Представлен новый материал по стратиграфии четвертичных отложений, вмещающих крупные залежи подземных льдов Западного Таймыра. Приводятся новые датировки органических остатков и вмещающих отложений. Изучены комплексы морских моллюсков и фораминифер, а также спорово-пыльцевые спектры из казанцевских отложений. Проанализированы комплексы пресноводных моллюсков и спорово-пыльцевые спектры сартан-раннеголоценовых отложений района мыса Сопочная Карга. Показана роль подземных льдов в оценке палеогеографических реконструкций. Результаты исследований изотопного состава льдов указывают на суровые климатические условия формирования льдистых континентальных отложений с мощными сингенетическими полигонально-жильными льдами (ледовый комплекс). Термоабразионные берега, сложенные отложениями ЛК, интенсивно разрушаются в настоящее время. Берега Западного Таймыра типизированы по динамическим признакам.

Введение

В строении берегов Енисея и Енисейского залива принимают участие как редко выступающие на поверхность коренные породы верхнего мела, так и рыхлые плиоцен-четвертичные отложения. Геологическому строению стратотипических разрезов позднекайнозойских отложений Усть-Енисейского района посвящены многочисленные публикации [Сакс, Антонов, 1945; Сакс, 1951; Троицкий, 1966; и др.].

На западном берегу Енисейского залива вскрываются в обнажениях наиболее древние позднекайнозойские осадки лескинской толщи предположительно плиоцен-эоплейстоценового возраста [Каплянская и др., 1986]. В основании береговых обрывов Енисея и Енисейского залива вскрываются глинистые осадки санчуговской свиты, являющейся рельефообразующей для данного региона. Возраст свиты оценивается по-разному - от среднего плейстоцена [Сакс, 1951] до позднего плиоцена - эоплейстоцена [Государственная..., 2000]. Ее перекрывают песчаные осадки казанцевского горизонта, насыщенные многочисленными раковинами моллюсков. Бореальный облик фауны, богатые комплексы фораминифер, радиоуглеродные датировки органических остатков из отложений казанцевского горизонта [Сакс, 1951; Троицкий, 1966; Кинд, 1974] позволяет соотнести его с осадками эемской трансгрессии.

Помещаемые в стратиграфические схемы района зырянские и каргинские отложения пока плохо обоснованы определениями возраста. В частности, осадки каргинской террасы, выделенные В.Н. Саксом, сейчас склонны считать казанцевскими отложениями [Троицкий, 1966; Астахов, Мангеруд, 2005; Астахов, 2006].

Проведенные нами исследования района в 2004-2007 гг. дополнили фактический материал по строению подземных льдов района и уточнили стратиграфию вмещающих их отложений. К настоящему времени получено несколько датировок из казанцевских, сартанских и раннеголоценовых отложений, вскрывающихся в районе полярной станции Сопочная Карга.

Подземные льды исследованного района несут важную палеогеографическую информацию. Мощные сингенетические полигонально-жильные льды (ПЖЛ) (образования типа «ледового комплекса» мощностью более 10 м ) и пластовые льды (мощностью до 50 м ) - уникальные природные образования. К настоящему времени верхнеплейстоценовый ледовый комплекс большинство исследователей считает полигенетическим образованием, в котором основная роль принадлежит эоловым, аллювиальным, делювиальным, солифлюкционным и нивальным континентальным отложениям [Куницкий, 2007]. В основном исследования ледового комплекса проводились в Якутии, в меньшей степени - на Чукотке, в Западной Сибири и на Таймыре. В Северной Америке подобные мощные повторно-жильные льды были обнаружены на побережье Аляски, в дельте Маккензи, в долине р. Титалук. Генезис пластовых льдов остается предметом острой дискуссии. Особый интерес представляют четвертичные разрезы, где пластовые льды и сингенетические льды встречаются в одних разрезах [Трофимов, Васильчук, 1983; Данилов, 1969].

Берега Енисейского залива сложены преимущественно дисперсными морскими и прибрежно-морскими четвертичными отложениями, вмещающими пластовые льды [Данилов, 1969, 1978; Соловьев, 1974]. Разрез на склонах и поверхностях морских террас завершает пачка осадков континентального генезиса с отложениями типа «ледового комплекса» с сингенетическими полигонально-жильными льдами мощностью до 10 м . Мощные сингенетические льды - часть разреза второй аллювиальной террасы Енисея.

В отличие от хорошо изученных полигонально-жильных комплексов оз. Таймыр (мыс Саблера) и оз. Лабаз, ископаемые сингенетические льды в минеральных грунтах Енисейского Севера слабо освещены в литературе [Втюрин, 1972; Данилов, 1969; Карпов, 1986].

Обследование берегов Западного Таймыра от урочища Красный Яр до п. Диксон и Северного Гыдана от мыса Дорофеевский до мыса Лескино показало, что ПЖЛ имеют здесь широкое распространение. В 2004-2007 гг. выходы жильных льдов можно было наблюдать в естественных обнажениях около полярной станции (п/с) Сопочная Карга, на о. Южный Крестовский, по берегам бухт Попова и Омулевая, от мыса Крестовского до мыса Макаревича. Термоабразионные берега высотой 10- 40 м , сложенные песчано-глинистыми отложениями, изрезаны оврагами, заложенными по вытаивающим ПЖЛ. На бровках береговых обрывов и пологих склонах к заливу можно наблюдать заросшие байджерахи высотой 1- 3 м - бугристый рельеф, сформировавшийся при оттаивании верхних частей ПЖЛ.

Фактический материал

На побережье Енисейского залива (рис. 3.5.1) изучено несколько разрезов четвертичных отложений. Часть из них включала крупные ледяные образования - повторно-жильные и пластовые льды. Проведен комплекс полевых и аналитических исследований (криолитологический, химический, фаунистический, спорово-пыльцевой, изотопный (δ¹⁸О, δD), грануломинералогический анализы, абсолютное датирование) льдов и вмещающих их отложений.

Наиболее полно исследованы разрезы четвертичных отложений, расположенных в 7- 8 км к северу от мыса Сопочная Карга (рис. 3.5.2). В 1948 г . эти обнажения были описаны А.П. Пуминовым. Глинистые отложения, обнажающиеся в береговых обрывах, отнесены А.П. Пуминовым к каргинскому горизонту. Им приводится представительный список фауны морских моллюсков, собранных из этих обнажений: Масота calcarea Chemn., Nucula tenuis Mont., Leda pernula Mull., Mytilus edulis L., Chlamys islandicus Mull., Cardium ciliatum Fabr., Saxicava arctica L., Mya truncata L., Margarita olivaceus Brown., Margarita varicosa Might et Ad., Admete viridula Fabr. var. undatacostata, Trichotropis borealis Brod et Sow., Trophon truncatus Strom., Natica clausa Brod et Sow., Turritella erosa Couth., Buccinum undatum L., Buccinum totteni Stimps., Sipho togatus Morch., Neptunea borealis Phill., Lora nobelis Moll., Lora sealaris Moll., Lora harpularia Couth., Balanus sp., Spirorbis spirillum. Микрофауны в этих отложениях обнаружено не было.

