Четвертичные отложения Центральной части Западно-Сибирской Арктики

Назаров, Дмитрий Владимирович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Четвертичные отложения Центральной части Западно-Сибирской Арктики
ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Четвертичные отложения Центральной части Западно-Сибирской Арктики"

Санкт-Петербургский государственный университет

Назаров Дмитрий Владимирович

ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ АРКТИКИ

Специальность 25.00.01 - общая и региональная геология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 2011

2 4 ОЕЗ 2011

4856284

Работа выполнена на кафедре динамической и исторической геологии геологического факультета Санкт-Петербургского государственного университета

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук, профессор СПбГУ Астахов Валерий Иванович (Санкт-Петербург)

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Рыбалко Александр Евменьевич (Санкт-Петербург)

кандидат геолого-минералогических наук Гусев Евгений Анатольевич (Санкт-Петербург)

Ведущая организация:

Всероссийский научно-исследовательский геологический институт им. А.П. Карпинского (ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского, Санкт-Петербург)

Защита диссертации состоится 10 февраля 2011 г. в 15 часов в ауд. 52 Главного здания СПбГУ на заседании совета Д 212.232.47 по защите докторских и кандидатских диссертаций при Санкт-Петербургском государственном университете.

Адрес: 199034 Санкт-Петербург, Университетская набережная 7/9, геологический факультет

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке им. A.M. Горького (СПбГУ)

Автореферат разослан «10» января 2011 г.

Отзывы на диссертацию и автореферат в двух экземплярах просьба направлять по адресу: 199034 Санкт-Петербург, Университетская набережная 7/9, геологический факультет, диссертационный совет Д 212.232.47, ученому секретарю.

Ученый секретарь

диссертационного совета

Н.А. Калмыкова

Общая характеристика работы

Актуальность темы. Центрально-арктические равнины - наименее геологически изученная часть Западной Сибири. Освоение расположенных здесь крупнейших месторождений углеводородов требует развития территориальной инфраструктуры. Для этого нужны надежные данные о геологическом строении верхней части осадочного чехла, непосредственного субстрата любой хозяйственной деятельности. Мощность четвертичных отложений на севере Западной Сибири по данным бурения достигает 350 м. Однако на Гыданском и Тазовском п-овах не было описано ни одного стратотипического или опорного разреза четвертичных отложений. Классические, лучше всего изученные страторайоны расположены по периферии ЗападноСибирской равнины, в низовьях Оби и Енисея. Созданные на их основе местные и региональная стратиграфические схемы не обеспечивают корреляцию четвертичных толщ на обширных пространствах центральной части севера величайшей равнины.

С севером Западной Сибири связаны главные загадки истории позднего плейстоцена арктической Евразии, которые являются объектом многолетних усилий многих международных коллективов. Оставалось неясным количество и качество ледниковых экспансий и морских трансгрессий на территорию современной западносибирской суши в позднечетвертичное время.

Объектом исследования послужили выходящие на дневную поверхность четвертичные образования мощностью до 100 м в арктической части западно-сибирского осадочного бассейна площадью около 0,5 млн. кв. км. Предмет исследования составляют стратиграфия этих образований и их корреляция с соседними районами севера Западной Сибири.

Цель и задачи исследования. Целью диссертационной работы является создание местной стратиграфической схемы верхнего неоплейстоцена центральной части западно-сибирской Арктики и реконструкция этапов и условий осадконакопления с конца среднего неоплейстоцена до начала голоцена.

Для ее достижения были поставлены следующие задачи:

1. Морфолитостратиграфическое расчленение видимой части разреза четвертичных отложений на основе полевого анализа седиментационных текстур, фаций и характера контактов между осадочными телами.

2. Корреляция местной колонки верхнего неоплейстоцена со стратиграфическими схемами соседних районов с помощью геохронометрических, палеоклиматиче-ских и палеонтологических данных.

3. Реконструкция основных историко-геологических событий позднего неоплейстоцена центральной части западносибирской Арктики.

Научная новизна. Предложена первая местная стратиграфическая схема видимой (выходящей на дневную поверхность) части покрова четвертичных отложений для центральной части севера Западной Сибири. Впервые в Западной Сибири морские отложения двух трансгрессий геохронометрически скоррелированы с глобальным повышением уровня мирового океана во время морской изотопной стадии (МИС) 5. Установлены взаимоотношения между осадочными толщами, отражающими основные палеоклиматические события района. На базе многочисленных радиометрических данных, а именно дат, полученных методами оптически стимулированной люминесценции (ОСЛ) и радиоуглеродным, впервые проведена корреляция местных страто-нов и этапов поздненеоплейстоценовой истории со стратонами и событиями соседних районов, а также с глобальными климатическими ритмами.

Теоретическое и практическое значение. Полученные результаты продвигают вперед понимание новейшей геологической истории арктических побережий. Впервые описанные местные стратиграфические подразделения предлагаются в состав региональной стратиграфической схемы Западно-Сибирской равнины и для легенд геологических карт. Разработана ранее не применявшаяся в Сибири методика анализа осадочных текстур и их сочетаний с целью генетической интерпретации и корреляции четвертичных отложений. Седиментологический анализ литофациальных особенностей плейстоценовых пород вместе с обширной фотодокументацией могут лечь в основу атласа осадочных текстур и структур четвертичных образований севера Западной Сибири.

Основные защищаемые положения.

1. Отложения верхней части среднего неоплейстоцена и верхнего неоплейстоцена центральной части западно-сибирской Арктики сформировались за пять последовательных этапов осадконакопления: 1) среднеплейстоценового покровного оледенения с обширным подпрудным водоемом у фронта ледника; 2) максимальной для позднего неоплейстоцена трансгрессии моря с бореальной фауной (нямсинская и паютинская свиты); 3) второй морской трансгрессии с аркто-бореальной фауной (зве-ревская свита); 4) покровного оледенения к северу от Гыданской гряды (льдистые морены и юрибейская свита); 5) перигляциального этапа с преобладанием субаэральной обстановки осадконакопления.

2. Морские нямсинская и паютинская свиты являются главным стратиграфическим репером в центральной части западно-сибирской Арктики и примерно синхронны мапохетскому аллювию и каргинским морским слоям низовий Енисея, шурыш-карскому торфянику и пяк-яхинскому аллювию Нижней Оби. Вышележащий ледниковый комплекс п-ова Гыдан вместе с юрибейской свитой коррелируется с сангом-панскими подпрудно-озерными осадками на Нижней Оби, верхними моренами Ямала и заполярного Енисея.

3. Выходящие на дневную поверхность четвертичные отложения центральной части западно-сибирской Арктики по данным геохронометрии и согласно палеокли-матическому сигналу имеют возраст следующих ступеней общей шкалы: а) нижний ледниковый комплекс - 6 ступени среднего неоплейстоцена, б) перекрывающие морские свиты - 1 ступени верхнего неоплейстоцена, в) морены и юрибейская свита вод-ноледниковох осадков п-ова Гыдан - 2 ступени верхнего неоплейстоцена, г) озерные осадки и аллювий III террас с трупами мамонтов - 3 ступени, д) льдистый лессовидный покров и аллювий II террас - 4 ступени верхнего неоплейстоцена.

Фактическая основа работы. Диссертация основана на личных геологических наблюдениях автора в ходе 10 полевых сезонов 2000-2009 гг. Полевые работы выполнялись по планам российско-норвежских научно-исследовательских проектов PECHORA (Paleo Environment and Climate History of the Russian Arctic - Палеоланд-шафты и климатическая история Русской Арктики) и ICEHUS (Ice Age development and Human Settlement in northern Eurasia - История ледникового периода и расселения человека на севере Евразии), финансированных Норвежским Советом по науке.

2007, Новосибирск, 2009; на совещании «Геологи XXI века», Саратов, 2004; на международном рабочем совещании «Проблемы корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере», Санкт-Петербург, 2006; на 33 Международном Геологическом Конгрессе, Осло, 2008; на XLII Тектоническом совещании «Геология полярных областей Земли», Москва, 2009; на генеральной ассамблее Европейского Союза Наук о Земле, Вена, 2009; на конгрессе Американского Геофизического Союза, США, 2009; на Всероссийской научной конференции «Марковские чтения 2010 года» в Москве.

Некоторые результаты описанных ниже исследований использованы при составлении листа R-41-XXXV, XXXVI Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 000.

Публикации. По теме диссертации опубликована 21 работа, 5 из которых - в рецензируемых научных журналах, входящих в перечень ВАК.

CTpyicrypa и объем работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения и списка литературы общим объемом 174 страницы, проиллюстрирована 85 авторскими рисунками и фотографиями, содержит 4 внутритекстовые таблицы. Список литературы включает 168 названий.

Автор глубоко признателен своему учителю В.И. Астахову, под чьим руководством прошли первые полевые сезоны в Арктике и при неизменной поддержке и участии которого была выполнена вся представленная работа. Автор благодарен координаторам проектов PECHORA и ICEHUS Я. Мангеруду и Ю.И. Свенсену (Университет г. Бергена, Норвегия) за предоставленную возможность проведения полевых работ и аналитических исследований, а также за постоянное конструктивное обсуждение полученного материала. В разные годы, вместе с автором в поле работали геологи М. Хенриксен (Университет г. Ос, Норвегия), О. Лоне (Университет г. Бергена, Норвегия) и А.Д. Матюшков (ВСЕГЕИ), плодотворные дискуссии с которыми трудно переоценить. Благодаря помощникам О.Б. Полехову и Н.В. Павлову, а также студентам СПбГУ Я.Д. Яржембовскому и Е.А. Стройновой работа в поле проводилась более эффективно. Особую признательность автор выражает В.Д. Тарноградскому, чья критика и рекомендации помогли значительно улучшить качество работы.

Неоценимую поддержку в проведении и организации полевых и камеральных работ автору оказывали: декан геологического факультета СПбГУ И.В. Булдаков, директор ГУП «НИИКАМ» |А.В. Перцов|, сотрудники ИЭРиЖ УрО РАН В. Г. Штро (г. Лабытнанги) и Т. В. Струкова (г. Екатеринбург), зам. мэра г. Новый Уренгой Л.Н. Дормидонтова, геологи ООО «Ямбурггаздобыча» в пос. Ямбург, главы администраций поселков ЯНАО Антипаюта, Коротчаево и Самбург, руководство совхоза «Анти-паютинский», сотрудники ООО «Северстрой» и его директор Т.З. Нигамадьянов.

Автор искренне признателен всем сотрудникам каф. динамической и исторической геологии геологического факультета СПбГУ за оказанные поддержку, помощь, постоянные консультации и проявленное терпение.

Глава 1. Геолого-географический очерк

Центральная часть западно-сибирской Арктики представляет собой полого волнистую аккумулятивную равнину высотой обычно не более 40-60 м. Максимальные (до 161м) отметки связаны с Гыданской грядой, которая протягивается от п-ова Дорофеевского на побережье Енисейского залива на юго-запад через весь Гыданский п-ов до мыса Трехбугорного на Обской губе. Большая часть территории находится в зоне мохово-лишайниковой и кустарниковой тундры. Многолетняя мерзлота имеет сплошное распространение и достигает мощности 400 м в низовьях Енисея.

В геолого-структурном отношении это наиболее погруженная часть эпигерцин-ской плиты с мощностью мезозойско-кайнозойского чехла до 8-9 км. На большей части территории плейстоцен подстилается рыхлыми или слабо связными верхнемеловыми и палеогеновыми глинами, алевритами, песками, опоками, диатомитами с редкими пластами крепких алевролитов и песчаников. Изредка вдоль Гыданской гряды на дневную поверхность выходят меловые породы, а на юге Тазовского п-ова - и палеогеновые.

Глава 2. Прежние стратиграфические представления

Первые стратиграфические представления отражены на карте отложений четвертичной системы Западной Сибири и прилегающих территорий м-ба 1:1500 ООО (Заррина и др., 1961), обобщившей материалы государственной геологической съемки м-ба 1:1 ООО ООО, выполненной сотрудниками НИИГА, ВСЕГЕИ и других организаций. При съемке для расчленения разреза и корреляции использовалась стратиграфическая схема В.Н. Сакса (1953), основанная на разрезах Нижнего Енисея. По этой схеме последнее оледенение с центрами в горах Урала и Средней Сибири имело ограниченное распространение на равнине. Поэтому на обзорной карте основание разреза арктических низменностей показано как нерасчлененные средне-верхнеплейстоценовые морские отложения, перекрытые лишь флювиогляциалом и послеледниковыми «озерно-аллювиальными» осадками. Только на востоке Гыдана отмечены следы оледенения, выраженные субмеридиональными грядами возможно ледникового происхождения. Отсутствие следов оледенения в центральной части поддерживалось и сторонниками морского происхождения ледниковых диамиктонов.

