CC BY
405БЮЛЛЕТЕНЬ КОМИССИИ ПО ИЗУЧЕНИЮ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА
№ 69, 2009 г.
СТРАТИГРАФИЯ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ ПЛЕЙСТОЦЕНА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ: СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ, ПРОБЛЕМЫ И ПУТИ ИХ РЕШЕНИЯ
B.C. Волкова
Введение
Западная Сибирь представляет собой огромную равнину с абсолютными отметками от +20-60 м на севере до 80-250 м на юге. Уникальность этого региона заключается в том, что, простираясь с севера на юг более чем на 2500 км, он представляет собой редкий пример сравнительно правильного широтного чередования природных зон - от арктической пустыни до полупустыни, что позволяет использовать их климатические показатели в качестве аналогов для оценки природной обстановки геологических этапов плейстоцена и голоцена.
Кроме этого, в пределах Западной Сибири развиты различные типы четвертичных отложений - морские, ледниковые, озерные, речные и субаэральные, мощностью до 400 м. Для всех типов осадков установлены субрецентные спорово-пыльцевые спектры. Они используются для реконструкции палеоландшафтных зон и палеоклиматов в исторической последовательности [Архипов, Волкова, 1994]. Климатостратиграфия Западной Сибири подкреплена палеомагнитными данными и результатами применения различных физических методов. Таким образом, Западная Сибирь является опорным районом для всей Северной Азии.
Современное состояние стратиграфии плейстоцена Западной Сибири отражено в унифицированной стратиграфической схеме [Унифицированная ..., 2000] и в палеогеографической модели [Волкова и др., 2005].
Современное состояние изучения и проблемы исследований
В последние годы получен большой новый фактический материал, который поставил ряд проблем. Исследования шведско-российской экспедиции по программе QUEEN позволили В.И. Астахову изменить представления о наличии и характере оледенений Западной Сибири. Изменились представления о границе последнего позднечетвертичного оледенения и о его статусе в системе четвертичных оледенений [Astakhov et al., 1999; Астахов, 2006]. Кроме этого, получено огромное количество новых радиоуглеродных дат и определений возраста дру-
гим физическими методами по северу Западной Сибири [Лаухин и др., 2006, 2008]. Большое значение имеют новые материалы о возрасте отложений каргинского межледниковья на Нижнем Енисее [Астахов, Мангеруд, 2005] и на Таймыре [Гуськов и др., 2008]. Получены новые данные о границах распространения сартанского ледника в Западной Сибири [Волков, 1997; Волков, Казьмин, 2007]. В связи с решением проблемы оледенений Западной Сибири, интерес представляют данные по динамике атмосферы и гидросферы [Казьмин и др., 2007]. Новые материалы по строению позднечетвертич-ных отложений центральной части Западной Сибири получены Д.В. Назаровым [2007]; по трансуральской корреляции позднечетвертичных отложений - В.И. Астаховым [Астахов и др., 2007].
После опубликования стратиграфической схемы четвертичных отложений Западной Сибири Межведомственный стратиграфический комитет (МСК) рекомендовал ввести в схему изотопно-кислородную шкалу [Ваз5то1 е1 а1., 1994], а также рассмотреть возможность корреляции ледниковых и межледниковых горизонтов севера Западной Сибири с записью байкальского осадочного чехла. Сразу же обозначились проблемы по стратиграфии севера региона. В настоящее время в связи с рекомендацией МСК имеются нерешенные вопросы, обусловленные введением в общую стратиграфическую шкалу ступеней (в нижнем плейстоцене - 8, в среднем плейстоцене - 6), в основе которых лежит чередование климатолитов. Последние увязаны с изотопно-кислородной шкалой [Борисов, 2007; Постановления МСК ..., 2008]. В связи с огромным количеством новых данных возникают вопросы о границах горизонтов, о распространении ледников и в целом о палеогеографии Западной Сибири, которые надо будет решить при составлении стратиграфической схемы Западной Сибири на XXI век.