В начале 1960-х гг. в районе проводилось разведочное бурение, керн трех скважин Сопочнокаргинского профиля был детально проанализирован [Загорская и др., 1965]. Верхние части разрезов скважин отнесены к казанцевской свите, которая выделена по данным спорово-пыльцевого анализа. Казанцевский спектр характеризуется постоянным преобладанием в общем составе пыльцы древесных пород над спорами. Фораминиферы в осадках не были встречены.

Позже, в 1983 г ., этот же район посетили Ф.А. Каплянская и В.Д. Тарноградский, которые обследовали, описали и опробовали береговые обрывы на отрезке в 15 км к северу от мыса Сопочная Карга. Эти исследователи считали, что основная часть разрезов представлена образованиями последнего оледенения, содержащими значительное количество нерастаявших глетчерных льдов. Вся морская фауна, обнаруженная в обнажениях, определялась как переотложенная.

Наиболее полно нами проанализирован разрез обнажения 0409 (рис. 3.5.2) [Стрелецкая и др., 2007]. Обнажение находится в 5,5 км к северу от п/с Сопочная Карга. В береговом обрыве с абсолютными отметками 35- 40 м сверху вниз выделяются следующие слои (отложения находились в немерзлом состоянии):

35,0- 34,7 м - почвенно-растительный слой. Супесь покровная, светло-серая с желтоватым оттенком;

34,7- 32,5 м - песок мелкозернистый, серый до желтовато-серого, неяснослоистый с прослоями косослоистого песка. Содержит большое количество целых раковин двустворчатых моллюсков Масота calcarea, Mytilus edulis, Chlamys islandica, иногда со сложенными створками. В верхней части слоя встречаются обломки углефицированной древесины и редкие включения мелкой гальки. Переход к нижнему слою четкий, резкий, согласное налегание на глинистый слой;

32,5- 24,0 м - глина темно-серая, плотная с оскольчатой текстурой, с ожелезнением по граням оскольчатости, в верхней части слоя - крупными, в нижней - мелкими. Текстура обусловлена оттаиванием ледяных шлиров;

24,0- 23,8 м - глина темно-серая, плотная, с раковинным детритом;

23,8- 0,0 м - осыпь.

Из верхней толщи песков была собрана представительная коллекция морских моллюсков: Macoma calcarea, Mytilus edulis, Clinocardium ciliatum, Nuculana pernula, Tridonta borealis, Hiatella arctica, Buccinum undatum, Neptunea lyrata, Territella erosa, Criptonatica, Solariella varicosa, Lunatia pallida, Boreotrophon clathrathus, Cilina alba, Lora sarsi (определения А.В. Цыганковой). Многие раковины моллюсков имеют сохранившийся эпидермис и захоронены в прижизненном состоянии.

Спорово-пыльцевой спектр из песков с моллюсками ( 33,5 м ) указывает на похолодание климата; 80% встреченных спор и пыльцы - переотложенные мезозойские. Из четвертичных определены: Betula sect. Nanae - 4%, разнотравье - 2, сем. Chenopodiaceae - 2, сем. Polypodiaceae - 8, Sphagnum sp. - 4%.

Четвертичные спектры проб из самых верхов глин (32,5- 30,5 м ) похожи. Отмечается изменение климата в сторону потепления (казанцевское время) вверх по разрезу по спорово-пыльцевым спектрам (от 32,5 до 34,7 м ). Растительность здесь определяется как таежная. На территории произрастали темнохвойные леса с березой и другими мелколиственными растениями. Состав спектров следующий: Betula ex sect. Albae - 8-10%, Alnus sp., Alnaster - 2-5, Salix sp.- 0-4, Picea obovata, Picea sp. - 18-23, Pinus sibirica - 10-13, P. silvestris - 3-5, Cedrus sp. -1-5%; кустарниковые - Betula sect. Nanae - 3-7%, Juniperus sibirica - 0-1, Taxodiaceae - 0-5%; травянистые и споровые растения (разнотравье) - 4-7%, сем. Chenopodiaceae - 2-4, сем. Сурегасеае - 2-5, Ranunculaceae - 1-4, Caryophyllaceae - 0-1, Ericaceae - 0-1, Compositae - 0-1, Liliaceae - 0-1, Umbelliferae - 0-1, Typha - 0-1, Sparganium - 0-3, сем. Polypodiaceae - 3-10, Sphagnum sp. - 3-8, Lycopodium sp. - 2-5%. Переотложенных форм мезозойского и палеоген-неогенового возраста 0-9%. Присутствуют растительные остатки, угольная крошка, спикулы губок и центрические диатомовые водоросли (определения Л.Г. Деревянко).

Спектры проб из нижележащих глин (29- 26 м ) характеризуют растительность лесотундры (тундры?) по берегам санчуговского моря. Из древесных форм определены Betula ex sect. Albae - 7-10%, Alnus sp., Alnaster - 2-4, Picea obovata, Picea sp. - 4%. Травянистые и кустарниковые растения - Betula sect. Nanae -2-4%, Juniperus sibirica - 0-2, разнотравье - 4-7, сем. Chenopodiaceae - 3, сем. Суреraceae -4-5, Ranunculaceae - 2%, единично Compositae. Споровые представлены сем. Polypodiaceae - 1-2%.

Микрофаунистический анализ (определения бентосных фораминифер - Н.Ю. Аникиной) образцов из этого обнажения дал следующие результаты. Пробы из суглинков и песков до 26 м имеют полноценные комплексы хорошей наполненности - 21-32 вида до 1108 экземпляров, сопоставимые с казанцевскими комплексами, выделенными и описанными В.И. Гудиной [1976]. Общий видовой состав казанцевского комплекса по результатам наших исследований следующий: Quinqueloculina longa, Guttulina sp., Globulina sp., Fissurina marginata, F. lacida, Parafissurina tectulostoma, Miliolinela sp., Dentalina baggi, Tappanella arctica, Lagena apiopleura, Discorbis deplanatus, Buccella frigida, Asterigerinata pulchella, Cibicides rotundatus, Cribrononion obscurus, Retroelphidium atlanticum, R. hyalinum, R. obesum, Haynesina orbicularis, Elphidiella tumida, Cribroelphidium goesi, Cr. granatum, Cr. subarcticum, Cassidullina subacuta, Cassandra helenae и т.д.