Новая концепция центров оледенения на Карском шельфе с субширотной границей предполагала, что верхнеплейстоценовый ледниковый комплекс развит на всей арктической части равнины (Астахов, 1976, 1977). Однако вопрос о возрасте и пределах распространения последнего оледенения долго оставался нерешенным. Широкое распространение получила идея ледникового максимума в самом конце плейстоцена (22-17 тыс. лет назад) с подпруживанием западно-сибирских рек и образованием гигантского озерного водоема (Волков и др., 1978; Архипов и др., 1980). Однако статистика радиоуглеродных дат, находки древних трупов мамонтов у поверхности, а также отсутствие следов огромного подпрудного озера привели к выводу о возрасте верхнего ледникового комплекса не моложе 50 тыс. л.н. (Astakhov, 1992, 1998, Астахов, 1999). Последняя точка зрения получила полную поддержку в результатах международных исследований соседних районов Русской Арктики по программе QUEEN, которыми не обнаружено ледниковых образований 3 и 4 ступеней верхнего неоплейстоцена (Svendsen et al., 2004). Все же оставались неясными размеры и возраст последнего ледникового покрова, граница которого по распространению залежей реликтового глетчерного льда провизорно рисовалась на юге Гыданского п-ова (Astakhov, 2006).

Глава 3. Методика исследований

Диссертационная работа основана на данных полевого изучения 30 опорных разрезов севера Западной Сибири и Полярного Урала, на которых автор работал самостоятельно, либо в составе группы геологов (рис. 1). Большинство обнажений имеют протяженность несколько километров и высоту до 60-70 м. Осадочные тела наиболее детально изучались в отдельных ступенчатых расчистках шириной 4 м и более по фронту обнажения. Контакты прослеживались вдоль всего обрыва. При

Мыс Зверевский

Гыданский п-ов

плато уторана

\ Мыс Каргинский Парисен-То о

5 о Юнгу-Яха Селякин мыс

Никитинский яр ' к ^Дудинка Хета

Марресале

Юрибей-2

Седэ-Яха

оНяров«

1а ют а

Мыс Наблюденийс Таситосё Ерната °Ямб-Ярато (у чье Ямбург <

}Нюнтеда-Яха

Полой

„ - „ Сангомпан Лабытнанги о

Салехай AlSapKaf

р., ^ Пичугуи-Яха

Г° °Игорская Обь

Большой

)вый Уренгой

1итляр

66° 72° 78° 84°

Рис. 1. Опорные разрезы четвертичных отложений, изученные в 2000-2009 гг.: ® Д.В. Назаровым,» В.И. Астаховым и Д.В. Назаровым, х В.И. Астаховым и Я Мангерудом по (Назаров, 2007; Астахов, Мангеруд, 2007; Астахов, Назаров, 2010) с дополнениями; - граница поздненеоплейстоценового максимума покровного оледенения по (Astakhov, 2006); ▼ Forman et al., 2002; а Васильчук, 1992

расчленении разреза использовались структурно-геологические и морфолитострати-графические критерии. Выделение отдельных стратонов и их генетическая интерпретация производились при условиях: 1) индивидуального сочетания литологических, структурных и текстурных особенностей, выраженных в характерной только для данной толщи архитектуре фаций; 2) несогласном залегании вышележащих пород по отношению к нижележащим, исключая внутриформационные несогласия и редкие случаи постепенных переходов; 3) выдержанности контактов по простиранию, как минимум, на несколько сотен метров, обычно - на первые километры; 4) палеонтологической характеристики, если доказано захоронение организмов in situ; 5) ясных геоморфологических взаимоотношений в случаях рельефоообразующих толщ, например, речного аллювия.

Для межрегиональной корреляции использовались радиометрические методы датирования. В ходе работ было получено 140 OCJI и 37 радиоуглеродных возрастов. OCJI датирование выполнено в лаборатории Университета г. Орхус (Дания) под руководством А. Марри. 14С даты получены в лаборатории палеогеографии и геохронологии СПбГУ под руководством X. А. Арсланова.

Глава 4. Стратиграфия четвертичных образований

4.1. Ледниковый комплекс среднего неоплейстоцена. Основание разреза непосредственно выше уровня моря сложено диамиктовой толщей ледникового комплекса среднего неоплейстоцена (рис. 2) с рассеянным гравийно-галечным материалом, валунами до 1,5-2 м в диаметре, пликативными и дизъюнктивными дислокациями. Нередко в диамиктовой массе видны тектонические пластины и ксенокласты песчаных или глинистых пород, часто с сохранившимися осадочными текстурами. Подошва диамиктов обычно находится ниже уровня моря, поднимаясь на дневную поверхность в единичных случаях, например, на Дорофеевском п-ове восточного Гыда-на. Кровля диамиктовой толщи достигает гипсометрических отметок в 140-160 м абс. выс. Нижняя диамиктовая толща слагает водораздельные плато, а также цоколи речных и морских террас.

В обнажениях Мыс Зверевский, Мыс Наблюдений, Белая Яра и Нюнтеда Яха (рис. 1) описаны структурно-текстурные признаки на основании которых нижняя диамиктовая толща отнесена к группе фаций монолитных морен (по Ю.А. Лавруши-ну). Это: а) четко выраженная ориентировка большинства удлиненных обломков, «хвостов» и «языков» песчаных ксенокластов; б) притертая подошва с текстурами захвата песков из подстилающей пачки, что типично для гляциодинамических контактовых зон; в) послойное обогащение диамиктов продуктами растаскивания захваченных рыхлых пород ложа, что создает характерную полосчатость свойственную нижним горизонтам плитчатой морены (banded till по Benn & Evans, 2003). г) флюидаль-ные текстуры обтекания валунов, мелких и средних отгорженцев.

Нижняя диамиктовая толща часто перекрыта алевро-глинистыми ритмитами, местами переходящими в типичные варвы (рис. 2) видимой мощностью от 10 до 25 м. Отдельные пачки ритмитов демонстрируют латеральное изменение фаций приледни-кового подпрудного водоема. Наиболее тонкие ритмиты дистальных фаций отлагались в удаленных от берега и края льда частях бассейна. Строение отдельных лент отражает сезонные изменения условий осадконакопления, весной отлагались алевриты, зимой - тонкие глины.

Обская губа

84° в.д.

/7-ое Тазовский

71° в.д.

верховья р. Юрибей (п-ов Ямал)

п-ов Дорофеевский

р-н Усть-Порта

Гыданская гряда

г к«,;.«--'! Звереве«« с фауНой

Верхний неоплейстоцен

Зверевская свита (гу), пески и галечники моллюсков

Морские [■;•:•.у| Паютинская свита (рЛ, пески и алевриты образования

I Нямсинская (пв) свита и каргинские (кг) слои,

пески и алевриты с фауной моллюсков

Ледниковый комплекс

Юрибейская свита (¡и), параллельно и ^Р^тШ косослоистые пески и глинистые ритмиты, флювиогляциал и гляциолимний

|АжА Диамиктовая толща, тилл

Флювиальные У и субаэральные ^ образования

Лессовидные алевриты •'•.•' • '••1 Аллювий первых надпойменных террас, пески и алевриты Аллювий вторых надпойменных террас, пески и алевриты

г.••;■/.-I Аллювий третьих надпойменных террас и лимний водоразделов

с растительным детритом и остатками мамонтовой фауны . Аллювиальные и озерные пески, алевриты и глины с торфом

Средний неоплейстоцен

Ледниковый комплекс

и А Диамиктовая толща, тилл

Косослоистые пески, флювиогляциал

Алевритово-глинистые ритмиты, лимногляциал

Рис. 2. Схема залегания неоплейстоценовых отложений центральной части западно-сибирской Арктики по данным полевых наблюдений 2003-2009 гг. (горизонтальный масштаб - произвольный)

Отличительной чертой проксимальных по отношению к краю ледника фаций гляциолимния являются многочисленные дропстоуны (до 20 см в поперечнике) и линзы гравийно-галечного материала с диамиктовым заполнителем, нарушающие ритмичность озерной седиментации. Это выдает садку грубого материала на дно глубокого водоема при близком положении края ледника, продуцировавшего айсберги и грязевые потоки.

Пачки с наиболее толстыми и грубыми лентами формировались вдоль берегов озерной котловины на удалении от ледника. В условиях относительного мелководья на сезонную слоистость (двучленное строение лент) накладывались локальные изменения количества поступающей в озеро воды и влекомого ею терригенного материала. Эти короткопериодичные изменения отражаются во внутренней вторичной слоистости прослоев алеврита и глины.

Местами строение ритмитов полностью соответствует модели турбидитного осадконакопления, известной как цикл Боума. В данном случае мутьевые потоки возникали в дистальных частях дельт при впадении в озеро рек или потоков талых ледниковых вод.

Хорошо сортированные косослоистые пески с линзами и прослоями гравия слагают междуречные плато на Тазовском и Гыданском п-овах. Вдоль Гыданской гряды их кровля выходит на поверхность на отметках около 100 м, а видимая мощность достигает 6-7 м. На юге Тазовского п-ова они вскрыты на междуречье Таб-Яха - Нгарка-Таб-Яха (60 м абс. выс.) в основании стенки карьера высотой 25 м. Восемнадцатиметровая пачка песков с косыми сериями мощностью 5-50 см, однообразно падающими на юг, сформировалась в условиях постоянного и относительно равномерного притока терригенного материала, влекомого водой. Подобные условия осадконакопления типичны для флювиогляциальных образований, слагающих срединные фации зандровых равнин у фронта ледника (Miller, 1996).

4.2. Нямсинская свита. В северной половине Тазовского п-ова и на юго-западе Гыданского п-ова широко развита 40-50 метровая террасовидная поверхность. Ее верхняя часть сложена двумя различными толщами, описанными как нямсинская и паютинская свиты (рис. 2). Изученные разрезы удалены до 150 км друг от друга, но аккумулятивная часть террасы сохраняет сходные литологические черты и однотипную фациальную архитектуру.

Опорный разрез нямсинской свиты представлен в обнажении Мыс Наблюдений на северной оконечности Тазовского п-ова (рис. 1) В основании обрыва залегают образования нижнего ледникового комплекса (рис. 3) видимой мощностью до 22 м. Вышележащие морские пески, алевриты и глины нямсинской свиты мощностью до 38 м (рис. 2) представлены тремя пачками, отражающими фациальную зональность прибрежной среды седиментации. Пачки замещают друг друга как по разрезу, так и по латерали.

Первая пачка мощностью до 4 м сложена тонкозернистыми параллельно-слоистыми песками с растительным войлоком, которые сформировались при больших скоростях течения. Подобные условия обычны для сублиторальной зоны ниже глубин волнового воздействия при постоянных вдольбереговых потоках.

Вторая пачка мощностью до 26 м сложена параллельным переслаиванием алев-ритистых глин и алевритов с песчаными прослоями и линзовидной слоистостью. Среди остатков моллюсков Buccinum undatum, Modiolus sp., Macoma balthica, Mytilus edulis, Macoma calcarea, Yoldia hyperborea, и Bulbus striatus (определения А.Ю. Bo-ронкова и Б.И. Сиренко, ЗИН РАН), первые два вида относятся к бореальным. Зале-

raime фауны in situ подтверждается многочисленными следами их жизнедеятельности. Третья пачка мощностью до 16 м представлена кварцевыми песками с разнообразной флазерной слоистостью. Попадаются обломки створок моллюсков и ходы зарывания. Многочисленны мульдообразные промоины до 60 см в поперечнике и 15 см глубиной. Нередко наблюдаются текстуры дегидратации и структуры нагрузки: мелкие штокообразные и диапировые внедрения глин и песков в перекрывающие прослои.

Текстуры двух последних пачек типичны для осадконакопления в приливно-отливной полосе, обычно в интервале высот от 2-3 до 10-15 м. Замещение по латера-ли тонкозернистой второй пачки более грубозернистой третьей отражает закономерную смену обстановок осадконакопления от глинистой равнины приливно-отливной полосы к более мористой песчаной равнине (Рейнек, Сингх, 1981).

В обнажении Мыс Наблюдений разнообразные фациальные признаки нямсин-ской свиты представлены весьма полно. Этот закономерный набор фаций вместе с палеонтологической характеристикой впервые детально описаны в западносибирской Арктике. Нямсинская свита имеет ясные соотношения с подстилающим ледниковым комплексом и перекрывающими осадками субаэральных лессовидных суглинков и аллювиальных песков с торфом (см. ниже). Из песков нямсинской свиты получено 17 OCJ1 возрастов со средним значением 134 тыс. лет. Все это позволяет разрез Мыса Наблюдений предложить в качестве стратотипа нямсинской свиты (ct.V.15. Стратиграфический кодекс..., 2006).

4.3. Паютинская свита. Ее мощность варьирует от 5-7 м до 43 м, на Гыдан-ском п-ове подошва свиты находится на отметках 5-25 м, а на Тазовском п-ове она опускается ниже уровня моря. Кровля свиты поднимается до 45 м. Резкий контакт свиты с подстилающим ледниковым комплексом фиксируется многочисленными эрозионными промоинами и каналами 40-50 м в поперечнике и 10 м глубиной. Они заполнены мелкозернистыми кварцевыми песками с прослоями намывного растительного детрита, преимущественно мохового войлока. Эти слойки повторяют форму промоин, утоняясь к их бровкам. Такое заполнение характерно для врезов, сформировавшихся при глубине потока примерно равной глубине канала (МсКее, 1957).