Одной из проблем для Западной Сибири является определение возраста нижней границы плейстоцена. В настоящее время она проведена на уровне 1,8 млн. лет назад [Унифицированная ..., 2000; Волкова и др., 2005]. В состав первой половины плейстоцена включен эоплейстоцен, с
подразделением его на нижний и верхний. В нижний эоплейстоцен включен нижнекочковский под-горизонт с каргатской и барнаульской свитами; ранее эти отложения, представленные аллювиальными песками мощностью до 30 м, относились к верхнему плиоцену. По палинологическим данным, осадки отлагались в условиях теплого климата, о чем свидетельствуют спорово-пыльцевые спектры, характеризующие развитие лесостепных ландшафтов с участием широколиственных пород (липа, орешник, дуб).
Верхний эоплейстоцен включает верхнекоч-ковский подгоризонт с кочковской и убинской свитами. Убинская свита представлена глинами и тяжелыми суглинками с мелкими карбонатно-железистыми конкрециями мощностью до 45 м. Спорово-пыльцевые спектры указывают на развитие на территории современной лесостепи тундровых ландшафтов. В схеме отложения сопоставлены с мансийскими ледниковыми образованиями. Эоплейстоценовое оледенение в Западной Сибири установлено впервые. В низовьях р. Иртыш ледниковая толща имеет трехчленное строение и состоит из двух морен, разделенных межморенными песками с ледниковым оттор-женцем палеогеновых опок. В верхний эоплейстоцен мансийская ледниковая толща переведена на основании палеомагнитных данных по скв. 86, расположенной на р. Оби; здесь она залегает под осадками талагайкинского горизонта.
При разработке детальной стратиграфии большое значение, кроме физических методов, имеют биостратиграфические данные, особенно для первой половины плейстоцена [Шик, 2008]. В настоящее время для отложений верхнего эоплейстоце-на характерны элементы раздольинского комплекса млекопитающих с господством Allophaiomys plyocaemicus и Prolagurus pannonicus. В Восточной Европе [Вангенгейм и др., 2001] появление Prolagurus pannonicus отнесено к уровню 1,2 млн. лет назад. Учитывая эволюцию фауны млекопитающих, возраст верхнекочковского подгоризонта является верхнеэоплейстоценовым. Отложения нижнего эоплейстоцена (каргатская и барнаульская свиты) формировались ранее 1,3 млн. лет назад. Однако до настоящего времени возраст нижнекочковского горизонта палеонтологически не подтвержден. Раннеэоплейстоценовые остатки мелких млекопитающих в Западной Сибири пока не обнаружены. По данным B.C. Зажигина [Унифицированная ..., 2000], имеются находки ранней эоплейстоценовой фауны, достоверно представленной одним видом - Allophaiomys thumakovi plyocaenicus, являющимся предшественником Allophaiomys pliocaemicus, характерного для раздольинского комплекса.
В настоящее время нижняя граница эоплейстоцена (кочковского горизонта) принята условно и биостратиграфически не подтверждена. Главной задачей на будущее является биостратиграфическое обоснование нижней границы эоплейстоцена. Особенно подлежит изучению каргатская свита и ее нижняя граница.
Новая ассоциация мелких млекопитающих обнаружена на уровне палеомагнитного эпизода Ол-дувей. Она представлена фауной корнезубых полевок родов Mimomys и Cromeromys, а также рода Villania с прогрессивными видами. Эти таксоны обычно характеризуют заключительный этап развития мелких млекопитающих плиоцена. Отложения с фауной Allophaiomys относятся к более позднему стратиграфическому уровню. Все горизонты в пределах палеомагнитной эпохи Брю-нес охарактеризованы фауной мелких и крупных млекопитающих. Тем не менее, они нуждаются в доизучении, так как нигде полного набора видов не наблюдается; особенно это относится к отложениям начала среднего неоплейстоцена.
Большое значение для стратиграфии Западной Сибири имеют данные палеомагнитного метода. Палеомагнитными исследованиями установлены две важные стратиграфические позиции - граница Брюнес-Матуяма в основании плейстоцена и эпизод Блейк в основании верхнего неоплейстоцена. В настоящее время МСК рекомендует ввести в общую стратиграфическую шкалу морские изотопно-кислородные стадии (МИС) 19-1, с определением возраста каждой стадии в тыс. лет (рис. 1).