Большей частью это арктические и арктобореальные формы. В общем же этот комплекс характерен для окраин арктической области, на которую имеют влияние бореальные воды с соленостью, близкой к нормальной. Казанцевские отложения в исследуемом районе в нижней своей части сложены глинами (тяжелыми суглинками) с раковинами моллюсков и редкой мелкой галькой, которые отличаются от подстилающих суглинков по текстуре. Самая нижняя проба с глубины 24 м в суглинках с раковинным детритом содержит небогатый комплекс фораминифер, в котором преобладают арктические и арктобореальные формы (ретроэльфидиумы, крибронониумы, хайнезины), значительно меньше кассидулин. Этот комплекс, возможно, формировался в позднесанчуговское (или раннеказанцевское) время в неглубоком опресненном бассейне с пониженной придонной температурой.

Из верхней части отложений были отобраны образцы для датирования. Радиоуглеродное датирование с использованием ускорительной масс-спектрометрии раковины Масота calcarea (?) показало радиоуглеродный возраст более 48 тыс. лет (АА76991). Позже были датированы также вмещающие пески по методу оптико-стимулированной люминесценции (ОСЛ). Получены датировки 112,5±9,6 тыс. лет (RLQG 1769-107) и 117,7±10,0 тыс. лет (RLQG 1770-107). Ранее Ф.А. Каплянской и В.Д. Тарноградским была получена радиоуглеродная датировка 40,1± 0,5 тыс. лет (ГИН-3748) из песков, обнажающихся в 800 м к северу от описываемого нами обнажения 0409.

Кроме того, нами исследовались казанцевские пески с фауной в обнажениях 0506 и 0507, где были собраны раковины моллюсков, аналогичные описанным выше. Две пробы с точки 0506 содержат немногочисленные комплексы фораминифер: проба с глубины 1 м содержит 14 экземпляров 6 видов, а проба с глубины 2 м - 33 экземпляра 10 видов, в основном арктобореального и арктического типа, встречающихся на мелководье с соленостью воды, близкой к нормальной: Buccella frigida (Cushm.), Cibicides rotundatus Stschedr., Nonionella labradorica (Daws.), Retroelphidium atlanticum Gud., Haynesina orbicularis (Brady), Cribroelphidium granatum Gud., Lagenammina aff. laguncula Rhumbler, Pyrgo williamsoni (Silvestris), Globulina glacialis Cushm. Et Ozava, Astrononion sp., Retroelphidium aff. hyalinum Brodn., Cassidulina subacuta (Gud.), Cassandra helenae (Feyl.-Hanss. et Buz) (определения Н.Ю. Аникиной).

Здесь же были отобраны образцы для палинологического анализа. Спектр проб содержит споры и пыльцу, которые характеризуют северотаежный тип растительности казанцевского времени осадконакопления. Основу палиноспектров составляют древесные растения: Betula ex. sect. Albae - 6%, Picea obovata, Picea sp. - 26, Pinus sibirica - 4, P. silvestris - 3%; кустарниковые: Betula sect. Nanae -4%, Alnaster - 1, Juniperus sibirica - 1%. Разнообразны травянистые и споровые растения: разнотравье - 3%, сем. Chenopodiaceae - 3, сем. Сурегасеае - 2, Ranunculaceae - 1, Pirola - 4, Compositae - 2, сем. Polypodiaceae - 16, Sphagnum sp. - 7, Lycopodium sp. - 3%. Переотложенных форм мезозойского и неоген-палеогенового возраста 14%. Присутствуют растительные остатки, угольная крошка, спикулы губок, центрические диатомовые водоросли (определения Л.Г. Деревянко).

В районе п/с Сопочная Карга в основании берегового обрыва высотой 30- 35 м в термоцирке вскрывается пластовый лед видимой мощностью 10- 12 м , разрез Ск-3 (рис. 3.5.3).

Верхняя часть разреза представлена синкриогенными супесями серыми пылеватыми, оторфованными, ожелезненными, сильнольдистыми мощностью 5,0- 6,0 м . Суммарная влажность супесей более 80%. Криотекстура поясковая в сочетании с сетчатой и атакситовой (рис. 3.5.3, А). В этом горизонте встречены ПЖЛ шириной от 0,4 до 3,0 м и мощностью более 5,0 м . Минерализация расплава жильного льда составляет 22,04 мг/л, среди анионов преобладают гидрокарбонат-ион и хлор-ион, среди катионов содержание ионов кальция почти в два раза превышает содержание ионов натрия и калия. Вмещающие ледяную жилу пылеватые супеси пресные.

Горизонт, содержащий ПЖЛ, подстилается темно-бурым торфом мощностью 1,0- 1,5 м , с древесными остатками. Абсолютное датирование двух образцов торфа показало, что возраст органогенного горизонта 7320±130 лет (GIN 13056) и 8050±60 лет (GIN 13055), т.е. времени климатического оптимума. Радиоуглеродное датирование с использованием ускорительной масс-спектрометрии раковинки пресноводного моллюска Lunatia sp. (?) из нижней части прослоя торфа показало несколько более древний радиоуглеродный возраст - 10 282±67 (АА75298) лет, скорректированный календарный возраст 11 273±71 год. Изотопный состав ПЖЛ (табл. 3.5.1), изменяющийся в диапазоне от -19,0 до -20,3‰, можно считать типичным для жильных льдов голоценового возраста. Это подтверждается значениями изотопного состава современного снежника в районе м. Кузнецовского -20,8‰. Криотекстура торфа порфировидная. Книзу торф переходит в суглинок бурый, сильнооторфованный, с неясно выраженной линзовидно-плетенчатой, атакситовой и микрошлировой частослоистой криотекстурой (рис. 3.5.3, В).

