следующей стадии оледенения образуется сплошной ледяной покров, формирующийся за счет слияния ледников верхнего и нижнего ярусов.

Наступающее в связи с общим поднятием хионосферы сокращение покровного оледенения проходит без существенных изменений его морфологии, что связано с его большой инерцией. Поэтому оледенение архипелага может сохранять покровный или полупокровный (при двухъярусном рельефе ложа) характер вплоть до полного своего исчезновения.

Таким образом, мы видим, что ледники архипелага могут сочетаться по крайней мере в четыре типа оледенения: эмбриональный, полупокровный, покровный и реликтовый, различающиеся не только в морфологическом, но и в генетическо-возрастном отношении, которые никак нельзя, как это делает Т.Н. Спижарский [1936a], а за ним и В.Б. Иванов, свести к «единому типу».

Все вышеизложенное позволяет предполагать, что современные ледники Земли Франца-Иосифа образовались в результате распада ледникового покрова, возникшего на коренном рельефе, имеющем резко выраженное тектономорфное строение. Все крупные депрессии на островах и в проливах архипелага следует рассматривать как возникшие в виде грабенов или путем речного размыва по зонам тектонической трещиноватости еще до оледенения. Одним из доказательств этого может быть общая картина надводно-подводного рельефа хотя бы в районе северных островов Центральной группы. Здесь отрицательные формы подледного рельефа островов имеют размеры того же порядка, что и разделяющие их проливы. Однако на дне последних, даже вблизи плавучих фронтов ледяных потоков, не известны сколько-нибудь мощные скопления моренного материала, которые были бы соразмерны с подледными троговыми долинами. Следовательно, последние не выработаны льдом, а были лишь в какой-то мере моделированы им.

Литература

1. Авсюк Г.А. Поездка на Землю Франца-Иосифа. Изв. АН СССР, серия геолог., 1955, № 3.

2. Визе В.Ю. Некоторые данные по гляциологии Земли Франца-Иосифа. Изв. Гос. гидр. инст., № 22, 1928.

3. Говоруха Л.С., Симонов И.М. К вопросу о тенденции оледенения Земли Франца-Иосифа. Проблемы Арктики и Антарктики, № 9, 1961.

4. Гросвальд М.Г., Кренке А.Н. Вопросы гляциологии Земли Франца-Иосифа. В сб. Гляциологические исследования в период МГГ, № 6, М., 1961.

5. Дибнер В.Д. Геологическое строение Земли Франца-Иосифа. Тр. Инст. геолог. Арктики, т. 81, 1957.

6. Дибнер В.Д. Новые данные по стратиграфии мезозойских отложений Земли Франца-Иосифа. Сб. статей по палеонтолог. и биостратигр. (Инст. геолог. Арктики), в. 7, 1958.

7. Дибнер В.Д. Четвертичные отложения Земли Франца-Иосифа. Тр. Инст. геолог. Арктики, т. 91, 1959.

8. Дибнер В.Д. Новые данные о распространении современного оледенения на островах Советской Арктики. Материалы по Арктике и Антарктике (Тез. докл. на Полярн. комисс., 1957-1959 гг.), 1961.

9. Дибнер В.Д., Кордиков А.А., Разин В.К. Первые результаты исследований донных отложений Земли Франца-Иосифа. Информ. бюлл. Инст. геол. Арктики, № 15, 1959.

10. Дибнер В.Д., Седова М.А. Материалы по биостратиграфии и геологии верхнетриасовых и нижнеюрских отложений Земли Франца-Иосифа. Тр. Инст. геолог. Арктики, т. 65, 1959.

11. Дибнер В.Д., Шульгина Н.И. К стратиграфии средне-верхнеюрских отложений Земли Франца-Иосифа. Тр. Инст. геолог. Арктики, т. 114, 1960.

12. Павлов М.А. Дислокации в ледниках Земли Франца-Иосифа. Матер, по геолог, и полезн. ископ. Дальнего Востока, № 21, Владивосток, 1921.

13. Самойлович Р.Л. Геоморфологические и гляциологические наблюдения во время полета на воздушном корабле «Граф Цеппелин» летом 1931 г. Тр. Инст. Арктики, т. 12, 1933.

14. Спижарский Т.Н. Некоторые данные по геоморфологии Земли Франца-Иосифа. Тр. Аркт. инст., т. 41, 1936.

15. Спижарский Т.Н. Оледенение Земли Франца-Иосифа. Тр. Аркт. инст., т. 41, 1936.

16. Тронов М.В. Вопросы связи между климатом и оледенением. Томск, 1956.

17. Fiala A. Fighting the Polar Ice. London, 1907.

18. Koettlitz R. Observations on the Geology of Franz-Josef Land. Quart. Journ. Geol. Soc. of London, vol. 54, London, 1898.

19. Nansen F. Farthest North. Vol. 2, Washington, 1897.

20. Payer J. Die Oesterreichisch-Ungarische Nordpol Expedition in den Jahren 1872-1874. Wien, 1876.