В Западной Сибири нижняя граница талагайкинского горизонта неоплейстоцена (660-740 тыс. лет назад) должна соотносится с основанием стадии МИС-19, возраст которой составляет 787 тыс. лет назад. Нижняя граница среднего неоплейстоцена (тобольский горизонт, термолюминесцентная (TJI) дата 390±80 тыс. лет назад; дата методом электронно-парамагнитного резонанса (ЭПР) 326,9 тыс. лет назад) условно сопоставляется со стадией МИС-11 (возраст 427 тыс. лет назад). Более надежно обоснована нижняя граница верхнего неоплейстоцена. Она проходит по основанию ка-занцевского горизонта, возраст которого по TJI датам- 130±12,5 тыс. лет, по ЭПР датам - 121,9 тыс. лет назад; он сопоставляется со стадией МИС-5 (возраст 127 тыс. лет назад). Радиоуглеродным методом продатированы отложения каргинского (45±8 и 51,8 тыс. лет назад) и сартанского (22 тыс. лет назад) горизонтов.
В изотопно-кислородной шкале [Bassinot et al., 1994] все четные стадии отвечают эпохам похолоданий (оледенениям), а нечетные - потеплениям (межпедниковьям). Однако количество потеплений и похолоданий в схеме Западной Сибири не
ОБЩАЯ СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ
ШКАЛА_
2
« I
ОБЩАЯ МАГНИТО-СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ1 _ШКАЛА
-X
50 ^ Й О Р со £
>1 О 2
со о
КИСЛОРОДНО-ИЗОТОПНАЯ ШКАЛА
О S
Р) О
О | ш
РЕГИОНАЛЬНЫЕ СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ ПОДРАЗДЕЛЕНИЯ
ХАРАКТЕРНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ФАУНЫ И ФЛОРЫ
МЛЕКОПИТАЮЩИЕ
Крупные
Мелкие
!б.О
0.01
моно ^¿25 лашамп^542
первая
четвертая
(СЕРО-ГЛАЗКА)
ЯМАЙКА I (=БИВА I) [
ЛИВАНТИН (=БИВА II) I
!100
.120
.182
первая
ЭМПЕРОР (ЕЛУНИНО V)
БИГПОСТ ЕЛУНИНО VI) I
ДЕЛЬТА I (ЕЛУНИНО VII) I
первая
-0,8
Ф
®
X X
а> х
-т а.
о ф
& ш
X
а) ф
q
г ф
о X
О *
1.8
КАМИ КАТ-СУРА (ЗЫХ)
МАУНТИН (Квамона-танаби)
390 ;4бо
990 1070 1210 124С
775 1790 1820
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
(20) 20-35
36-64
1
24
1
57
71
Мамонтовый
МаттиМиэ рпт'^етиз (поздний тип), Сое/ос/ол^а апИциНаНз, Ецииз саЬаИиз, Сеп/из е^рЬиэ, МеШдосегиэ эр. Raпgifвr ^апс1из, ОМЬоб тозсЬа^
Arvicula terrstris, Eolagurus luteus, Lagurus lagurus, Microtus gregalis dicrostoyx
ex gr. guilielmihenseli
127
-186-
-242-
Мамонтовый комплекс
Mammuthus primigenius (ранний тип), Coelodonta antiquitatis, Bison priscus, Rangifer ratandus, Equus ex gr. caballus, Cervus и др.
Иотышско=ттэо»е1Мй.жомпя»«с-Ео/аоиа-
ws lulaus,Laguws lagurus, Uimomys gregalis, U. ooconomia, U. ex gr. middendorfti-hy-parboraus, Dicroslonyn ex gr. диИЫтI hanill, Lemmos obansls, Arvkola aff. kalmankensls.
-301-
Хазарский комплекс Mammuthus chosaricus, Camelus knoblochi
Myospalax sp.,Dicrostonyx ex gr. simplidor Калманская Фауна. Arvicota kalman-kensis, Eolagurus luteus, Lagurus lagurus, Microtus oeconomls, Af gregalis, Mi~aivalis,-Myospalax-miospal8x-M-BP-.—
-334-
Mammuthus chosaricus и др.
-364—
-427-474-528-568-62-1-659-7-12-760-787-
Archidiskodon cf. trogontherii, Equus sp.
Вяткинский комплекс
Mimomys pusillus, Cromeromys intermedius, Eolagurus luteus, Prolagums posterius, Lagurus transiens, Microtus grsgaloides, M. ex gr. oeconomus, M. ex gr. middendorHi,Myospalax sp. и др.