Под торфяным прослоем залегает суглинок тяжелый темно-серый с включениями гальки и валунов мощностью около 15 м , который перекрывает пластовый лед. Криотекстура суглинка массивная. Суммарная влажность отложений 20-23%. Вблизи контакта с льдогрунтовой толщей отмечаются мощные субвертикальные выдержанные шлиры, выклинивающиеся кверху. Параллельно наклонной поверхности ледяного пласта залегает сильнольдистый (суммарная влажность до 94,2%) суглинок толщиной до 1,0- 1,2 м с атакситовой криотекстурой (рис. 3.5.3, С). Глинистые отложения в целом пресные, но количество и состав ионов изменяются с глубиной (рис. 3.5.3, обр. 3/5, 3/3, 3/4). Увеличивается количество гидрокарбонат-ионов (от 0,46 до 1,92 мг-экв/л) и сульфат-ионов (от 0,18 до 1,82 мг-экв/л). Содержание ионов хлора изменяется в меньшем диапазоне (от 0,30 до 0,98 мг-экв/л). Непосредственно на контакте с пластовой ледяной залежью суглинок (рис. 3.5.3, С, обр. 3/2) содержит больше водно-растворимых солей (степень засоления 0,14%), а содержание гидрокарбонатов и натрия по количеству превышает содержание остальных ионов, что свидетельствует о миграции солей с влагой к фронту промерзания в не полностью водонасыщенном суглинке. Пластовый лед представляет собой чередование относительно чистых и ледогрунтовых прослоев, смятых в складки. Криотекстура в ледогрунтовых прослоях изменяется от микроатакситовой до порфировидной, суммарная льдистость около 64-66%.

Минерализация расплавов чистого льда изменяется от 46,74 до 247,87 мг/л. Во всех пробах гидрокарбонат-ион существенно преобладает среди анионов. Среди катионов во льду преобладает натрий, содержание которого возрастает к центру ледяной залежи, в том же направлении уменьшается минерализация льда и количество грунтовых примесей. Содержание магния превышает содержание кальция, а отношение натрия к хлору превышает 1, в среднем составляя 3,0-3,7, что характерно для вод подозерных таликов. Изотопный состав пластового льда приведен в табл. 3.5.1.

В 1 км к северу от полярной станции в береговом обрыве высотой 15 м (разрез Ск-5) четвертичные отложения представлены тремя горизонтами (рис. 3.5.4). Сверху до глубины 6,2 м залегают слоистые супеси, они представляет собой синкриогенные аллювиально-озерные отложения широкой поймы крупной реки. На это указывают характерное криогенное строение (рис. 3.5.4, А), наличие в разрезе нитевидных корешков и характер распределения частиц тяжелых минералов в отложениях. В супесях присутствуют ПЖЛ, максимальная ширина которых по верху составляет около 2 м , а высота более 10 м . Супеси и пески не засолены. Среди ионов преобладают гидрокарбонат- и натрий-ион. Изотопный состав ПЖЛ меняется в узких пределах - от -24,46 до -24,84 ‰ (табл. 3.5.1). На глубине 8,5 м супеси подстилаются толщей слабольдистых тонкозернистых и гравелистых горизонтально- и косослоистых песков (рис. 3.5.4, В). Набор тяжелых минералов верхней супесчаной толщи в разрезе Ск-5 представлен ассоциацией минералов (рис. 3.5.5, С), схожих с нижними гравелистыми песками (рис. 3.5.5, D). Отличия в размерах тяжелых минералов отчетливо видны по графикам. Все зерна более мелкие, а дифференциация их по плотности более совершенна: зерна в массе удлиненные и тонкие, а гранат близко изометричен АхВ и хорошо подобран по толщине (ось С). Отложения формировались в условиях широкой поймы, где ветровые волны на мелководье создают дополнительный фактор сортировки частиц по крупности и плотности. Эта картина подтверждается распределением кварца в пробе, где имеется явно выраженное семейство зерен волновой сортировки. Характер распределения тяжелых минералов в гравелистых песках свидетельствует о дальнем переносе частиц мощным речным потоком. По набору тяжелых минералов гравелистые пески (рис. 3.5.5, D) имеют богатую по количеству минеральных видов ассоциацию - турмалин-гранат-рутил-циркон-ильменит-монацит-магнетитовую. По ширине спектров намечается дифференциация по плотности (видна по смещению более легких минералов тяжелой фракции, относительно более тяжелых, но более мелких). Характер распределения частиц по частотам встречаемости, прерывистость большинства тяжелых минералов и узкие их спектры по толщине свидетельствуют о дальнем переносе частиц минералов мощной рекой. Характер распределения и состав тяжелых минералов аналогичен таковым в русловой фации современного аллювия Енисея в районе г. Дудинка (в 300 км вверх по течению) (рис. 3.5.5, В) и отличен от современной пляжевой фации Енисейского залива (рис. 3.5.5, А).

С глубины 8,5 м до уровня моря залегают темно-серые глины. Глины засолены (степень засоления до 0,5%) и по составу водно-растворимых солей диагностируются как морские (содержание хлор-иона составляет 70-85 мг·экв %, а натрий-иона 97 мг·экв %).

Льдистые оторфованные супеси с мощными полигонально-жильными льдами - «ледовый комплекс» - исследовались в береговом уступе высотой 25 м в районе устья р. Крестьянки. Поверхность представляет собой пологий склон водораздельной поверхности. На водоразделе и верхних частях склона наличие ПЖЛ в разрезе не дешифрируется. О существовании ПЖЛ можно судить по бугристому рельефу, образовавшемуся при частичном оттаивании верхних частей ледяных жил.

Расстояние между жилами 8- 10 м , ширина жил по верху 2,4- 3,5 м , видимая мощность льда до 8,0 м . Лед в жилах мутный с включениями минерального грунта и мелкого гравия. Вертикальная полосчатость обусловлена чередованием слоев с включениями породы и чистым льдом. Изотопный состав ПЖЛ в районе устья р. Крестьянки изменяется от -22,0 до -23,5 ‰ (табл. 3.5.1), становясь более легким от центра жилы к краям.

С поверхности отложения ледового комплекса перекрыты метровым слоем суглинка темно-серого, коричневатого оттенка, однородной структуры. Изотопный состав текстурообразующих льдов из отложений, перекрывающих «ледовый комплекс», тяжелее и составляет 21,3 ‰. На контакте со льдом отложения представляют собой типичный переходный слой мощностью 20 см влажностью 86%. На боковом контакте жил с вмещающими породами отмечается галечное обрамление. Вмещающие отложения - буро-серые глины пылеватые оторфованные сильнольдистые с влажностью 76%. Криотекстура поясковая, расстояние между поясками и толщина поясков от 2 мм до 5 см . Криотекстура между поясками микрошлировая, сетчатая и атакситовая.