Общий облик паютинской свиты определяется чередованием параллельно залегающих прослоев песка мощностью 0,5-3 м и глинистого алеврита (не более 1,2 м), выдержанных по простиранию на несколько сотен метров. По всему разрезу пески содержат намывной растительный детрит, в основном моховой войлок. В нижней части разреза его объем достигает 50-70%. Текстуры палеотечений однонаправлены в пределах одного разреза длиной в несколько километров. В разных обнажениях они несколько различаются, в целом тяготея к восточным румбам.

Руководящим признаком паютинской свиты являются текстуры восходящей ряби, прослеживающиеся по всему разрезу. Принципиальное отличие слоистости восходящей ряби от других типов ряби течения в том, что она отражает строение сыпучего материала, обусловленное одновременной миграцией и разрастанием вверх по склону ряби течения или волновой ряби (Рейнек, Сингх, 1981). Объясняется это тем, что при наличии во взвешенном состоянии достаточного количества материала, обращенный против течения склон почти не подвергается эрозии, следовательно, погребенные знаки ряби полностью сохраняются под покровом осаждающегося песка, который, в свою очередь, образует волны ряби, но уже с несколько смещенными гребнями (Jopling, Walker, 1968). За отсутствием признаков аллювиального и турбидитно-

го осадконакопления, доминирование таких текстур восходящей ряби наиболее характерно для мелководных областей фронта дельты при впадении реки в море.

Венчают разрез паютинской свиты пески с флазерной или линзовидной слоистостью, формирование которых происходит в приливно-отливной зоне прибрежного мелководья. В этих песках иногда встречаются следы жизнедеятельности водных организмов, вероятно, ходов зарывания моллюсков.

Из песков паютинской свиты получено 14 ОСЛ возрастов в обнажениях Нюн-теда-Яха, Белая Яра, Седэ-Яха и Ямбург (рис. 1 и 3). Их среднее значение равно 139,7 тыс. лет со средней погрешностью лабораторного измерения ±9 тыс. лет. Вышеуказанное позволяет присвоить паютинской свите ранг местного стратиграфического подразделения со стратотипом в обнажении Нюнтеда-Яха и парастратотипом в обнажении Седэ-Яха.

4.4. Зверевская свита и ее континентальные аналоги. На крайнем востоке Гыданского п-ова в верхней части Мыса Зверевского (рис. 1 и 3) выходят морские отложения зверевской свиты. Свита в латерально меняющихся песчаных, песчано-алевритовых и галечниковых фациях прослеживается на расстоянии более 5 км. Ее мощность варьирует от первых до 15 м. Минимальная альтитуда подошвы 18 м, а кровли 49 м. Нижний контакт зверевской свиты маркируется гравийно-галечным слоем поверх дислоцированных отложений ледникового комплекса или вложенных в него морских песков (возможно синхронных паютинской свите) с ОСЛ возрастом 178±12 и 134±8 тыс. лет (рис. 3). В отложениях зверевской свиты содержатся многочисленные раковины бореально-арктических, субарктических и арктических двустворчатых, гастропод и ракообразных: Astarte borealis, Clinocardium ciliatum, Chla-mys sp., Mya truncata, Neptúnea ventricosa, Astarte elliptica, Cirripedia sp., Hiatella arctica, Astarte montagui, Macoma brota, Nuculana cf. radiata (определения А.Ю. Bo-ронкова ЗИН РАН).

В верхней части разреза свиты находится гравийно-галечный слой с черепитчатым залеганием плоской гальки, противоположным направлением падения ее длинных осей и огромным количеством створок моллюсков. Это следы прежнего берегового вала вблизи линии максимального прилива древнего моря.

Размыв в основании зверевской свиты и пляжевый галечник верхов разреза вместе с аркто-бореальной фауной отражают трансгрессивно-регрессивную последовательность осадконакопления в водоеме более тепловодном, чем современное Карское море. Хронологический интервал определяется по 10 ОСЛ возрастам от 68 до 88 тыс. лет со средним значением 77 тыс. лет (рис. 3 и табл. 1). Зверевской свите присваивается ранг местного стратиграфического подразделения с названием по ближайшему географическому объекту.

Континентальными аналогами зверевской свиты являются аллювий и лимний с ОСЛ датами 77 и 74 тыс. лет и прослоями торфа мощностью до 20-30 см (рис. 3). Они вложены в морские отложения нямсинской свиты на севере Тазовского п-ова. На юго-западе Гыданского п-ова хронологическими аналогами зверевской свиты вероятно являются морские отложения разреза Нярова-Паюта (рис. 1 и 3) с ОСЛ датировками 108-69 тыс. лет и двумя запредельными 14С возрастами.

4.5. Ледниковый комплекс верхнего неоплейстоцена. В центральной части западно-сибирской Арктики отложения последнего покровного оледенения ранее не описывались, но предполагались по единичным выходам пластовых льдов на Гыдане (Astakhov, 1992, 2006). На Тазовском п-ове и на юге Гыданского п-ова ледниковых отложений у дневной поверхности автором не было обнаружено, но они наблюдались

к северу от гребня Гыданской гряды (Назаров, 2007). Здесь они представлены погребенным глетчерным льдом, диамиктоном и водно-ледниковыми отложениями — обн. Юнгу-Яха, Парисен-То и Юрибей-2 на рис. 1. Они перекрыты осадками подпрудных водоемов и потоков талых ледниковых вод.

В основании обнажения Юрибей-2 (рис. 1 и 3) описан погребенный пласт льда, прослеженный вдоль обрыва на 400 м. Подошва льда опускается ниже уреза реки, а видимая мощность составляет 4 м. Верхний контакт ледяной залежи с перекрывающим диамиктоном резкий и ровный с оплавленной кровлей. Лед полосчатый за счет послойного обогащения обломочным материалом, содержание которого в отдельных черных лентах достигает 50%—80%. Чистые полосы льда практически не содержат пузырьков газа. Параллельная полосчатость падает по азимуту 330° под углом 10°—15° и несогласна по отношению к перекрывающей субгоризонталыю залегающей толще. Кроме

наклонной полосчатости в пласте льда встречаются опрокинутые складки с азимутом падения осевой плоскости согласно падению лент льда. Эти структурные элементы пластических деформаций льда очевидно являются результатом бокового стресса. Пластовый лед перекрыт переуплотненным, массивным, алевритистым диамиктоном мощностью около 1 м с рассеянными галькой, гравием и вертикалыю-линзовидной криогенной текстурой. Структуры пластового льда не наследуются перекрывающим диамиктоном, в подошве которого наблюдается резкое угловое несогласие.

Лед в основании разреза Юрибей-2 обладает присущими погребенным глетчерам признаками: а) динамометаморфическим типом льда и б) его несогласными контактами с вмещающими отложениями (Соломатин, 1986).

Выше залегают пески с прослоями глинистых алевритов, мощностью от 5 до 10 м. В нижней части песков присутствует множество остроугольных глиняных обломков, переотложенных из подстилающего диамиктона. На песках лежат алевроглини-стые ритмиты, переходящие в варвы, мощностью 4-6 м. Они перекрыты песками с прослоями алевритов и преимущественно синфазной восходящей рябью, общей мощностью 2-4 м. Венчает разрез пачка песков с гнездами и тонкими прерывистыми прослоями гравия и гальки, представляющая одну косую серию мощностью 7-8 м. Слойки падают на юг под углом в 12°.

Наблюдаемая вверх по разрезу смена песков варвами и затем снова песками представляет собой фациальные переходы без перерывов в осадконакоплении. Подобное строение разреза с учетом частично протаявшего глетчерного льда в основании может быть лишь результатом седиментогенеза в условиях подпрудного прилед-никового водоема. Финальная стадия его развития фиксируется передовыми слоями проградационной флювиогляциальной дельты гилбертового типа, венчающими разрез Юрибея-2 и создавшими косую серию на площади минимум 1 км2. Гилбертова дельта, как наиболее примитивная разновидность, может образовываться лишь в пресных озерных водоемах, без участия многочисленных, наложенных факторов, обычных для сложных по структуре морских дельт. Строение и формирование подобных дельт описано во многих зарубежных работах, где они относятся к «glacier-fed deltas» (Jop-ling, Walker, 1968; Benn, Evans, 2003). Такие дельты возникают при деградации ледниковых щитов среди зандровых равнин и остаточных подпрудных водоемов.

Кроющие грубозернистые слои дельты (topsets) в этом разрезе почти полностью эродированы. Единственный признак их отложения - гравийно-галечные плащи многочисленных пятен выдувания на поверхности. Комплекс водноледниковых осадков - озерно-ледниковых песков, ритмитов и перекрывающих песков флювиогляци-

Таб-Яха

66 50 с.ш. 76°12' в.д.

шхшд

Юрибей-2

69°50' с.ш. 74°54' В.Д.

••Щр

Лабытнанги

Пяк-Яха

Пичугуй-Яха

66°35' с.ш. \ 69=12 вд.

137мяш«Шг

средний возраст по 14 ОСП датам в обнажении Большой Шар по (Astakhov е( а/., 2010)

Шур-2 65°57' с.ш. 651 вл.

Питляр

ОСЫПЬ \ 65°52' с.ш.

65°53' вл >15,6

76 v 108

Л А А А А А А А А А А А А А А А AAA А А \

Игарская 06t

66'05' С.Ш. / 66°16' в л.

■ 104 —

[ 37.1 - ОСЛ возраст, тыс. лет •12.8 "С возраст, тыс. лет

| '»з | Th/U возраст, тыс. лет | створки моллюсков, in situ

дек и d

Рис. 3. Корреляция опорных разрезов верхнего неоплейстоцена сев\ по Астахову и Назарову (2010) с изменениями и добавлением разре! Каргинский Мыс, Селякин Мыс, Нярова-Паюта, Ямбург, Таситосе и

Neptúnea ventricosa, Mya truncata, Chlamys sp., Nuculana cf. radiata,

Astarte borealis, Astarte elliptica, Astarte montagui,

Clinocardium ciliatum, Hiatella arctica, Macoma brota, Cirrípedia sp.

diolus sp., js edulis, ja hyperborea,

Зверевский мыс 71'40' с.ш.

Нярово-Паюта

69°13' с.ш.

}Э-Яха

23' с.ш.

Белая Яра,

Аксарка

66°33' с.ш. 67'49' ал.

Ьной Сибири .вский Мыс, ' о

Отложения верхнего неоплейстоцена Перигляциальные флювиальные пески и алевриты Щ || || субаэрапьные алевриты

Интерстадиальные 11 и и и субаэральные алевриты аллювиальные и озерные пески ЩЩ] с'торфом

Ледниковые флювио- гд, моренный ^ озерно-ледниковые рд тяциальньге диамиктон 1=а ленточные глины ъз^а пески

Межледниковые

морские пески и алевриты II трансгрессии: аллювиальные пески с торфом ш т ш

1 трансгрессии: ¡ИИ торф

Средний неоплейстоцен 1-1 озерно-ледниковые алевритово- ЕйЕЯ флювиогляциальные '-' глинистые ритмиты *'''•''' пески Щ! морские пески моренный диамиктон

Табл. 1. Корреляция местных стратиграфических подразделений четвертичных отложений на севере Западной Сибири

п-ов Ямал и Нижняя Обь (Зубаков, 1972; Лазуков, 1970; Васильчук, 1992; Forman, 2002; Астахов и др., 2005, 2007; Астахов, 2006 с изменениями)

Торфяники, аллювий пойм 14С= 9-1 тыс. лет

Байдарацкие эоловые и / флювиальные лески S IRSL= 19 и 13 тыс. лет \ 14С= 16-12 тыс. лет < Сеяхинские алевриты и пески с ледяными жилами и слойками торфа ,4С= 37*12 тыс. лет

Варьяхинские алевриты с N торфом IRSL= 45-36 тыс. ч лет, '4С= 33-25 тыс. лет <

I II I

Ер кати некие озерные и эоловые пески над глетчерным льдом ОСЛ= 72-59 тыс. лет Карский диамиктон с глетчерным льдом и ленточные глины <

Сангомпанские озерно-ледниковые > ритмиты и пески > ОСЛ= 75 и 73 тыс. лет

Лабсуйяхинские пески Нижнесангомпанские флювиальные и субаэральные пески с таежными семенами ОСЛ= среднее 80 тыс. лет из 16 дат

Шурышкарский у Пяк-яхинские аллю-торфяник с южно- \ виальные пески с таежной пыльцой < торфом и южно-ТИ/и=133 и 141 тыс. лет/таежной пыльцой ОСЛ=100 и 82 тыс. лет > 14с= > 57 тыс. лет, "С=>47,2 тыс. лет % 0СЛ= 138-125 тыс. лет

Алевро-глинистые ритмить салехардской (салемальск мощностью до 35 м ■)й ) свиты

ОСЛ=197 и 192 тыс. лет^

он мощностью ямальской) свиты

Валунно-галечный диамик до 100 м салехардской (caí

Центральная часть западно-сибирской Арктики

(Назаров, 2007; Астахов, Назаров, 2010 _с дополнениями)_

Аллювий первой террасы и поймы, торфяники водоразделов 14С= 11-8 тыс. лет

Аллювий второй террасы

"С=18 и 16 тыс. лет

Покровные алевриты с жильными льдами МС= 24-16 тыс. лет

Аллювий III террасы, озерные пески и алевриты междуречий с остатками мамонтов ОСЛ= 37-24 тыс. лет "С= >30,28-25 тыс. лет