-1240
-1800
Palaeoloxodon sp., Equus sp., Ovibovini gen.?
РилппипияД комплекс. Uimmomys pusillus,
Сттеготуж intermedius, ViHanyia pnjlagurvs pannonicus, ABophaiomys pBocaericua, Micro-tua hlntoni и др.
Allophaiomys tchumakovi Предгорья Алтая. Скв. 8, 229
Рис. 1. Часть региональной стратиграфической схемы четвертичных отложений Западно-Сибирской равнины.
соответствует этим стадиям. В последние годы получена непрерывная запись осадков озера Байкал с ее достаточно точной возрастной моделью. Она является хроностратиграфической основой для определения возраста и продолжительности климатических событий [Карабанов и др., 2001]. Непрерывная байкальская запись хорошо увязана с изотопно-кислородной шкалой. Следует сразу отметить, что большая проблема встала при корреляции байкальской записи с отложениями стратиграфической схемы севера Западной Сибири. В рамках эпохи Брюнес в байкальских осадках, как и в морской изотопно-кислородной шкале, выделяется 19 климатических событий (10 теплых и 9 холодных, т.е. ледниковых, эпох). В стратиграфической схеме Западной Сибири установлено пока только 15 крупных палеоклиматических событий (7 ледниковых, из которых одно в эоплейстоцене и 6 - в неоплейстоцене; и 8 теплых событий). Таким образом, в стратиграфической схеме Западной Сибири отсутствуют следы двух ледниковых и двух межледниковых интервалов. Их наличие в байкальских илах и китайской лессовой записи и отсутствие в стратиграфической схеме Западной Сибири, по мнению Е.Б. Карабанова, не является специфической особенностью климата Азии, а связано с перерывами в осадконакоплении или с неправильной корреляцией отложений. К последней относится сопоставление максимального среднего неоплейстоценового (самаровского) оледенения со стадией МИС-10. Правильнее, по нашему мнению, отложения самаровского оледенения, как и в европейской части России, относить к МИС-8. В данном случае отложения палеоклиматических событий МИС-9 и МИС-10 в стратиграфической схеме отсутствуют. Е.Б. Карабанов в пределах этих интервалов помещает перерывы в осадконакоплении. В Западной Сибири перерывы могут быть между тобольским и шайтанским, и между шай-танским и талагайкинским горизонтами.
Принимая во внимание абсолютные даты, тала-гайкинский горизонт в стратиграфической схеме Западной Сибири отвечает пяти стадиям (МИС 19— 15) и соответствует трем теплым и двум холодным эпохам. В байкальской записи он сопоставляется с МИС-17; не исключено, что на стадии МИС 15-16 приходится перерыв. В результате можно сделать вывод о том, что все разрезы нижнего и среднего неоплейстоцена Западной Сибири в дальнейшем требуют доизучения, а также более детального расчленения и датирования современными методами.
В настоящее время все возрастные оценки за пределами чувствительности радиоуглеродного метода базируются только на результатах ТЛ датирования отложений и ЭПР датирования раковин моллюсков, и нуждаются в уточнении и пересмотре. Точность
и количество дат в опорных разрезах долин Оби и Иртыша является недостаточной для определения продолжительности и выявления последовательности климатических событий в раннем и среднем неоплейстоцене. Сравнение возраста изотопных стадий и их количества в непрерывной байкальской записи с границами горизонтов в западносибирской схеме в пределах эпохи Брюнес показало хорошее соответствие только в позднем неоплейстоцене.
В дальнейшем, в связи с детализацией и введением ступеней в стратиграфические схемы Западной Сибири, возникнут проблемы корреляции отложений со ступенями. Каждая ступень, по представлениям Б.А. Борисова [2007], отвечает одному климатолиту МИС с определенным возрастом (рис. 1), причем четные ступени соответствуют холодным стадиям, а нечетные - теплым. Чередование ступеней отработано на разрезах европейской части России. В настоящее время отложения Западной Сибири сопоставить со ступенями трудно. В дальнейшем надо стремиться к детализации расчленения разрезов; она должна идти по пути пересмотра ледниковых и межледниковых горизонтов и коррелятных с ними одновозрастных отложений различного генезиса. Следует особо отметить, что все ледниковые горизонты Западной Сибири имеют трехчленное строение и состоят из двух моренных толщ (нижней и верхней) и одной межморенной толщи, чаще всего представленной аллювием и озерными глинами, реже - морскими отложениями (болгохтохские слои на севере равнины в ледниковой толще раннего неоплейстоцена).