Далее, вниз по разрезу, супесчаная льдистая толща подстилается бурыми глинами с отдельными прослоями серой глины, тяжелой, тугопластичной. Контакт ледового комплекса и подстилающих глин эрозионный. Текстура глин в массиве плитчато-призматическая. Глины мерзлые, криотекстура массивная, видимого льда не обнаружено, тем не менее, возможно, плитчато-призматическая структура глины сформировалась как посткриогенная. Мощность толщи глин примерно 8 м . В верхней части глинистой толщи встречаются прослои супесей и песков. Вероятнее всего, толща сформировалась в условиях перемыва морских отложений с выносом на пляж осадков морского мелководья при короткой трансгрессии моря.

Ниже залегает песчаный горизонт, представленный чередованием горизонтально- и косослоистых прослоев песков разной зернистости. Пески мерзлые, криотекстура массивная. Мощность песчаного горизонта 4,5 м . Скорее всего, разнозернистые пески сформировались в условиях подводной части дельты крупной реки, обращенной к открытой части морского бассейна со свалом глубин и вдольбереговыми течениями и волновым действием на дно. Верхний и нижний контакты песчаной толщи эрозионные.

Наконец, в основании берегового обрыва залегают сизые глины, плотные, тугопластичные. Текстура глин плохо выраженная комковатая, иногда призматическая или плитчатая. Криотекстура массивная, видимого льда нет. Видимая мощность слоя составляет около 3,5 м . По генезису глины относятся к типично морским.

В термоабразионном береговом обрыве в 2 км к северу от п-ова Диксон на протяжении 500 м в береговом обрыве высотой 4- 10 м вскрываются склоновые отложения с мощными ПЖЛ. В обрыве на высоте 6,0 м над уровнем моря исследовались ПЖЛ видимой мощности 5,0 м , основная часть жил уходит под уровень моря. Ширина жил по верху 4- 5 м . Расстояние между жилами около 4,5- 5,0 м . В 100 м к северу верхние части жил срезаны, оплавлены и находятся на высоте 3,0 м над уровнем моря и имеют меньшую видимую мощность (до 2 м ). Вмещающие отложения - сильнольдистые пылеватые супеси и суглинки (содержание пылеватых частиц в породе превышает 80%, достигая в некоторых образцах 90%). Суммарная влажность составляет 60-80% и увеличивается с глубиной. «Ледовый комплекс» перекрывает слой темно-коричневого плохо разложившегося торфа мощностью до 1,0 м . Между крупными жилами встречаются более мелкие, шириной до 0,5 м . Лед в жилах желтовато-серый, загрязненный, с включениями мути и субвертикальных прослоев грунта. Полосчатость обусловлена разной концентрацией примесей грунта во льду. Граница между примесями грунта и чистым льдом резкая. Расстояние между грязными и чистыми прослоями от 1 до 6 см . Для пород, вмещающих жилы, характерны поясковые криотекстуры, типичные для сингенетических отложений. Расстояние между поясками от 3 до 12 см . Криотекстура суглинка между поясками массивная, а вблизи и в самих поясках микролинзовидно-слоистая. На участках примыкания шлиров к ледяным жилам пояски загнуты вверх или вертикальны. Толщина шлиров льда (поясков) 0,5- 1 см . Изотопный состав ПЖЛ в районе Диксона в соседних близко расположенных жилах изменяется в широких пределах от -20,1 до -26,8 ‰.

Обсуждение результатов

Полученные результаты комплексного изучения четвертичных разрезов Усть-Енисейского района позволяют уточнить стратиграфию разрезов верхнее-неоплейстоценовых отложений, как вмещающих подземные льды, так и не несущих следов криогенного воздействия. Полученные абсолютные датировки органических остатков и вмещающих их отложений свидетельствуют о нормальном стратиграфическом залегании казанцевских песков, содержащих фауну. Не подтверждается высказанное Ф.А. Каплянской и В.Д. Тарноградским предположение об аллохтонном залегании перемещенных ледником органических остатков. В таком случае ОСЛ-датировки вмещающих песков показали бы относительно молодой возраст.

Впервые в казанцевских отложениях района Сопочная Карга изучены богатые комплексы фораминифер, которые не удавалось обнаружить при предшествующих геологосъемочных работах. Анализ полученных данных позволяет более детально проследить условия криогенеза исследуемых толщ. Во всех разрезах наблюдается смена морского осадконакопления на континентальное, которое сопровождалось промерзанием морских осадков верхнеплейстоценового возраста, образованием пластов льда и формированием ледового комплекса.

Разрез Ск-3. Наиболее вероятной гипотезой происхождения пластового льда представляется инъекционная. Под озером формировалась чаша оттаивания. Таберированию (оттаиванию и последующему промерзанию) была подвергнута достаточно мощная толща малольдистых эпикриогенных глинистых отложений, внутри которой и происходило ранее внедрение водно-грунтовой массы. На таберальный генезис глинистой толщи указывает отсутствие слоистости, характерной для озерных отложений, и увеличение количества водно-растворимых солей, которое возрастает от 0,06% на отметке 25 м до 0,14% на отметке 15 м . Изначально отложения формировалась в условиях морского мелководья и, скорее всего, были седиментационно засолены. На это указывает однородный практически неизменный состав минералов тяжелой фракции таберированной толщи, которая формировалась в условиях морского мелководья при участии вдольбереговых течений и волновой переработки. Минералы из грунтовых включений в самой пластовой залежи также отличаются почти идеальной сортировкой.

Седиментационный морской состав ионов водно-растворимых солей в отложениях в результате оттаивания сменяется континентальным. Промерзание талика началось сверху и было связано с обмелением или миграцией озера. Как видно на рис. 3.5.3, сильнольдистый слой мощностью до 1,2 м , залегающий параллельно контакту с пластовым льдом (рис. 3.5.3, С), связан с промерзанием снизу водонасыщенных грунтов в основании талика. В то же время авторы не исключают и иной генезис пластового льда. На атмосферное происхождение пластового льда указывает его изотопный состав. Изотопный состав пластового льда из серии образцов, отобранных из вертикальной стенки, ниже контакта с перекрывающим ледовым комплексом, изменяется по глубине в небольших пределах и совпадает с изотопным составом сингенетических ПЖЛ второй террасы (табл. 3.5.1). Все точки, соответствующие изотопному составу пластового льда, лежат на глобальной линии метеорных вод. Сверху вниз по разрезу отмечается облегчение изотопного состава пластового льда от -22,8 до -23,1 ‰.