Кости мамонтовой фауны 14С= 44±1,8, 41,4±1,3 и £44,8

Юрибейская свита: водно-ледниковые ? Диамиктон северного пески и глины \ Гыдана с пластовыми

ОСЛ=среднее 63 ^ льдами тыс. лет из 6 дат

Зверввснай свита:

морские пески и галечники < с раковинами аркто-бореальных моллюсков, ОСЛ=среднее 77 тыс. лет из 10 дат

Аллювиальные и озерные пески с торфом ОСЛ= 77 и 74 тыс. лет, МС= > 47,5 тыс. лет

Паютинская свита/ Нямсинская свита: морские пески / морские пески и и глинистые / алевриты с раковинами

алевриты \ бореальных моллюсков

ОСЛ= среднее 136,7 тыс. лет из 31 дат 14С= > 50,7 тыс. лет

Озерно-ледниковые алевритово-глинистые ритмиты мощностью до 30 м

Нижняя диамиктовая толща (основная морена)4 ОСЛ= 297-228 тыс. лет *

Флювиогляциальные пески и галечники

> ОСЛ= 305 и 260

> тыс. лет

Нижний Енисей

; Зуба ков, 1972; Кинд, 1974; Каплянская, Тарноградский, 1975, AstakhovÄ Isayeva, 1988; Архипов, 1990; Астахов, Мангеруд, 2005, 2007 с дополнениями)

Аллювий пойм, игаркинский торфяник 14С= 9.2-3.6 тыс. лет

Субаэральный покров:

эоловые пески, лессовидные алевриты

ОСЛ= 49-27 тыс. лет С= 39-11 тыс. лет

Полойский аллювий И террасы ОСЛ= 58-42 тыс. лет, С= 47-37 тыс. лет

Большешаровский зандр ОСЛ=среднее 58.6 тыс. лет из 11 дат

Зырянские и ермаковские морены, ангутихинские слои и озерно-ледниковые ритмиты Большого Шара *

Аллювий осноещ]я_ разрезов на отрезке Ермаково-Туруханск

ОСЛ= среднее 84 тыс. лет из 14 дат (Astakhovetat., 2010)

Лессовидные алевриты с торфянистыми прослоями М. Хеты ОСЛ=98-79 тыс. лет

Морские пески мыса Каргинского с раковинами' моллюсков и таежной флорой ЭПР= 121,9 тыс. лет, ОСЛ= среднее 111,5 тыс. лет из 7 дат

> Малохетский

> аллювий

. с лесной пыльцой ОСЛ= 112-80

> тыс. лет

,4С= > 48 тыс. лет

Селякинские озерно-ледниковые ритмиты мощностью до 25 м

Санчуговская морена: ледниковый диамиктон с блоками морских глин и песков мощностью 30-60 м ОСЛ= 169 и 168 тыс. лет

климатостратыграфическая корреляция: голубой цвет - образования ледниковых эпох, розовый - образования умеренных климатов

альной дельты - предлагается рассматривать как местное стратиграфическое подразделение - юрибейскую свиту (рис. 2, табл. 1). Верховое обнажение Юрибей-2 с глетчерным льдом в основании принимается за стратотип юрибейской свиты. Ее средний OCJ1 возраст по шести датам составляет 63 тыс. лет.

В целом описанные осадочные образования отражают наступание покровного ледника с севера, со стороны Карского моря, и его замедленное таяние с образованием озер и зандровых шлейфов вдоль края льда.

4.6. Леригляциальные образования. Верхнюю часть разреза выходящих на дневную поверхность четвертичных образований центральной части севера Западной Сибири слагают отложения аллювиальных террас, термокарстовых озер и субаэраль-ных покровов. Самые древние слои слагают третьи речные террасы, либо выполняют отдельные депрессии на водораздельных плато.

На юге Тазовского п-ова, на водоразделе (Таб-Яха на рис. 1 и 3) в интервале абс. высот 46-56 м выходят ритмично-слоистые алевритово-песчаные отложения, подстилаемые флювиогляциальными песками средненеоплейстоценового ледникового комплекса (глава 4.1). Резкий и ровный нижний контакт маркируется клиновидными псевдоморфозами, уходящими от подошвы песков в подстилающий флювиогля-циал на 2-3 м. В основании пачки находится линза глин мощностью до 0,5 м и протяженностью 20 м, где была найдена бедренная кость мамонта. В некоторых прослоях угадывается мелкая рябь течения. Перекрываются пески и алевриты плотным лессовидным алевритом мощностью 1-3 м.

Ввиду тонкой параллельной слоистости с градационными переходами на контактах, где каждый прослой мощностью в 1-2 см выдержан более чем на 60-100 м, генезис песков, вероятно, озерный. Повторяющиеся по разрезу горизонты псевдоморфоз по повторно-жильным льдам глубиной до 6 м указывают на холодный климат во время формирования всей пачки. Подобная обстановка могла существовать в периодически осушаемом термокарстовом озере, где в периоды обмеления на влажном тонкозернистом субстрате возникшего аласа развивалась полигональная сеть повторно-жильных льдов. Хронологический интервал песков определяется OCJ1 возрастами от 37 до 24 тыс. лет.

Самые высокие и древние (третьи) речные террасы хорошо прослеживаются по всей территории. Высота их варьирует от 14 до 23 м над рекой в отличие второй и первой, высоты которых не превышают 10-11 м. Кроме того, аллювий III террасы отличается от более молодого аллювия большим содержанием растительного детрита и находками остатков мамонтов, включая знаменитый труп мамонтенка Любы на ямальском Юрибее с 14С возрастом 41,9 тыс. лет (Косинцев, 2008). В разрезах Пари-сен-То, Таситосе и Пойлово-Яха (рис. 1 и 3) ОСЛ возраст III террас 37-24 тыс. лет, а 14С от более 30 до 25 тыс. лет.

Более молодые II террасы изучены в верховьях Юрибея на п-ове Ямал, где их 14С возраст 18-16 тыс. лет (Ямб-Ярато на рис. 1 и 3). В интервале 24-16 тыс. радиоуглеродных лет накапливались субаэральные покровные алевриты с жильными льдами, плащеобразно облекающие все элементы рельефа. В самом конце плейстоцена формировался аллювий первой террасы с |4С датами в интервале 11-8 тыс. лет.

Глава 5. История осадконакоиления и межрегиональная корреляция

В данной главе обсуждается корреляция местных стратиграфических подразделений центральной части западно-сибирской Арктики (рис. 2) с датированными стра-тонами соседних районов низовьев Оби и Енисея и их положение в общей стратигра-

фической шкале квартера. Сравнение с последними климатостратиграфическими данными по донным осадкам Арктического океана (Ро1уак е1 а1, 2010) поддерживает эту корреляцию (табл. 2).

5.1. Средненеоплейстоценоеое оледенение. На Тазовском и Гыданском п-овах нижний ледниковый комплекс, представленный основной мореной покровного оледенения, перекрывающими озерными ритмитами и флювиогляциальными песками (рис. 2) имеет средненеоплейстоценовый возраст, который определяется ОСЛ датами из вышележащих морских нямсинской и паютинской свит (табл. 1) со средним значением 136,7 тыс. лет. В обнажении Мыс Зверевский ОСЛ датировки песчаных ксенок-ластов, затащенных из нижележащих толщ в основную морену, фиксируют максимальный возможный возраст формирования ледникового комплекса 297-228 тыс. лет (рис. 3). Из флювиогляциальных песков в обнажении Таб-Яха получено две ОСЛ даты 305 и 260 тыс. лет.

Вдоль Нижней Оби аналогичную позицию занимают диамикты салехардской свиты Г.И. Лазукова (1970) или салемальской свиты В.К. Хлебникова с такими же гляциодинамическими текстурами. По С.А. Архипову и др. (1977) это верхнеплейстоценовые ледниковые слои: хашгортские, салехардоувальские, лохподгортские. Средненеоплейстоценовый возраст всех этих диамиктов следует из древних ТЬ/и, ОСЛ и 14С дат в перекрывающих межледниковых торфяниках и песках (табл. 1). Флювиогляциальные пески над глинистой мореной у восточного подножия гиперба-зитового массива Полярного Урала показали ОСЛ возраст 204 и 199 тыс. лет ^аЫюу, 2004а).

Аналогично, основание разрезов в низовьях Енисея сложено диамиктоном сан-чуговской свиты. Лучше всего она изучена на отрезке реки между п. Усть-Порт и с. Воронцово. По своему строению и текстурам она принадлежит к типичным основным моренам (Каплянская, Тарноградский, 1975). В обнажении Никитинский Яр (рис. 1) из блоков дислоцированных песков верхней пачки санчуговской морены получено две ОСЛ даты: 169 и 168 тыс. лет, а из перекрывающих никитинских песков ОСЛ даты: 190 и 135 тыс. лет. Литофациальные признаки санчуговской морены полностью соответствуют таковым нижней морены Тазовского и Гыданского п-овов. ОСЛ датирование вместе с выдержанным положением в разрезе позволяют коррелировать нижнюю диамиктовую толщу центральной части западно-сибирской Арктики со свитами санчуговской на Енисее и салехардской (салемальской) на Нижней Оби.

В большинстве разрезов средненеоплейстоценового ледникового комплекса (Шур-2, Пичугуй-Яха, Мыс Наблюдений, Белая-Яра, Нюнтеда-Яха, Зверевский Мыс, Селякин Мыс на рис. 1 и 3) основная морена перекрыта озерно-ледниковыми ритмитами мощностью до 36 м. На Нижней Оби они входят в состав салехардской (салемальской) свиты, а в низовьях Енисея известны как селякинские алевриты (табл. 1). Все такие ритмиты вдоль субширотной линии Салехард - Усть-Порт имеют общие черты: а) залегание непосредственно на нижней морене без существенных перерывов в осадконакоплении; б) выдержанное гипсометрическое положение в интервале абсолютных высот от 0 до 36 м; в) большая мощность в пределах одного обнажения, обычно более 25 м; г) однотипный литофациальный облик довольно грубых алевро-глинистых лент мощностью до 10 см; д) полное отсутствие фауны на юго-западе Гы-дана и Тазовском п-ове, единичные диатомеи в низовьях Оби (Архипов и др., 1977) и единичные пресноводные остракоды и диатомеи на Нижнем Енисее (Морской плейстоцен..., 1971). Указанные признаки позволяют предположить образование мощных ритмитов в едином озерном бассейне у фронта средненеоплейстоценового покровно-

го ледника, подпруживавшего все западно-сибирские реки и имевшего край в низовьях Иртыша и Подкаменной Тунгуски (Заррина и др., 19616). Такая дамба следует также из расчетной мощности ледникового щита на п-ове Ямал 3,5 км (Воронов, 1968).

ОСЛ даты водно-ледниковых отложений, а также перекрывающих межледниковых толщ, позволяют отнести весь нижний ледниковый комплекс центрально-арктической Западной Сибири к 6 ступени среднего неоплейстоцена (табл. 2).

5.2. Мезкледпиковая трансгрессия. Поздненеоплейстоценовое межледниковье отмечено появлением в разрезе Тазовского и Гыданского п-овов морских паютинской и нямсинской свит, замещающих друг друга по латерали. Фауна двустворчатых моллюсков и гастропод с бореальными видами в нямсинской свите свидетельствует о притоке теплых атлантических вод в сибирскую Арктику (рис. 3). Средний ОСЛ возраст обеих свит по 31 дате равен 136,7 тыс. лет (табл. 1). Значительные врезы в основании паютинской свиты говорят об активной глубинной эрозии в самом начале морской трансгрессии после прорыва ледниковой плотины и соединении бывшего под-прудного водоема с водами Северного Ледовитого океана. Огромное количество выносимого реками в море терригенного материала вместе с гляциоизостатическим поднятием какое-то время компенсировало наступание моря и послужило причиной формирования многочисленных дельт, различные фации которых представлены в отложениях паютинской свиты. Относительная стабилизация условий осадконакопле-ния на границе моря и суши произошла лишь после падения высоких начальных скоростей гляциоизостазии. Прибрежные обстановки данной фазы межледниковой трансгрессии с характерными приливно-отливными фациями отмечаются в верхах паютинской свиты и в большей части разреза нямсинской.

В низовья Оби трансгрессия, очевидно, не проникала. В обнажении Шур-1 (рис. 1 и 3) на отметке +10 м залегает торфяник с южнотаежными спорово-пыльцевыми спектрами, говорящими о смещении растительных зон на 300-400 км к северу. Уран-ториевое датирование торфа показало возраст 141-134 тыс. лет. Торф подстилается озерно-ледниковыми ленточными глинами салехардской свиты среднего неоплейстоцена (Астахов и др., 2004, 2007). Палеоклиматическая характеристика шурышкарского торфяника вместе с радиометрическими датами позволяет коррелировать его с морскими отложениями нямсинской и паютинской свит Тазовского и Гыданского п-овов (табл. 1), равно как и с пяк-яхинскими аллювиальными песками с торфом и южно-таежной пыльцой. К полученной В.А. Зубаковым (1972) 14С дате >57 тыс. лет из пяк-яхинского аллювия нами добавлено пять запредельных 14С возрастов и 4 ОЭЬ даты в интервале 138-125 тыс. лет (Астахов и др., 2004).