Для оценки палеогеографической обстановки и при детализации расчленения отложений большое значение имеют палинологические данные; на их основе создана палеоклиматическая шкала плейстоцена Западной Сибири [Архипов, Волкова, 1994; Волкова и др., 2005]. В основу положена миграционно-климатическая модель; она позволяет установить палеогеографические типы флор, соответствующие определенным растительным формациям. Арктическая и субарктическая флоры (первый тип) типична для отложений ледниковых эпох. Для второго типа флоры характерно участие бореально-таежных элементов, входящих в состав различных таежных формаций, которые отражают растительность межледниковых эпох. Для них выявлены спектры трех растительных формаций, близких к современной растительности северной, средней и южной тайги. Третий тип растительности - перигляциальный, характерен для конца ледниковых эпох. Для расчленения лессовых горизонтов установлены аридные флоры, отражающие растительность пустынных, степных и лесостепных формаций. Арктические, субарктические и пе-ригляциальные группировки неоднократно занима-
30 - с"
2,8
Верхне-семейкинская подсвита Нижне-семейкинская подсвита
Мансийская морена
Рис. 2. Четвертичная стратиграфическая схема и климатическая шкала Западной Сибири.
ли изучаемую территорию, и отличались особенностями состава в ту или иную ледниковые эпохи. Они установлены для всех ледниковых эпох Западной Сибири. Впервые они появились в эоплейстоце-не, в убинское время (около 1,2 млн. лет назад).
На основе миграционно-климатичес-кой концепции флор разработаны типы палеоклиматов для ледниковых, межледниковых и межстадиальных эпох [Архипов, Волкова, 1994]. В результате создана палеоклиматическая шкала для плейстоцена Западной Сибири. Выявлено десять эпох с арктическим климатом и четыре - с субарктическим, приходящиеся на начало и конец талагайкинско-го межледниковья, на начало и окончание самаровского оледенения [Волкова и др., 2005] (рис. 2). В последние годы активно дискутируется проблема оценки статуса каргинского межледниковья. С.А. Гуськов считает, что отложения каргинского горизонта формировались в условиях межледникового, относительно теплого климата. Другие исследователи отмечают, что отложения каргинского горизонта являются интерстадиальными и формировались в условиях бореально-холодного климата. В.И. Астахов [Астахов и др., 2007] вообще отрицает существование каргинского межледниковья и считает, что стратиграфию Западной Сибири следует пересмотреть, а схема четвертичных отложений 2000 г. является невалидной. В последние годы получены новые даты по раковинам морских фораминифер, датированных радиоуглеродным (АМ8) методом [Гуськов и др., 2008]. В свете новых данных по Таймыру С.А. Гуськов и Л.К. Левчук констатируют, что стратиграфия неоплейстоцена Западной Сибири пересмотру не подлежит, а вопрос о статусе каргинского горизонта и палеогеографической обстановке этого времени требует доизучения.