Начало промерзания талика по времени практически совпало с обмелением озера и формированием на его дне синкриогенных мелководных отложений с микрошлировой частослоистой криотекстурой. По мере заболачивания накопление минерального материала практически прекратилось; процесс торфонакопления, активно протекавший в голоценовый оптимум, привел к постепенному сокращению мощности СТС и формированию промежуточного слоя мощностью 0,6 м , перекрытого слоем торфа (рис. 3.5.3, В). Осадочный материал, подвергшийся сингенетическому промерзанию, поступал преимущественно с бортов котловины. Большое количество зерен с характерной формой крыла указывает на влияние ветрового переноса зерен кварца в накоплении отложений. В синкриогенных отложениях формируются сингенетические ПЖЛ; отдельные маломощные ледяные жилы образуются в пределах промежуточного слоя (рис. 3.5.3, А). Таким образом, отложения, перекрывающие пластовый лед, и включения во льду имеют единый генезис (морской?) и контрастно отличаются от верхнего комплекса отложений, включающих ПЖЛ.

Разрез Ск-5. Формирование песков и супесей второй террасы, вмещающих сингенетические ПЖЛ, происходило в условиях позднеплейстоценовой сартанской регрессии моря, когда русло Енисея выдвигалось к северу более чем на 300 км [Stein et al., 2002]. Похожие песчаные отложения, образование которых началось в сартанское время, и завершилось в голоцене, описаны в нижнем течении Енисея, в 7,8 км ниже устья р. Сухая Дудинка [Антропоген Таймыра, 1982]. Здесь в обрыве высотой 17 м , на глубине 3,2 м , мелкозернистые пески с криогенными нарушениями перекрыты тонкими песками с линзами намывного мохово-травянистого детрита с датировками 11 580± 260 л .н. ГИН 2578.

Глины в основании разреза в районе Сопочной Карги формировались в условиях осаждения частиц в море ниже уровня волновой сортировки там, где накапливаются самые мелкие глинистые частицы и агрегаты. Состав, свойства и внешний облик глин, их положение в геологическом разрезе позволяют рассматривать этот горизонт как единую толщу с суглинками из обнажения 0409 (рис. 3.5.2) [Стрелецкая и др., 2007].

Толща глин последующей регрессии моря подверглась эпигенетическому промерзанию, сопровождавшемуся морозобойным растрескиванием и образованием ПЖЛ. На переход от субаквальных условий к субаэральным указывает и то обстоятельство, что в верхней части разреза мощностью более 1 м морские глины сильно ожелезнены. Размер минеральных блоков с глубиной несколько увеличивается, а их влажность уменьшается, что указывает на замедление скорости промерзания. Вблизи контакта с ПЖЛ отмечается существенное увеличение льдистости (рис. 3.5.4, С). Перерыв в осадконакоплении, за время которого у поверхности глинистой толщи успели сформироваться сравнительно мощные эпигенетические ПЖЛ, сменился периодом развития эрозионных процессов. Результатом их деятельности стало срезание верхней части глинистой толщи. Судя по всему, этот период характеризовался очень холодными климатическими условиями, так как признаки вытаивания жил, сформировавшихся в глинах, отсутствуют (хотя их верхняя поверхность, залегающая на контакте глин с перекрывающими их песками, носит следы оплавления). В период накопления пачки руслового аллювия мощностью 2,0- 2,5 м , перекрывающей морские глины, рост части жил прекратился. Высокие темпы седиментации и сравнительно грубый гранулометрический состав стали причиной небольшой льдистости этих отложений и резкого сокращения ширины ПЖЛ. Влажность песков 20-23%. У контакта с ледяными жилами, продолжившими свой рост в песках, отмечается сильный изгиб вверх вмещающих отложений, вплоть до выжимания глин вдоль контакта (рис. 3.5.4, В). На суровые условия указывает и более легкий (-24,8 ‰) по сравнению с голоценовыми (-19,8 ‰) изотопный состав ПЖЛ, который практически не меняется по разрезу жилы (см. табл. 3.5.1).

Исследования изотопного состава ПЖЛ в районе пос. Диксон и устья р. Крестьянки (табл. 3.5.1) также указывают на суровые климатические условия их формирования. Вариации изотопного состава в близкорасположенных жилах могут быть связаны с попаданием современных вод в верхнюю часть жилы [Коняхин и др., 1996]. Близкие значения изотопного состава льда и последовательное облегчение его от центральной части жилы к периферии отмечалось для сартанских льдов мыса Саблера [Деревягин и др., 1999]. Особенности залегания, состав и льдистость вмещающих отложений и изотопный состав жильных льдов, отличающийся на -3...-6 ‰ от голоценовых, позволяют предположить сартанский возраст ледового комплекса в этом районе Западного Таймыра (рис. 3.5.6).

Сплошное обследование берегов с описанием геологического строения, подземных льдов, береговых процессов позволило составить схему сегментации побережья Западного Таймыра от Диксона до Сопочной Карги и выделить однородные в динамическом отношении участки. Всего выделено шесть сегментов, нумерация которых соответствует Международной классификации динамических типов морских берегов Арктики (ACD GIS 1.0 beta) [Reports on Polar Research 506, 2005]. Характеристики участков и динамические типы берегов приведены в табл. 3.5.2. Исследование динамики берегов Западного Таймыра показало, что термоабразионные берега, сложенные высокольдистыми отложениями ледового комплекса, интенсивно разрушаются, и скорость отступания может достигать 3- 7 м в год. Проведены измерения профилей подводных склонов и определение состава донных отложений около термоабразионных и аккумулятивных берегов. Профили подводного склона, примыкающего к термоабразионному участку берега, имеют вогнутую форму. Изобата 5 м расположена на расстоянии около 600 м от берега. Профиль подводного склона от аккумулятивного берега в глубину выпуклый, изобата 5 м расположена на расстоянии 1400 м . Во всех случаях от уреза воды до глубины примерно 5 м донные отложения представлены мелкозернистыми песками, на больших глубинах дно выстлано галечниковым материалом. Граница между песками и галечниками в целом повторяет ход изобаты 5 м .

Заключение

В результате исследования четвертичных разрезов по берегам Енисея и Енисейского залива получены новые датировки отложений, вмещающих органические остатки: казанцевских в диапазоне 112-117 тыс. лет, сартанских-раннеголоценовых в диапазоне 7-11,2 тыс. лет. Изучены комплексы морских моллюсков и фораминифер и спорово-пыльцевые спектры из казанцевских отложений, а также комплексы пресноводных моллюсков и спорово-пыльцевые спектры сартан-раннеголоценовых отложений района мыса Сопочная Карга. Прибрежно-морские казанцевские отложения в районе распространены не во вторичном залегании и не в виде ледниковых отторженцев, а в нормальной стратиграфической последовательности и сопоставляются с одновозрастными отложениями, датированными на Центральном Таймыре [Большиянов, 2006].