На Нижнем Енисее главным корреляционным репером верхнего неоплейстоцена являются подморенные морские пески мыса Каргинского (рис. 1 и 3) - опорного разреза каргинского межледникового горизонта (Кинд, 1974). Благодаря ЭПР дате 122 тыс. лет каргинские морские слои утратили свое значение стратотипа второй боре-альной трансгрессии позднего плейстоцена (Архипов, 1990). Последнее опробование слоев с бореальной фауной в обнажении Мыс Каргинский дало средний возраст 111,5 тыс. лет по 6 ОСЛ пробам (№гапуу, Неппквеп, 2010). Более молодые ОСЛ возрасты каргинских слоев по сравнению с паютинской и нямсинской свитами, возможно, свидетельствуют о более поздней дегляциации Нижнего Енисея с задержкой трансгрессии в восточном направлении.

Континентальные аналоги каргинских морских слоев, паютинской и нямсинской свит находятся в низовьях р. Мал. Хеты в подморенной позиции в виде межлед-

Табл. 2. Корреляция местных стратиграфических подразделений центральной части западно-сибирской Арктики со стратонами общей и региональных стратиграфических шкап; справа - сравнение с палеоклиматическими сигналами в донных отложениях Северного Ледовитого океана

Общая стратиграфическая шкала (МСК, 2007) Региональные горизонты Унифицированной региональной стратиграфической схемы четвертичных отложений Западно-Сибирской равнины (2000) Региональные горизонты с геохрономет- Местные стратиграфические подразделения центральной части западно-сибирской Арктики п-ова Гыданский и Тазовский, верховья р. Юрибей на п-ове Ямал Назаров, 2007; Астахов, Назаров, 201 с дополнениями) Биотический сигнал в кернах донных Содержание обломков ледового разноса в кернах донных

Система Над раздел , (отдел) Раздел (подотдел) | Звено Ступень метками в тыс. лет (по Астахову, 2006) 0 отложений Северного Ледовитого океана (Ро1уак eía/., 2010) отложении хр. Ломоносова, Северный Ледовитый океан (Ро1уак etal., 2010)

Голоцен | Современный Аллювий первой террасы и поймы, торфяники водоразделов "С= 11-8 тыс. лет 0 20 40 60 %, субарктические планктонные фораминиферы •1 I (О X ! 2 § 0 10 20 >150 и >125 ргп (%, масса)

Четвертая Сартанский Сеяхинский "С= 28-12 IRSL=33, 30, 30, 19, 13 Аллювий второй террасы . "С-18 и 16 тыс. лет Покровные алевриты ? с жильными льдами > "С= 24-16 тыс. лет V

Третья Каргинский Варьяхинский "С» 37-28 |RSL= 45,41,36 Аллювий III террасы, озерные пески и алевриты междуречий с остатками мамонтов ОСЛ=37-24 тыс. лет; "С=>30, 28-25 тыс. лет I 1 * б 11 V 1 е )

ш X о \

к го У X 0) =г и >s а> 1 0) с 1 Ф а> X Вторая Ермаковский Зырянский ОСЛ= 98-59 ТЛ* 80-78 Юрибейская свита: ) Диамиктон севе-водно-ледникое ые пески Ч риого Гыдана с и глины, ОСП=среднее ч пластовыми 63 тыс. лет из 10 дат / льдами > со о К «о ) МИС С 4

CL S 5 т С CQ К Малохетский (каргинский) Зверевская свита: морские пески и галечники с аркто-бореальной фауной, ОСЛ=среднее 77 тыс. лет из 10 дат / Аллювиальные и N озерные пески с <( торфом, / ОСЛ= 77,74, ) 1<С > 47.5 тыс. лет 5а Ч,

а а. Казанцевский ЭПР= 135-122 ) \ V_

С ОСЛ= 138-100 Umi= 141,133 Паютинская свита: \ Нямсинская свита: морские пески / морские пески и и глинистые ^ алевриты с алевриты бореальной фауной ОСЛ= среднее 136,7 тыс. лет из 31 даты "С= > 50,7 тыале]^^^^^^^ ^Г <' МИС 5в г

Среднее Шестая Тазовский Нижняя диамиктовая толща (основная морена) ОСЛ= 297-228 тыс. лет \ Флювиогляциальные ч пески и галечники / ОСЛ = 305 и ) 260 тыс. лет ^^ МИС ССГ 6

Климатостратиграфическая корреляция: голубой цвет - образования ледниковых эпох, розовый - образования умеренных климатов

пикового аллювия с лесными спорово-пыльцевыми спектрами, байкальскими диато-меями и пресноводными моллюсками (Троицкий, 1967; Кинд, 1974). Аналогично ситуации на Мысе Каргинском датирование современными OCJI и AMS методами показало, что полученные ранее 14С даты сильно омоложены. Передатирование аллювия дало три AMS возраста более 52-48 тыс. лет назад, а также OSL 112-80 тыс. лет (Астахов, Мангеруд, 2005).

Подавляющее большинство OCJ1 дат из морских нямсинской и паютинской свит попадает в интервал 137-110 тыс. лет, что позволяет отнести их к 1 ступени верхнего неоплейстоцена (табл. 2).

5.3. Вторая морская трансгрессия позднего неоплейстоцена. На отложениях межледниковой трансгрессии начала позднего неоплейстоцена с перерывом залегают морские пески и галечники зверевской свиты с аркто-бореальной фауной и средним OCJ1 возрастом 77 тыс. лет (табл. 1). На Нижней Оби отложения, близкие по ОСИ возрасту к зверевской свите, выходят в основании известного обнажения Сангомпан (рис. 1 и 3). В спорово-пыльцевых спектрах нижнесангомпанских песков (табл. 1) обнаружена пыльца древесных пород (Голубева, 1960), а среди макроостатков встречаются таежные растения Menyanthes trifoliata L. и Сагех rostrata Stok. (Лазуков, 1970; Зубаков, 1972; Архипов и др., 1977). Из этих песков было получено 4 ОСЛ даты со средним значением 84,7 тыс. лет (Астахов и др., 2007). На правом берегу Оби хронологическими аналогами зверевской свиты, вероятно, являются пески Аксарки с северотаежными спорово-пыльцевыми спектрами (Архипов и др., 1977), запредельными 4С датами и ОСЛ возрастом 97 и 84 тыс. лет (Астахов, Назаров, 2010), пески Игор-ской Оби, Питляра и обнажения Шур-2 (рис. 1 и 3).

На Нижнем Енисее континентальными аналогами морской зверевской свиты предполагаются аллювиальные отложения основания обрывов на отрезке между Ер-маково и Туруханском. Это пески с прослоями растительного детрита и линзами торфа, которые Ю.А. Лаврушин (1961) и Н.В. Кинд (1974) считали раннезырянским аллювием, а В. А. Зубаков (1972) и Ю.Б. Файнер (1985) относили к первому позднеплей-стоценовому межледниковые. Основания корреляции этого аллювия со зверевской свитой следующие: а) его позиция под породами ледникового комплекса верхнего неоплейстоцена (Архипов, 1971; Зубаков, 1972; Кинд, 1974; Архипов, 1997; Астахов, Мангеруд, 2007); б) лесные спорово-пыльцевые спектры у Ермакова (Зубаков, 1972) и южно-таежная семенная флора у пос. Денежкино (Файнер, Пономарева, 1985); в) 14 ОСЛ датировок из аллювия в обнажении Большой Шар (Полой на рис. 3) со средним значением 84 тыс. лет (Astakhov et al., 2010).

Морская зверевская свита с аркто-бореальной фауной моллюсков и ее континентальные аналоги на Тазовском п-ове и в низовьях Оби и Енисея вероятно связаны со второй трансгрессией позднего неоплейстоцена. Такая трансгрессия независимо подтверждается вторым пиком субарктических фораминифер в донных осадках Северного Ледовитого океана (табл. 2). В разрезах севера Западной Сибири между зве-ревскими и подстилающими межледниковыми отложениями не отмечено ледниковых явлений. В обнажении Зверевский Мыс можно наблюдать следы регрессии в виде эрозионного контакта между зверевской свитой и аналогами паютинских песков, а на Мысе Наблюдений - аллювиальный врез в морскую нямсинскую свиту. Последнее вероятно означает, что зверевская трансгрессия не достигала севера Тазовского п-ова. Таким образом, на большей части севера Западной Сибири приходится констатировать хиатус между нямсинско-паютинскими и зверевскими отложениями (табл. 2). Возможно, что периоду регрессии соответствуют континентальные лессовидные

алевриты с торфом на Игорекой Оби и часть межледникового аллювия в основании разреза Мал. Хета. Причиной регрессии мог быть гляциоизостатический прогиб, вызванный оледенением на шельфе Баренцевого моря, Полярном Урале и в Средней Сибири. В Западно-Сибирской низменности в это время вероятно преобладала суб-аэральная обстановка с незначительным осадконакоплением.

5.4. Последнее оледенение. В центральной части западно-сибирской Арктики отложения последнего покровного оледенения с глетчерными льдами впервые описаны автором к северу от гребня Гыданской гряды. На Нижней Оби хронологическими и климатическими аналогами гыданского ледникового комплекса являются сангом-панские ритмиты, которые обычно интерпретируются как осадки подпрудного водоема последнего позднеплейстоценового оледенения (Astakhov, 2004, 2006). Из проксимальной фации озерно-ледниковых песков в верхней части разреза Питляр (рис. 1 и 3) получено две OCJI даты 75 и 73 тыс. лет и запредельная 14С - >45,6 тыс. лет (Астахов и др., 2007). На п-ове Ямал, вероятными аналогами сангомпанских ритмитов и гыданского ледникового комплекса являются озерные и эоловые пески, перекрывающие погребенный глетчерный лед и ленточные глины в обнажении Ерката (рис. 1 и 3) с OCJ1 датами 72-59 тыс. лет (Astakhov, 2006), а чуть севернее у Марресале - карский диамиктон (Forman et al., 2002).

С приведенными выше хронометрическими оценками возраста последнего оледенения в центральном и западном секторах севера Западной Сибири хорошо согласуются данные с Полярного Урала, где из водно-ледниковых отложений последнего покровного оледенения получено 13 OCJ1 возрастов со средним значением 74 тыс. лет (Nazarov et al., 2009), т.е. чуть моложе OCJI возраста морской зверевской свиты.

На Нижнем Енисее отложения последнего оледенения представлены: а) зырянской мореной, перекрывающей малохетские и каргинские слои позднеплейстоценового межледниковья (Троицкий, 1966; Троицкий, 1967; Астахов, 2006); б) ермаковской мореной, перекрывающей енисейский аллювий (Архипов, 1971; Зубаков, 1972); в) ан-гутихинскими ленточными глинами (Зубаков, 1972) и г) флювиогляциальными песками и галечником Большого Шара (Астахов, Мангеруд, 2007). Максимальный возраст ледникового комплекса верхнего неоплейстоцена ограничен OCJI и ЭПР датами в интервале 121,9-61 тыс. лет из подстилающих каргинских слоев, морских и аллювиальных, и подморенного аллювия между Ермаковом и Туруханском (табл. 1). Стадии деградации ледника, вероятно, соответствуют 11 дат из большешаровского занд-ра со средним значением 58,6 тыс. лет (Астахов, Мангеруд, 2007). Минимальный возраст определяется OCJI датами 58-42 тыс. лет и радиоуглеродными 47-27 тыс. лет из полойского аллювия II террасы Енисея (рис. 1, 3 и табл. 1).

В изученных разрезах севера Западной Сибири выше межледниковых отложений верхнего неоплейстоцена не наблюдалось двух морен или иных пород ледникового ряда, разделенных неледниковыми толщами. На этом основании, автор предполагает лишь одно оледенение на севере Западной Сибири в позднем неоплейстоцене. Край ледникового покрова не продвигался южнее Гыданской гряды, а максимальная фаза примерно синхронна МИС 4. Таким образом, ледниковый комплекс верхнего неоплейстоцена относится ко 2-й ступени общей стратиграфической шкалы (табл. 2).

5.5. Перигляциальный поздний неоплейстоцен. На Тазовском и Гыданском п-овах, а также на востоке Ямала послеледниковые отложения представлены аллювием, лимнием, эоловыми и таберальными образованиями. Самые древние III надпойменные террасы и озерные пески и алевриты междуречий с остатками мамонтов сформи-

решались в интервале 37-24 тыс. 14С лет. Чуть более древние 14С даты 44-41 тыс. лет получены по костям мамонтовой фауны на побережье Тазовской губы (табл. 1).

К тому же хронологическому интервалу относятся даты из варьяхинских озер-но-болотных линз на Ямале (Forman et al., 2002), отделяющих льдистую морену от вышележащей толщи эоловых и флювиальных песков и алевритов с крупными клиньями повторно-жильных льдов. Это 11 AMS 14С в интервале 33-25 тыс. лет и 5 IRSL дат в интервале 45-36 тыс. лет. Спорово-пыльцевой анализ показал лишь незначительное смягчение резко континентального климата перигляциальной тундростепи в отложениях варьяхинского интерстадиала (Andreev et al., 2006), примерно синхронного 3-й ступени общей шкалы (табл. 2).