Эта проблема имеет прямое отношение к решению вопроса о самостоятельности существования последнего (сар-танского) оледенения (стадия МИС-2). До настоящего времени дискуссируется
вопрос о стратотипе сартанского горизонта в Западной Сибири. Несмотря на то, что стратотип находится далеко от Западной Сибири на р. Сар-тан - притоке р. Яны (Северо-Восточная Сибирь), в западносибирской схеме название «сартанский горизонт» сохранено согласно решению МСК в 2006 г. (статья XI.3). Это не исключает поиски надежного стратотипа сартанского горизонта в Западной Сибири. Все проблемы позднечетвер-тичных оледенений заключаются в отсутствии стратотипов, хорошо датированных современными методами; эту проблему показал В.И. Астахов [2006]. В последние годы исследованиям по проекту QUEEN получены новые материалы по датированию позднечетвертичных оледенений. В.И. Астахов отмечает, что на севере Западной Сибири в позднем неоплейстоцене было всего одно оледенение, состоящее из двух стадий - ранней (100-90 тыс. лет назад) и поздней (70-50 тыс. лет назад). Это оледенение охватило по времени конец стадии МИС-5 (подстадии 5a-5d) и стадию МИС-4. В сартанское время (МИС-2) ледовые покровы с арктического шельфа не достигали суши. По обе стороны Урала отлагались осадки субаэраль-ной эоловой формации в условиях резкого похолодания климата и развития мощной мерзлоты. В связи с этим В.И. Астахов проводит границу распространения последнего поздневалдайско-го (сартанского) оледенения только до западного берега полуострова Ямал; на самом Ямале оледенения уже не было. Таким образом, он отказался от своих прежних данных (см. [Последнее оледенение ..., 1980]). На палеогеографической карте Западно-Сибирской равнины в максимум сартанского оледенения (22-17 тыс. лет назад) граница сартанского оледенения, по данным В.И. Астахова, проходила к югу от Ямала по широте г. Салехарда, далее южнее низовьев рек Надым, Пур и Таз, и выходила на правобережье р. Енисей. Такие представления разделяли С.А. Архипов и И.А. Волков (см. [Последнее оледенение ..., 1980]).
A.C. Лавров и Л.М. Потапенко [2005] не согласны с В.И. Астаховым, и показали на Ямале наличие сложно построенного ледникового рельефа. М.Г. Гросвальд [1999] отмечал, что в эпоху последнего оледенения (стадия МИС-2) северная и восточная окраины Евразии покрывались непрерывной се-
тью ледниковых щитов. Это оледенение должно покрыть всю арктическую окраину материка - как в европейской части России, так и в сибирском секторе евразийской Арктики. К югу от границ последнего оледенения существовали приледниковые озера, через которые осуществлялся сток вод всего севера Евразии [Волков, Казьмин, 2007].
Обилие новых дат, полученных различными методами в западном секторе Евразии, в том числе и в Западной Сибири [Астахов и др., 2007], резко обозначили две проблемы. Первая - как рассматривать палеогеографическое состояние последней ледниковой эпохи в период 20-17 тыс. лет назад, когда уровень Мирового океана был ниже современного на 130 м. Огромная часть шельфа в этот период была сушей. Встают вопросы об объеме льда в этот период в Западной Сибири и о границе продвижения ледника на юг. Правильное решение этих проблем тесно связано с анализом рельефа на севере Западно-Сибирской равнины, с выбором хорошего стратотипа и его датированием. Предполагается, что решение проблем последнего оледенения будет освещено в докладах VI Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода (Новосибирск, октябрь 2009 г.).
К числу нерешенных проблем плейстоцена западносибирского региона относится также вопрос о позднечетвертичном (зырянском) оледенении, его возрасте и границах распространения. В настоящее время пересмотрено строение разрезов в Западной Сибири на разрезах долины р. Оби - Шурышкары и Кирьяс. На основании датирования отложений новыми методами сделан вывод о том, что возраст оледенения более ранний, чем считалось ранее. Оледенение началось еще во время стадии МИС-5 (подстадии 5е-5а), и охватывало весь период МИС-4 [Лаухин и др., 2008]. К такому же выводу пришел Д.В. Назаров [2007] при изучении строения верхнечетвертичных отложений Гыданского и Тазовского полуостровов.
В заключение следует отметить, что все обозначенные проблемы еще предстоит решить в ближайшем будущем, и только путем проведения полевых и камеральных исследований отложений центральной и северной части Западной Сибири.
Исследования выполнены при поддержке Программы РАН № 15.
Литература
Архипов С. А., Волкова B.C. Геологическая история, ландшафты и климат плейстоцена Западной Сибири. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 1994. 105 с.
Астахов В.И. О хроностратиграфии верхнего плейстоцена Сибири // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. №3. С. 1207-1220.
Астахов В.И., Мангеруд Я. О возрасте каргинских межледниковых слоев на нижнем Енисее // Доклады РАН. 2005. Т. 405. № 1. С. 60-63.
Астахов В.И., Мангеруд Я., Свенсен И.И. Трансуральская корреляция верхнего плейстоцена Севера // Региональная геология и металлогения. 2007. № 30-
31. С. 190-206.