Прибрежно-морские верхнеплейстоценовые глинистые отложения западного Таймыра вмещают пластовые льды, континентальные нижнеплейстоцен-голоценовые отложения - крупные сингенетические ПЖЛ. Сильнольдистые отложения ледового комплекса имеют достаточно широкое распространение и завершают разрез четвертичных отложений Западного Таймыра. Льдистые отложения залегают плащеобразно, вблизи водоразделов, на склонах заполняют древние термоцирки по пластовым льдам и озерные термокарстовые котловины. Льды мощностью до 12 м начали формироваться в конце верхнего плейстоцена. В это же время формируются и ПЖЛ второй террасы. Начав формироваться как эпигенетические, они в некоторых случаях продолжали расти как сингенетические. В это же время мощные ПЖЛ растут в Западной Сибири, на западном и восточном побережье Ямала [Forman, 2002; Каневский и др., 2005; Васильчук, 2006], на Центральном Ямале, п-ове Гыдан [Болиховский, 1987], на Восточном Таймыре на мысе Саблера и в районе оз. Лабаз [Антропоген Таймыра, 1982; Деревягин др., 1999; Siegert et al., 1999], где формируются верхние части разрезов. Позднее, в голоценовое похолодание, которое наступило после климатического оптимума, формировались ПЖЛ, имеющие меньшую мощность (до 4- 5 м ) и более тяжелый изотопный состав.

Составлена схема сегментации побережья Западного Таймыра от Диксона до Сопочной Карги и выделены однородные в динамическом отношении участки. Скорость отступания берегов может достигать на отдельных участках 3- 7 м в год. Установлены различия в профилях подводного склона аккумулятивных и термоабразионных берегов Западного Таймыра.

Представленные исследования выполнялись в сотрудничестве с российско-германской Лабораторией морских и полярных исследований им. О.Ю. Шмидта и являются составной частью международной программы по изучению динамики арктических берегов («Arctic Coastal Dynamics» - ACD), поддерживаемой Международным арктическим научным комитетом (МАНК). С российской стороны работа частично финансировалась по программе поддержки ведущих научных школ России (грант 500.2008.5).

Авторы благодарят руководителя лаборатории четвертичной геохронологии Таллиннского технологического университета А.Н. Молодькова за определение возраста отложений методом оптико-стимулированной люминесценции (OSL), Л.В. Поляка и других сотрудников лаборатории Университета шт. Огайо в США, проводивших радиоуглеродное датирование с использованием ускорительной масс-спектрометрии (AMS С-14), и доктора Ханно Майера, руководителя изотопной лаборатории Института морских и полярных исследований им. Альфреда Вегенера, Потсдам, Германия, определившего содержание стабильных изотопов в подземных льдах.

Авторы благодарят рецензентов за комментарии и замечания, которые помогли им в работе.

Литература

Антропоген Таймыра. М.: Наука. 1982. 184 с.

Астахов В.А. О хронологических подразделениях верхнего плейстоцена Сибири // Геология и геофизика, 2006, т.47, № 11, с. 1207-1220.

Астахов В.И., Мангеруд Я. О возрасте каргинских межледниковых слоев на нижнем Енисее. ДАН РФ, 2005, том 403, № 1, с.1-4.

Болиховский В.Ф. Едомные отложения Западной Сибири // Новые данные по геохронологии четвертичного периода. К XII конгрессу ИНКВА (Канада, 1987). М.: Наука, 1987, с. 128-135.

Большиянов Д.Ю. Пассивное оледенение Арктики и Антарктиды. СПб: ААНИИ. - 2006. - 296 с.

Васильев А.А., Медведева М.А., Стрелецкая И.Д., Копытов И.В., Гусев Е.А., Каменцев Л.И. Экспедиционные работы на западном побережье полуострова Таймыр (Енисей 2006) // Экспедиционные исследования ВНИИОкеангеология в 2006 году / Ежегодный обзор. - СПб., ВНИИОкеангеология, 2007, с. 43-50.

Васильчук Ю.К. Повторно-жильные льды: гетероцикличность, гетерохронность, гетерогенность. М.: изд-во Моск. ун-та, 2006, 404 с.

Втюрин Б.И. Залежеобразующие подземные льды в низовьях Енисея // Труды ПНИИИС, т. XVIII, М., 1972, с. 175-182.

Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000. Лист R-43-(45) - Гыдан - Дудинка. Санкт-Петербург. 2000.

Гудина В.И. Фораминиферы, стратиграфия и палеогеография морского плейстоцена севера СССР. Новосибирск, Наука, 1976, 125 с.

Данилов И.Д. Мерзлотно-фациальное строение водораздельных плейстоценовых отложений нижнего течения р. Енисей // Проблемы криолитологии, вып.1, Изд-во Моск. ун-та, 1969, с. 93-105.

Данилов И.Д. Плейстоцен морских субарктических равнин. М., Изд-во Моск. ун-та, 1978, 198 с.

Деревягин А.Ю., Чижов А.Б., Брезгунов В.С., Хуббертен Г.В., Зигерт К. Изотопный состав повторно-жильных льдов мыса Саблера (оз. Таймыр) // Криосфера Земли. 1999. Т. 3. № 3. С. 41-49.

Загорская Н.Г., Яшина З.И., Слободин В.Я., Левина Ф.М., Белевич А.М. Морские неоген(?)-четвертичные отложения низовьев реки Енисея. Труды НИИГА. Том 144, М . «Недра». 1965. 92 с.

Каневский М.З., Стрелецкая И.Д., Васильев А.А. Закономерности формирования криогенного строения четвертичных отложений Западного Ямала (на примере района Марре-Сале) // Криосфера Земли, 2005, т. IX, № 3, с. 16-27.

Каплянская Ф.А., Никольская М.В., Тарноградский В.Д. Доледниковые морские отложения на севере Западной Сибири (Лескинская толща). В кн.: Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. Л., 1986, с. 100-109.

Карпов Е.Г. Подземные льды Енисейского Севера. Н.: Наука, 1986, 133 с.

Карта четвертичных отложений СССР (масштаб 1:2 500 000) под ред. Г.С. Ганешина, Москва, ГУГК, 1976.

Кинд Н.В. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. Москва. Труды ГИН АН СССР, вып. 257, Наука, 1974, 255 с.

Коняхин М.А., Михалев Д.В., Соломатин В.И. Изотопно-кисловодный состав подземных льдов: Учебное пособие. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1996, 156 с.

Куницкий В.В. Нивальный литогенез и ледовый комплекс на территории Якутии. Автореферат дисс. на соиск. уч. степ. д. геогр. наук, Якутск, 2007, 46 с.