На Нижнем Енисее в перигляциальной обстановке сразу после распада оледенения сформировался «холодный», без древесных остатков, аллювий полойской террасы Нижнего Енисея (табл. 1), который дал два согласующихся ряда дат: 58^42 тыс. ОСЛ лет и 47-37 тыс. 14С лет. На него ложится субаэральный покров эоловых песков и лессовидных алевритов. В верхах разрезов Полой и Конощелье из них получены серии дат: 49-27 тыс. ОСЛ лет и 39-11 тыс. ,4С лет (Астахов, Мангеруд, 2007). Здесь же их торфянистые прослои дали |4С даты от 36 до 27 тыс. лет, что соответствует варья-хинскому интерстадиалу на Ямале и аллювию 111 террасы на Гыданском п-ове.

Последний, самый морозный и сухой, интервал позднего неоплейстоцена на Гыдане зафиксирован прерывистым покровом массивных палевых алевритов с моховыми прослойками и длинными жилами сингенетических льдов, встречающимся как на междуречьях, так и на террасах. Такие алевриты известны и на северной оконечности Гыдана (Васильчук, 1992). В покровном слое, как и на Оби (Астахов и др., 2004), часто встречаются остатки мамонтовой фауны с 14С возрастом от 18,7 до 10 тыс. лет (Болиховский, 1987; Сулержицкий, 1995; Gilbert et al., 2007).

На Ямале типично перигляциальная засушливая обстановка с ростом жильных льдов и эоловой седиментацией отмечена в верхах марресальского разреза, где из байдарацких песков получены возрасты 19-13 тыс. IRSL лет и 16-12 тыс. 14С лет (Forman et al., 2002). Лакуна в интервале 30-20 тыс. лет (табл. 3) восполняется в сея-хинской толще Восточного Ямала, где 15 последовательных 14С дат в устье Сеяхи (рис. 1 и 3) покрывают интервал от 37 тыс. до 12 тыс. лет (Васильчук, 1992).

На юге Ямала, южнее сопкейского моренного пояса (Астахов, 1981а; Astakhov, 2006), разрез равнин венчается слоем лессовидных алевритов, реже эоловых песков, укрывающим все элементы рельефа. OSL возраст покровного слоя от 30 (Сангомпан) до 18 тыс. лет (Аксарка) (Рис. 1, 3). Его корреляция с 4-й ступенью общей шкалы подтверждается многими 14С датами - от 28 тыс. лет в основании покровного слоя Ак-сарки до 12 тыс. лет в верхней погребенной почве Шурышкар. Отсутствие оледенения в это время, помимо тонкого состава покровного слоя, подчеркивается и находками костей мамонтовой фауны с 14С возрастом 25-15,5 тыс. лет (Астахов и др., 2004).

Заключение

Заполярья базируется на новейших достижениях в области геохронометрии и фаци-ального анализа терригенных толщ. Впервые здесь примененный анализ осадочных текстур и их сочетаний вместе с обширной программой радиометрического датирования позволили резко улучшить изученность сибирского плейстоцена. Удалось обосновать ранее лишь предполагавшиеся важные геологические события, такие как поздненеоплейстоценовое покровное оледенение всей центральной части западносибирской Арктики и продолжительная морская трансгрессия с притоком атлантических вод в бассейн Карского моря.

Огромные размеры территории и ее труднодоступность ограничили историко-геологический анализ отдельными, наиболее яркими опорными разрезами. По результатам их изучения создана первая для центральной части западно-сибирской Арктики местная стратиграфическая схема, включающая 13 стратонов от конца среднего неоплейстоцена до начала голоцена.

Однако оставшиеся хиатусы осадочной летописи требуют поисков новых разрезов и их детального изучения. Дальнейшие исследования также необходимо направить на прослеживание в восточном направлении и датирование морских межледниковых толщ - главных реперов четвертичной истории Арктики.

Публикации по теме диссертации

В изданиях, рекомендованных ВАК:

1. Астахов В.И., Арсланов Х.А., Назаров Д.В. Возраст мамонтовой фауны на Нижней Оби // ДАН, 2004. Т. 396. № 4. С. 253-257.

2. Астахов В.И., Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю., Разина В. В. и Назаров Д.В. Возраст межледникового торфяника на Нижней Оби // ДАН, 2005. Т. 401. №1. С. 95-99.

3. Назаров Д.В. Новое о четвертичных отложениях центральной части западносибирской Арктики // Региональная геология и металлогения. 2007. № 30-31. С. 213221.

4. Астахов В.И., Назаров Д.В. Стратиграфия верхнего неоплейстоцена севера Западной Сибири и ее геохронометрическое обоснование // Региональная геология и металлогения. 2010. № 43. С. 36-47.

5. Astakhov, V.I, Nazarov, D.V. Correlation of Upper Pleistocene sediments in northern West Siberia// Quaternary Science Reviews, 29, 2010. P. 3615-3629.

В прочих изданиях:

6. Astakhov, V., Nazarov, D. Matiouchkov, A.D. Weichselian periglacial sediments on the Lower Ob river // Abstracts, Quaternary Environment of the Eurasian North, Sixth QUEEN workshop. - Spiez, Switzerland, 2002. P. 38.

7. Назаров Д.В., Астахов В.И. Новые данные о верхнем плейстоцене Нижней Оби // Тезисы Всероссийской научной конференции «Геологи XXI века». - Саратов, 2004. С. 23-24.

8. Astakhov, V.I, Nazarov, D.V., Razina, V. V. Sediments in low flatlands of Arctic West Siberia. Abstracts // Quaternary Environment of the Eurasian North, QUEEN Terminal workshop. - Brorfelde, Denmark, 2004. P. 4-5.

9. Назаров Д.В. Новые данные о строении четвертичных отложений района Та-зовской губы // Материалы IV Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. - Сыктывкар, 2005. С. 294-295.

10. Назаров Д.В. Корреляция основных позднеплейстоценовых событий центральной части западносибирской Арктики // Международное рабочее совещание «Проблема корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере». - СПб, 2006. С. 70-71.

11. Назаров Д.В. К стратиграфии плейстоцена центральной части западносибирской Арктики // Материалы V Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. - Москва, 2007. С. 287-290.

12. Nazarov, D. Central West Siberian Arctic: news on the last glaciation // Second International Conference, Arctic Palaeoclimate and its Extremes (APEX). Durham University. - England, 2008. P. 81.

13. Henriksen, M. & Nazarov, D. Ice marginal features by the shelf-based Kara Ice Sheet within the western Polar Urals, northern Russia // The 33rd International Geological Congress. - Oslo, Norway, 2008. P. 10604.

14. Хенриксен M., Назаров Д. Возраст последнего наступания ледников на Полярный Урал // XLII Тектоническое совещание на тему «Геология полярных областей Земли». - Москва, 2009. С. 273-274.

15. Astakhov, V. and Nazarov, D. Correlating Upper Pleistocene formations of arctic West Siberia. 3d International Conference and Workshop // Arctic Palaeoclimate and its Extremes (APEX). University of Copenhagen. - Denmark, 2009. P. 12-14.

16. Nazarov, D., Henriksen, M., Svendsen J.I. The age of the last glacier invasion into the Polar Urals // 3d International Conference and Workshop, Arctic Palaeoclimate and its Extremes (APEX). University of Copenhagen. - Denmark, 2009. P. 55.

17. Svendsen, J.I., Astakhov, V.I., Bakke, J., Gyllencreutz, R., Henriksen, M., Karl-sen, L., Lohne, 0., Mangerud, J. and Nazarov, D. Glacial history of the Polar Urals inferred from terrestrial and lacustrine data // Geophysical Research Abstracts, Vol. 11, EGU General Assembly. - Vienna, Austria, 2009. P. 8455.

18. Астахов В.И., Назаров Д.В. Корреляция верхнего плейстоцена на севере Западной Сибири // Материалы VI Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. - Новосибирск, 2009. С. 53-55.

19. Nazarov, D.V., Henriksen, М. New data on Quaternary stratigraphy of the Lower Yenissei area, Arctic Siberia // Fourth International Conference and Workshop, Arctic Palaeoclimate and its Extremes (APEX). - Iceland, 2010. P. 62-63.

20. Svendsen, J. I., Astakhov, V., Farseth, L. M., Gyllencreutz, R., Henriksen, M., Lohne, 0. S., Mangerud, J. and Nazarov, D. Glacial and climate history in the Polar Urals, Russian Arctic // Fourth International Conference and Workshop, Arctic Palaeoclimate and its Extremes (APEX). - Iceland, 2010. P. 80.

21. Назаров Д.В. Стратиграфия и корреляция отложений верхнего неоплейстоцена центральной части Западносибирской Арктики. Всероссийская научная конференция «Марковские чтения 2010 года». - Москва, 2010. С. 57.

Подписано в печать 24.12.2010 г. Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Печать офсетная. Усл. печ. л. 1,2. Тираж 150 экз. Заказ № 1853.

Отпечатано в ООО «Издательство "JIEMA"» 199004, Россия, Санкт-Петербург, В.О., Средний пр., д. 24 тел.: 323-30-50, тел./факс: 323-67-74 e-mail: izd_lema@mail.ru http://www.lemaprint.ru

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Назаров, Дмитрий Владимирович

Введение.

Глава 1. Геолого-географический очерк.

Глава 2. Прежние стратиграфические представления.

2.1. Верхняя часть среднего неоплейстоцена.

2.2. Верхний неоплейстоцен.

Глава 3. Методика исследований.

Глава 4. Стратиграфия четвертичных образований.

4.1. Ледниковый комплекс среднего неоплейстоцена.

4.2. Нямсинская свита.

4.3. Паютинская свита.

4.4. Зверевская свита и ее континентальные аналоги.

4.5. Ледниковый комплекс верхнего неоплейстоцена.

4.6. Перигляциальные образования.

Глава 5. История осадконакопления и межрегиональная корреляция.

5.1. Средненеоплейстоценовое оледенение.

5.2. Межледниковая трансгрессия.

5.3. Вторая морская трансгрессия позднего неоплейстоцена.

5.4. Последнее оледенение.

5.5. Перигляциальный поздний неоплейстоцен.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Четвертичные отложения Центральной части Западно-Сибирской Арктики"

Актуальность темы. Центрально-арктические равнины - наименее геологически изученная часть Западной Сибири. Освоение расположенных здесь крупнейших месторождений углеводородов требует развития территориальной инфраструктуры. Для этого нужны надежные данные о геологическом строении верхней части осадочного чехла, непосредственного субстрата любой хозяйственной деятельности. Мощность четвертичных отложений на севере Западной Сибири по данным бурения достигает 350 м. Однако на Гыданском и Тазовском п-овах не было описано ни одного стратотипического или опорного разреза четвертичных отложений. Классические, лучше всего изученные страторайоны расположены по периферии Западно-Сибирской равнины, в низовьях Оби и Енисея. Созданные на их основе местные и региональная стратиграфические схемы не обеспечивают корреляцию четвертичных толщ на обширных пространствах центральной части севера величайшей равнины.

Цель и задачи исследования. Целью диссертационной работы является создание местной стратиграфической схемы верхнего неоплейстоцена центральной части западносибирской Арктики и реконструкция этапов и условий осадконакопления с конца среднего неоплейстоцена до начала голоцена.

Для ее достижения были поставлены следующие задачи:

2. Корреляция местной колонки верхнего неоплейстоцена со стратиграфическими схемами соседних районов с помощью геохронометрических, палеоклиматических и палеонтологических данных.

Научная новизна. Предложена первая местная стратиграфическая схема видимой (выходящей на дневную поверхность) части покрова четвертичных отложений для центральной части севера Западной Сибири. Впервые в Западной Сибири морские отложения двух трансгрессий геохронометрически скоррелированы с глобальным повышением уровня мирового океана во время морской изотопной стадии (МИС) 5. Установлены взаимоотношения между осадочными толщами, отражающими основные палеоклиматические события района. На базе многочисленных радиометрических данных, а именно дат, полученных методами оптически стимулированной люминесценции (ОСЛ) и радиоуглеродным, впервые проведена корреляция местных стратонов и этапов поздненеоплейстоценовой истории со стратонами и событиями соседних районов, а также с глобальными климатическими ритмами.

Теоретическое и практическое значение. Полученные результаты продвигают вперед понимание новейшей геологической истории арктических побережий. Впервые описанные местные стратиграфические подразделения предлагаются в состав региональной стратиграфической схемы Западно-Сибирской равнины и для легенд геологических карт. Разработана ранее не применявшаяся в Сибири методика анализа осадочных текстур и их сочетаний' с целью генетической интерпретации- и корреляции четвертичных отложений. Седиментологический анализ литофациальных особенностей плейстоценовых пород вместе с обширной фотодокументацией могут лечь в основу атласа осадочных текстур и структур четвертичных образований севера Западной Сибири.

Основные защищаемые положения.