Борисов Б.А. Дальнейшее совершенствование общей стратиграфической шкалы четвертичной системы // Геологические события неогена и квартера России: современное состояние стратиграфических схем и палеогеографических реконструкций. М.: Изд-во ГЕОС, 2007. С. 16-19.
Вангенгейм Э.А., Певзнер М.А., Тесаков A.C. Зональное расчленение квартера Восточной Европы по мелким млекопитающим // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2001. Т. 9. № 3. С. 76-88.
Волков И.А. Пределы распространения сартанского ледника в Западной Сибири // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 6. С. 1049-1055.
Волков И.А., Казьмин С.П. Сток вод последнего оледенения севера Евразии // География и природные ресурсы. 2007. № 4. С. 5-10.
Волкова B.C., Хазина И.В., Бабушкин А.Е. Стратиграфия плейстоцена Западной Сибири и палеоклима-тическая шкала // Квартер-2005. Матер. IV Всерос-сийск. совещ. по изуч. четвертич. периода. Сыктывкар: Изд-во ГЕОПРИНТ, 2005. С. 77-78.
Гросвальд М.Г. Евразийские гидрогеологические катастрофы и оледенения Арктики. М.: Научный Мир, 1999. 113 с.
Гуськов С.А., Кузьмин Я.В., Левчук Л.К., Бурр Дж.С. Первые радиоуглеродные даты по раковинам фо-раминифер из каргинских морских отложений на полуострове Таймыр (север Средней Сибири ) и их интерпретация // Доклады РАН. 2008. Т. 421. № 6. С. 785-787.
Казьмин С.П., Волков И.А., Климов О.В. Последняя де-гляциация. Океан и атмосфера // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и направления дальнейших исследований. Матер. V Всероссийск. совещ. по изуч. четвертич. периода. М.: Изд-во ГЕОС, 2007. С. 165-168.
Карабанов Е.Б., Прокопенко A.A., Кузьмин М.И., Вильяме Ф.Ф., Гвоздоков А.Н., Кербер Е.В. Оледенения и межледниковья Сибири. Палеоклиматическая запись из озера Байкал и ее корреляция с западно-
сибирской стратиграфией // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 1-2. С. 48-63.
Лавров А.С., Потапенко Л.М. Рельеф полуострова Ямал // Квартер-2005. Матер. IV Всероссийск. совещ. по изуч. четвертич. периода. Сыктывкар: Изд-во ГЕОПРИНТ, 2005. С. 212-213.
Лаухин С.А., Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е., Кузнецов
B.Ю., Чернов С.Б., Тертычная Т.В. Палеоклиматы и хронология ранневюрмского мегаинтерстадиала Западно-Сибирской равнины // Доклады РАН. 2006. Т. 411. №4. С. 540-544.
Лаухин С.А., Фирсов А.М. Стратиграфия и палеогеография позднего плейстоцена Среднего Приобья по результатам изучения разреза Кирьяс (Западная Сибирь) // Бюллетень МОИП. Отд. геол. 2008. Т. 83. № 2. С. 40-50.
Назаров Д.В. Новое о четвертичных отложениях центральной части Западно-Сибирской Арктики // Региональная геология и металлогения. 2007. № 3031. С. 213-221.
Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум последнего оледенения. Новосибирск: Наука, 1980. 108 с.
Постановления МСК и его постоянных комиссий. Вып. 38. СПб.: ВСЕГЕИ, 2008. 28 с.
Унифицированная региональная стратиграфическая схема четвертичных отложений Западно-Сибирской равнины. Новосибирск: СНИИГИМС, 2000. 64 с. + 8 лист.
Шик С.М. Некоторые проблемы стратиграфии и палеогеографии квартера // Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода. 2008. № 68.
C.40-49.
Astakhov V.I., SvendsenJ.I., Matioushkov A., MangerudJ., Maslenikova О., Tveranger Y. Marginal formations of the last Kara and Barents ice sheets in northern European Russia // Boreas. 1999. Vol. 28. P. 23^5.
Bassinot ЕС., Laberyrie L.D., Vincent E., Quidelleur X., Shackleton N.J., Lancelot Y. The astronomical theory of climate and the âge of the Brunhes-Matuyama magnetic reversai // Earth and Planetary Science Letters. 1994. Vol. 126. P. 91-108.