Ландшафтная карта СССР (масштаб 1:2 500 000) под ред. И.С. Гудилина Москва, ГУГК, 1980.

Романенко Ф.А., Каневский М.З., Стрелецкая И.Д., Васильев А.А., Гусев Е.А., Ванштейн Б.Г., Николаев В.И. Новые данные о строении четвертичных отложений восточного берега Енисейского залива // Тезисы междунар. Конференции «Приоритетные направления в изучении криосферы Земли», 25-28 мая 2005, Пущино, с. 176-177.

Сакс В.Н. Четвертичные отложения северной части Западно-Сибирской низменности и Таймырской депрессии // Тр. НИИГА. М., 1951, т. 14, с. 167-282.

Сакс В.Н., Антонов К.В. Четвертичные отложения и геоморфология района Усть-Енисейского порта // Тр. Горно-геол. Упр. Главсевморпути, 1945, вып. 16, с. 56–117.

Соловьев В.А. Опыт изучения подземных льдов Енисейского Севера в целях палеогеографических и неотектонических реконструкций // Природные условия Западной Сибири, вып.4, М., Изд-во Моск. ун-та, 1974, с. 34-48.

Стрелецкая И.Д., Гусев Е.А., Васильев А.А., Каневский М.З., Аникина Н.Ю., Деревянко Л.Г. Новые результаты комплексных исследований четвертичных отложений Западного Таймыра // Криосфера Земли, 2007, т. XI, № 3, с. 14-28.

Стрелецкая И.Д., Сурков А.В., Семенов С.В. Исследование четвертичных отложений Российского севера методом грануло-минералогического анализа (п-ов Ямал, устье р. Енисей) // Квартер-2005. IV Всероссийское совещание по изучению четвертичного периода: Материалы совещания (Сыктывкар, 23-26 августа 2005 г .) / Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар: Геопринт, 2005, с. 405-407.

Троицкий С.Л. Четвертичные отложения и рельеф равнинных побережий Енисейского залива и прилегающей части гор Бырранга. М., Наука, 1966. 207 с.

Трофимов В.Т., Васильчук Ю.К. Синкриогенные повторно-жильные и пластовые льды в плейстоценовых отложениях севера Западной Сибири // Бюл. Моск. о-ва испытателей природы. Отд. геол., 1983, т. 58, вып. 4, с. 113-121.

Шполянская Н.А., Стрелецкая И.Д., Сурков А.В. Сравнительный генетический анализ пластовых льдов и вмещающих их плейстоценовых отложений на севере Западной Сибири / Геоэкология. Инженерная геология. Гидрогеология. Геокриология , 2007, №3, с. 212-224.

Reports on Polar Research 506, 2005. Arctic Coastal Dynamics Report of the 5 th International Workshop McGill University , Montreal ( Canada ), 13-14 October 2004. 131 pp.

Forman S.L., Ingolfsson O., Gataullin V., Manley W.F., Lokrantz H. Late Quaternary stratigraphy, glacial limits and paleoenvironments of Maresale area, western Yamal Peninsula, Russia // Quaternary Research. 2002. Vol. 21. P. 1-12.

Siegert C., Derevyagin A.Y., Shilova G.N., Hermichen W.-D., Hiller A. Paleoclimate indicators from permafrost sequences in the Eastern Taymyr Lowland // Land-Ocean Systems in the Siberian Arctic. Dynamic and History. Eds.: H. Kassens, H.A. Bauch, I.A. Dmitrenko, H. Eicken, H.-W. Hubberten, M. Melles, J. Thiede, L.A. Timokhov. Springer-Verlag. Berlin , Heidelberg , 1999, p. 477-499.

Stein R., Niessen F., Dittmers K., Levitan M., Schoster F., Simstich J., Steinke T. and Stepanets O. Siberian river run-off and late Quaternary glaciation in the southern Kara Sea, Arctic ocean: preliminary results // Polar Research, 2002, Vol. 21(2), p. 315-322.

Streletskaya I.D., Ukraintseva N.G, Drozdov I.D. A digital database on tabular ground ice in the Arctic // Proceedings of the 8th International Conference on Permafrost, 21-25 July 2003, Zurich, Switzerland, V.1, A.A. Balkema Publishers, p.1107-1110.

Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I. et al. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia // Quaternary Science Reviews. 2004. Vol. 23, p. 1229-1271.

3.5. Quaternary deposits, ice complex and coastal dynamics of Western Tayimyr

I.D. Streletskaya¹, A.A. Vasiliev², E.A. Gusev³, M.Z. Kanevskiy⁴, M.A. Medvedeva³,

B.G. Vanshtein³, G.A. Cherkashev³, D.Yu. Bolshiyanov⁵

¹ Lomonosov Moscow State University (MSU), Geographical Faculty, Moscow , Russia . ² Institute of Earth Cryosphere RAS, Tumen , Russia . ³ All-Russia Research Institute for Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia), St. Petersburg, Russia. ⁴ University of Alaska , Fairbanks , USA . ⁵ Arctic and Antarctic Scientific-Research Institute (AARI), St. Petersburg , Russia

The paper presents the results of integrated studies of Quaternary stratigraphy, contains ice complex in the western part of Tayimyr Peninsula , Russia . New radiocarbon and OSL dates discussed. Foraminifera, marine mollusk complexes, spore and pollen data from Kazantsevo deposits are described. New data on spore and pollen and freshwater mollusk complex analyses from Sartanian - Early Holocene deposits are presented. The Sanchugov clay has proved to have marine genesis. Kazantsevo deposits must have formed in near-shore environment and are represented mainly by clayey sediments. The Karga (Karginsky) deposits occur only locally in the studied area. The Quaternary sequence of Western Taymyr is capped by specific ice complex deposits. Role of ice complex for paleogeographic reconstruction are shown. Ice complex isotopic data indicate the cold climate conditions during deposition of continental deposits with syn-genetic polygonal-vein ice. Thermo-abrasion coasts with ice complex are actively destroyed now. West Tayimyr coasts are typified on their dynamic characteristics.

Ссылка на статью: 

Стрелецкая И.Д., Васильев А.А., Гусев Е.А., Каневский М.З., Медведева М.А., Ванштейн Б.Г., Черкашев Г.А., Большиянов Д.Ю. Четвертичные отложения, подземные льды и динамика берегов Западного Таймыра. В кн.: «Система моря Лаптевых и прилегающих морей Арктики: современное состояние и история развития». М.: Изд-во Моск. ун-та, 2009, с. 357-372.