1. Отложения верхней части среднего неоплейстоцена и верхнего неоплейстоцена центральной части западно-сибирской Арктики сформировались за пять последовательных этапов осадконакопления: 1) среднеплейстоценового покровного оледенения с обширным подпрудным водоемом у фронта ледника; 2) максимальной для позднего неоплейстоцена трансгрессии моря с бореальной фауной (нямсинская и паютинская свиты); 3) второй морской трансгрессии с аркто-бореальной фауной (зверевская свита); 4) покровного оледенения к северу от Гыданской гряды (льдистые морены и юрибейская свита); 5) перигляциального этапа с преобладанием субаэральной обстановки осадконакопления.

2. Морские нямсинская и паютинская свиты являются главным стратиграфическим репером в центральной части западно-сибирской Арктики и примерно синхронны малохетскому аллювию и каргинским морским слоям низовий Енисея, шурышкарскому торфянику и пяк-яхинскому аллювию Нижней Оби. Вышележащий ледниковый комплекс п-ова Гыдан вместе с юрибейской свитой коррелируется с сангомпанскими подпрудно-озерными осадками на Нижней Оби, верхними моренами Ямала и заполярного Енисея.

3. Выходящие на дневную поверхность четвертичные отложения центральной части западно-сибирской Арктики по данным геохронометрии и согласно палеоклиматическому сигналу имеют возраст следующих ступеней общей шкалы: а) нижний ледниковый комплекс - 6 ступени среднего неоплейстоцена, б) перекрывающие морские свиты - 1 ступени верхнего неоплейстоцена, в) морены и юрибейская свита водноледниковох осадков п-ова Гыдан - 2 ступени верхнего неоплейстоцена, г) озерные осадки и аллювий III террас с трупами мамонтов - 3 ступени, д) льдистый лессовидный покров и аллювий II террас - 4 ступени верхнего неоплейстоцена.

Фактическая основа работы. Диссертация основана на личных геологических наблюдениях автора в ходе 10 полевых сезонов 2000-2009 гг. Полевые работы выполнялись по планам российско-норвежских научно-исследовательских проектов PECHORA (Paleo Environment and Climate History of the Russian Arctic - Палеоландшафты и климатическая история Русской Арктики) и ICEHUS (Ice Age development and Human Settlement in northern Eurasia - История ледникового периода и расселения человека на севере Евразии), финансированных Норвежским Советом по науке.

Апробация работы. Результаты исследований обсуждались на девяти международных и шести всероссийских совещаниях: в рамках программы Европейского Научного Фонда «Четвертичные обстановки на севере Евразии» (QUEEN): Швейцария, 2002, Дания, 2004; на совещаниях по программе «Арктический Палеоклимат и его Экстремумы» (APEX): Англия, 2008, Дания, 2009, Исландия, 2010; на Всероссийских совещаниях по изучению четвертичного периода: Сыктывкар, 2005, Москва, 2007, Новосибирск, 2009; на совещании «Геологи XXI века», Саратов, 2004; на международном рабочем совещании «Проблемы корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере», Санкт-Петербург, 2006; на 33 Международном Геологическом Конгрессе, Осло, 2008; на XLII Тектоническом совещании «Геология полярных областей Земли», Москва, 2009; на генеральной ассамблее Европейского Союза Наук о Земле, Вена, 2009; на конгрессе Американского Геофизического Союза, США, 2009; на Всероссийской научной конференции «Марковские чтения 2010 года» в Москве.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения и списка литературы общим объемом 174 страницы, проиллюстрирована 85 авторскими рисунками и фотографиями, содержит 4 внутритекстовые таблицы. Список литературы включает 168 названий.

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Назаров, Дмитрий Владимирович

Заключение

Представленное в диссертации стратиграфическое исследование является неотъемлемой частью международных усилий по изучению последних этапов геологической истории Арктики. Общепризнано, что это знание необходимо для понимания природы прошлых и будущих климатических изменений в критически важной части планеты. Вклад автора заключается в заполнении пробела в истории оледенений и морских трансгрессий самого крупного осадочного бассейна за последние 150 тыс. лет. Предложенная хронологическая канва этих событий в центре западно-сибирского Заполярья базируется на новейших достижениях в области геохронометрии и фациального анализа терригенных толщ. Впервые здесь примененный анализ осадочных текстур и их сочетаний вместе с обширной программой радиометрического датирования позволили резко улучшить изученность сибирского плейстоцена. Удалось обосновать ранее лишь предполагавшиеся важные геологические события, такие как поздненеоплейстоценовое покровное оледенение всей центральной части западносибирской Арктики и продолжительная хморская трансгрессия с притоком атлантических вод в бассейн Карского моря.

Однако оставшиеся хиатусы осадочной летописи требуют поисков новых разрезов и их детального изучения. Дальнейшие исследования также необходимо направить на прослеживание в восточном направлении и датирование морских межледниковых толщ — главных реперов четвертичной истории Арктики.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Назаров, Дмитрий Владимирович, Санкт-Петербург

1. Авдалович С.А., Биджиев P.A. Каргинские морские террасы на севере Западной Сибири и проблема сартанского оледенения // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1984. № 1. С. 89-100.

2. Андреев Ю.Ф., Белорусова Ж.М. Геологическое строение Тазовского полуострова. Геол. сборник ВНИГРИ, вып. 6, М., 1961, с. 176-202.

3. Арсланов, Х.А., Лавров A.C., Потапенко Л.М. Новые данные о позднеплейстоценовом оледенении севера Западной Сибири. Архипов С.А., ред. Оледенения и палеоклиматы Сибири в плейстоцене. Ин-т геол. и геоф. СО АН СССР, Новосибирск, 1983, с. 27-35.

4. Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю. и др. Бедоба — опорный разрез казанцевского горизонта в Центральной Сибири // Докл. РАН. 2004. Т. 396. № 6. С. 796799.

5. Архипов С.А. Стратиграфия четвертичных отложений, вопросы неотектоники и палеогеографии бассейна среднего течения Енисея. Тр. ГИН АН СССР, вып. 30, М., 1960, 172 с.

6. Архипов С.А. Четвертичный период в Западной Сибири. Наука, Новосибирск, 1971,332 с.

7. Архипов С.А. Объяснительная записка к региональной стратиграфической схеме Западно-Сибирской равнины. Новосибирск, ИГиГ СО АН СССР, 1990, 95 с.

8. Архипов С.А. Хронология геологических событий позднего плейстоцена Западной Сибири // Геология и геофизика, 1997. Т. 38. № 12. С. 1863-1884.

9. Архипов С.А. Главные геологические события позднего плейстоцена (Западная Сибирь) // Геология и геофизика, 2000, т. 41, № 6, с. 792-799.

10. Архипов С.А., Андреева С.М., Земцов A.A., Исаева Л.Л., Мизеров Б.В., Файнер Ю.Б. Покровные материковые оледенения и рельеф // Проблемы экзогенного рельефообразования. Кн. 1. М.: Наука, 1976. С. 7-89.

11. Архипов С.А., Вотах М.Р., Голъберт A.B. и др. Последнее оледенение в Нижнем Приобье. Новосибирск: Наука. 1977. 214 с.

12. Архипов С.А., И.А. Волков, B.C. Волкова Палеогеография. В кн.: Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения. Наука, Новосибирск, 1980а, С. 7-12.

13. Архипов С.А., Гольберт A.B., Гудина В.И. "К стратиграфии плейстоцена Большехетского района на Енисейском Севере. Бюлл. Комиссии по изуч. четвертичного периода, 19806, № 50, с. 57-72.

14. Архипов С.А., Левчук Л.К., Шелкопляс В.Н. Стратиграфия и геологическое строение четвертичного покрова Нижнеобско-Ямальско-Тазовского региона Западной Сибири // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. № 6. С. 87-104.

15. Астахов В.И. Геологические доказательства центра плейстоценового оледенения на Карском шельфе. ДАН, 1976, т. 231, № 5, с. 1178-1181.

16. Астахов В.И. Реконструкция Карского центра плейстоценового оледенения по древним моренам Западной Сибири // Мат-лы гляциологических исследований, хроника, обсуждения. М. № 30, 1977, с. 60-69.

17. Астахов В.И. Реконструкция последнего покровного оледенения Западной Сибири по его краевым образованиям. В кн.: Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения. Наука, Новосибирск, 1980, С. 12-32.

18. Астахов В.И. Новые данные о деятельности позднеплейстоценовых карских ледников в Западной Сибири. В кн.: Четвертичные оледенения Западной Сибири и других областей Северного полушария. Наука, Новосибирск, 1981а. С. 34-41.

19. Астахов В.И. Морены на Северном Ямале // ДАН. 19816. Т. 260. № 1. С. 149-152.

20. Астахов В.И. Позднеплейстоценовая обстановка осадконакопления в центре Западной Сибири // Тр. Ин-та геол. и геофиз. СО АН СССР, 1989, 657, с. 118-126.

21. Астахов В.И. Фотогеология северного плейстоцена: успехи и проблемы, // Региональная геология и металлогения, 2004; № 2 Г, 27-44.

22. Астахов В.И. О хроностратиграфических подразделениях верхнего плейстоцена Сибири // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. № 11. С. 1207-1220.

23. Астахов В.И. Средний и поздний неоплейстоцен ледниковой зоны Западной Сибири: Проблемы стратиграфии и палеогеографии // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. № 69, 2009, С. 8-24.

24. Астахов В.И, Файнер Ю.Б. Следы движения плейстоценовых ледников» в Приенисейской Сибири // Докл. АН СССР, 1975, т. 224, № 5, с. 1145-1148.

25. Астахов В.И., Исаева Л.Л., Кинд Н.В., Комаров В.В. О геолого-геоморфологических критериях периодизации ледниковой истории Енисейского Севера // Четвертичные оледенения Средней Сибири. М., Наука, 1986, с. 18—28.

26. Астахов В.И., Арсланов Х.А., Назаров Д.В. Возраст мамонтовой фауны на Нижней Оби // Докл. РАН. 2004. Т. 396. № 2. С. 253-257.

27. Астахов В.И., Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е. и др. Возраст межледникового торфяника на Нижней Оби // Докл. РАН. 2005. Т. 401. №1. С. 95-99.

28. Астахов В.И., Мангеруд Я. О возрасте каргинских межледниковых слоев на Нижнем Енисее//Докл. РАН, 2005. Т. 403. № 1. С. 63-66.

29. Астахов В., Мангеруд Я. О геохронометрическом возрасте позднеплейстоценовых террас на Нижнем Енисее//Докл. РАН. 2007. Т. 416. №4. С. 509-513.

30. Астахов В.И., Мангеруд Я., Свенсен Й.-И. Трансуральская корреляция верхнего плейстоцена Севера//Региональная геология и металлогения. 2007. № 30-31. С. 190-206.

31. Астахов В.И., Назаров Д.В. Стратиграфия верхнего неоплейстоцена севера Западной Сибири и ее геохронометрическое обоснование // Региональная геология и металлогения. 2010. № 43. С 36-47.

32. Белорусова Ж.М. К вопросу о четвертичной истории Тазовского полуострова // Новые данные о геологии севера Западно-Сибирской низменности // Тр. ВНИГРИ. 1960а. Вып. 158. С. 144-157.

33. Белорусова Ж.М. Было ли покровное оледенение на Тазовском полуострове? // Геология и геохимия. Сб. 3 (IX). 19606. С. 95-101

34. Болиховскгш В.Ф. Едомные отложения Западной Сибири // Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М.: Наука, 1987. С. 128-135.

35. Большиянов Д.Ю. Пассивное оледенение Арктики и Антарктиды. СПб, 2006. 296 с.

36. Боровский В.В., Воронин A.C., Генералов П.П. и др. Гос. геол. карта РФ, м-б 1:1000000, новая серия, Отв. ред. Генералов П.П., ВСЕГЕИ, 2000.

37. Василъчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов (опыт палеокриологических реконструкций). М., РИО Мособлупрполиграфиздата, 1992, т. 1, 420 е.; т. 2, 274 с.

38. Волков И.А. Ледниково-подпрудные озерные бассейны. В кн.: Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения. Наука, Новосибирск, 1980, С. 32-41.

39. Волков И.А., Гросвстьд М.Г., Троицкий C.JI. О стоке приледниковых вод во время последнего оледенения Западной Сибири // Изв. АН СССР. Серия геогр., 1978, №4, с. 2535.

40. Воронов П.С. К методике палео- и меллогеографического воссоздания морфометрии материков и покровных оледенений. Изв. ВГО, 1964, № 5, с. 370-382.

41. Гатауллин В.Н. Стратиграфо-генетические комплексы четвертичных отложений западного побережья полуострова Ямал // Инженерно-геологические условия шельфа и методы их исследований. Рига: ВНИИморгео, 1986. С. 12-20.

42. Гатауллин В.Н. Марресальская свита Западного Ямала отложения дельты Пра-Оби // Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода, 1991, № 60, с. 53-61.

43. Гейнц А.Е. и Гарутт В.Е. Определение абсолютного возраста ископаемых остатков мамонта и шерстистого носорога из вечной мерзлоты Сибири при помощи радиоактивного углерода (С14) //Докл. РАН. 1964. Т. 154. № 6. С. 1367-1370.

44. Геология антропогена севера Западной Сибири. Тр. ЗапСибНИГНИ, вып. 172. 1982.107 с.

45. Геология и полезные ископаемые России. Орлов В. П., гл. ред. В шести томах. Конторович А. Э., Сурков В. С., ред. Том 2, Западная Сибирь. СПб., ВСЕГЕИ, 2000, 477 с.

46. Геохронология СССР. Т. III. Новейший этап. Л.: Недра. 1974. 359 с.

47. Гудина В.И. Фораминиферы и стратиграфия четвертичных отложений северо-запада Сибири. М.: Наука, 1966. 132 с.

48. Гудина В.И. Фораминиферы, стратиграфия* и палеозоогеография морского плейстоцена Севера СССР // Труды ИГиГ СО АН СССР, вып. 314, 1976.

49. Гудина В.И., Нуждина H.A., Троицкий C.JI. Новые данные о морском плейстоцене Таймырской низменности. Геология и геофизика, 1968, № 1, с. 40-48.

50. Гуртовая Е.Е., Троицкий C.JI. К палинологической характеристике сангомпанских отложений Западного Ямала // Неогеновые и четвертичные отложения Западной Сибири. М.: Наука, 1968. С. 131-139.

51. Данилов ИД. Мерзлотно-фациальное строение водораздельных плейстоценовых отложений нижнего течения р. Енисея // Проблемы криолитологии. Вып. 1. Изд-во МГУ, 1969, с. 93-105.

52. Данилов ИД. Полярный литогенез. М., Недра, 1978. 238 с.

53. Данилов И.Д., Парунин О.Б., Маръенко В.А., Чугунов А.Б. Возраст мерзлых отложений и изотопный состав залежей подземных льдов полуострова Ямал (север Западной Сибири) // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1992. С. 118-124.

54. Ермилов И.Я. Геологические исследования на Гыданском полуострове в 1927 г. Тр. Полярн. ком., 1935, вып. 20.

55. Жданова А.И., Казанский А.Ю., Зольников И.Д., Матасова Г.Г. Опыт фациально-генетического расчленения субаэральных отложений Новосибирского Приобья геолого-петромагнитными методами // Геология и геофизика. 2007, т. 48, № 4. С. 446-459.

56. Загорская Н.Г., Кайялайнен В.И., Кулаков Ю.Н. К вопросу о возрасте отложений усть-енисейской серии. В.Н. Сакс, ред. Основные проблемы изучения четвертичного периода. Наука, М., 1965, с. 43-52.

57. Загорская Н.Г., Кулаков Ю.Н., Пуминов А.П., Слободин В.Я., Суздальский О.В. Основные проблемы стратиграфии и палеогеографии верхнего кайнозоя северной окраины Евразии. В кн.: Проблемы изучения четвертичного периода. М., Наука, 1972, с. 120-125.

58. Зайонц И.Л., Зилинг Д.Г. Вторая терраса бассейнов Нижней и Средней Оби // Геология, инженерная геология и гидрогеология. Вып. 8. Барнаул. 1972. С. 12-27.

59. Заррина Е.П., Каплянская Ф.А., Краснов И.И., Миханков Ю.М., Тарноградский В.Д. Перигляциальная формация Западно-Сибирской низменности. Мат-лы по четвертичной геологии и геоморфологии СССР, нов. серия, вып. 4, ВСЕГЕИ, М., 1961а, с. 54-104.

60. Заррина Е.П., Краснов И.И., Тарноградский В.Д. Карта отложений четвертичной системы Западной Сибири и прилегающих территорий, м-б 1:1500000. М.: Гостоптехиздат. 19616. 6 л.

61. Земцов А.А. Геоморфология Западно-Сибирской равнины. Томский ун-т, 1976, 343с.

62. Зубаков В.А. Новейшие отложения Западно-Сибирской низменности. Тр. ВСЕГЕИ, нов. сер., т. 184. JL: Недра, 1972а. 312с.

63. Зубаков В.А. Палеогеография Западно-Сибирской низменности в плейстоцене и позднем плиоцене. Наука, Л., 19726, 196 с. •

64. Зубаков В.А., Левковская Г.М. Стратиграфия новейших отложений низовьев р. Оби // Четвертичная геология и геоморфология Сибири. Новосибирск: Наука, 1969. С. 62-83.

65. Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Происхождение санчуговской толщи и проблема соотношения оледенений и морских трансгрессий на севере Западной Сибири // Колебания уровня мирового океана в плейстоцене. Л.: ВГО, 1975. С. 53-95.

66. Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Наземное и подземное оледенение ЗападноСибирской равнины в плейстоцене // Зубаков В.А., Каплянская Ф.А., ред. Современное и горное оледенение равнинных и горных районов СССР. Геогр. об-во СССР, Л., 1978, с. 18-28.

67. Каплянская Ф.А., Т арноградский В Д. Ледниковые образования в районе полярной станции Марресале на п-ове Ямал // Тр. ВСЕГЕИ. Нов. серия. 1982. Т. 319. С. 77-85.

68. Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Западно-Сибирская равнина // Краснов И.И., ред. Стратиграфия СССР, четвертичная система, полутом 2, М., Недра, 1984, с. 227-270.

69. Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Гляциальная геология. Методическое пособие по изучению ледниковых образований при геологической съемке крупного масштаба. Недра, С-Петербург, 1993, 328 с.

70. Кинд Н.В. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. Наука, М., 1974, 255 с.

71. Корейиш М.М., Хименков А.Н., Брыксина Г.С. О происхождении пластовых залежей подземного льда на севере Западной Сибири // Материалы гляциологических исследований. Хроника, обсуждения, 1981, №41, с. 62-67.

72. Косинцев П.А. Мамонтовая фауна реки Юрибей (полуостров Ямал) // Биота Северной Евразии в кайнозое. Вып. 6. Екатеринбург-Челябинск: Ин-т экологии растений и животных УрО РАН, 2008. С. 147-157.

73. Кривоногое С.К., Бахарева В.А., Ким Ю.В., Орлова Л.А., Скабичевская H.A. Новые данные к стратиграфии и палеогеографии позднего плейстоцена Сургутского Приобья // Геология и геофизика. 1993. Т. 34. № 3. С. 24-37.

74. Кузин И. Л., Н.Г. Чочиа. Проблема, оледенений Западно-Сибирской низменности. В.Н. Сакс, ред. Основные проблемы изучения четвертичного периода. Наука, М., 1965, с. 177-187.

75. Кулаков Ю.Н. Основные черты геоморфологии северной части Западно-Сибирской низменности. Тр. НИИГА, 1959,> т. 107, вып. 12, с. 116-126.

76. Лаврушин Ю.А. Типы четвертичного аллювия Нижнего Енисея. М., 1961, 95с.

77. Лаврушин Ю.А. Аллювий равнинных рек субарктического пояса и перигляциальных областей материковых оледенений. Тр. ГИН, вып. 87, М., 1963, 266 с.

78. Лаврушин Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. Тр. ГИН АН СССР, 1976, 288, 237 с.

79. Лазуков Г.И. Антропоген северной половины Западной Сибири (стратиграфия). Изд. МГУ, 1970. 322 с.

80. Левчук Л.К, Биостратиграфия верхнего плейстоцена севера Сибири по фораминиферам. Наука, Новосибирск, 1984, 128 с.

81. Лидер М. Седиментология. Процессы и продукты: Пер. с англ., М. Мир. 1986. 439с.

82. Морской плейстоцен сибирских равнин. Тр. ИГиГ СО АН СССР, т. 104, М., 1971, с.142.

83. Назаров Д.В. Новое о четвертичных отложениях центральной части западносибирской Арктики // Региональная геология и металлогения. 2007. № 30-31. С. 213-221.

84. Рейнек Г.-Э., Сингх И.Б. Обстановки терригенного осадконакопления (с рассмотрением терригенных кластических осадков). Пер. с англ. - М.: Недра, 1981. -439 с.

85. Решения и труды Межведомственного совещания по доработке и уточнению унифицированной и корреляционной стратиграфических схем Западно-Сибирской низменности (г. Новосибирск, 15-20 февраля 1960 г.). JL, 1961. 465 с.

86. Сакс В.Н. Новые данные о геологическом строении* бассейна реки Пясины. Труды Горно-геологического управления Севморпути, M-JL, 1945, вып. 16, с. 3-64.

87. Сакс В.Н. Четвертичное оледенение севера Сибири // Природа, 1947, № 4. с. 16-25. Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике // Труды НИИГА. Т. 77. JL-М.: Изд. Министерства морского и речного флота СССР, 1953. 627 с.

88. Сакс В.Н. Некоторые спорные вопросы истории четвертичного периода в Сибири // Труды НИИГА. Том 96. Вып. 8, 1959. с. 151-163.

89. Сакс В.Н., Антонов К.В. Четвертичные отложения и геоморфология района Усть-Енисейского порта. Труды Горно-геологического управления Севморпути, 1945, вып. 16, с. 65-117.

90. Соколов В.Н. Северная часть Западно-Сибирской низменности. В кн.: Четвертичные отложения Советской Арктики, Под ред. В.Н. Сакса и С.А. Стрелкова, М., 1959. с. 61-80.

91. Соколов В.Н. Геология и перспективы нефтегазоносности арктической части Западно-Сибирской низменности. Гостоптехиздат, Л., 1960. 155 с.

92. Соломатин В.И. Петрогенез подземных льдов. Наука, Новосибирск, 1986, 216 с.

93. Соломатин В.И., Коняхин М.А. Криолитогенез и стратиграфия мерзлой толщи центрального Ямала // Итоги фундаментальных исследований криосферы Земли в Арктике и Субарктике. Новосибирск: Наука, 1997. С. 173-182.

94. Стратиграфический кодекс России. Издание третье. СПб.: Издательство ВСЕГЕИ, 2006. 96 с.

95. Стратиграфический словарь мезозойских и кайнозойских отложений ЗападноСибирской низменности. Л., Недра, 1978. 183 с.

96. Стрелков С.А., Троицкий С.Л. Геологическое строение и рельеф междуречья Большой Хеты и Мессо и бассейна р. Соленой. Тр. НИИГА, 1953, 60, с. 5-55.

97. Сухорукова С.С., Гайгалас А.И. Ориентировка и петрографический состав обломков морен Енисея. Величко A.A., Исаева Л.Л., ред. Четвертичные оледенения Средней Сибири. Наука, М., 1986, с. 65-73.

98. Суздальский О.В., Слободин В.Я. Стратиграфия плиоцена и плейстоцена Западной Сибири в зоне трансгрессий. В сб. Материалы к проблемам геологии позднего кайнозоя. Под ред. Н.Г. Загорской, Л., 1969. с. 131-139.

99. Сукачев В.Н. К вопросу об изменении климата и растительности на севере Сибири в послетретичное время // Метеорологический вестник, 1922. Т. 33, № 1-4.

100. Сулержицкий Л.Д. Черты радиоуглеродной хронологии мамонтов ■ (Mammuthus primigenius) Сибири и севера Восточной Европы // Тр. ЗИН РАН, 1995. Т. 263. С. 163-183.

101. Сулержицкий Л.Д. Микробное загрязнение органического вещества из вечной мерзлоты, наблюдаемое при радиоуглеродном датировании // Криосфера Земли. 1998. Т. II. № 2. С. 76-80.

102. Томирдиаро C.B., Тихонов А.Н. Ямальский мамонтенок. Палеогеографическая обстановка и условия захоронения // Тр. ЗИН РАН, 1999. Т. 275. С. 7-19.

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

104. Троицкий С.Л. Новые данные о последнем покровном оледенении Сибири // Докл АН СССР. 1967. Т. 174. № 6. С. 1409-1412.

105. Троицкий С.Л. Общий обзор морского плейстоцена Сибири. Сакс В.Н., ред. Проблемы четвертичной геологии Сибири. Наука, М., 1969, с. 32-43.

106. Троицкий C.JI. Морской плейстоцен северного побережья Азии. В кн. Проблемы изучения четвертичного периода, М., Наука, 1972. с. 95-100.

107. Троицкий С.Л. Современный антигляциализм: критический очерк. М., Наука, 1975.163 с.

108. Троицкий С.Л., Кулаков А.П. Колебания уровня океана и рельеф побережий // Проблемы экзогенного рельефообразования. Кн. 1. М.: Наука, 1976. с. 351-426.

109. Трофимов В.Т., Баду Ю.Б., Кашперюк П.К О температурах многолетнемерзлых пород Гыданского полуострова // Природные условия Западной Сибири, вып. 7, М., 1980. с. 102-111.

110. Трофимов В.Т., Баду Ю.Б., Васильчук Ю.К Инженерно-геологические условия Гыданского полуострова. М., 1986, 211 с.

111. Труды межведомственного совещания по разработке унифицированных стратиграфических схем Сибири 1956 г. (Доклады по стратиграфии мезозойских и кайнозойских отложений). Л., 1957, 575 с.

112. Унифицированная региональная стратиграфическая схема четвертичных отложений Западно-Сибирской равнины. Объяснительная записка. Волкова B.C., Бабушкин А.Е., ред. Новосибирск, СНИИГГиМС, 2000, 64 с.

113. Файнер Ю.Б., Пономарева¡Е.А. К биостратиграфическому обоснованию верхнего плейстоцена Енисейской депрессии. Архипов. С.А., ред. Стратиграфия плейстоцена Сибири. Актуальные проблемы и задачи. Изд. ИГиГ СО АН СССР, Новосибирск, 1985, с. 43-52.

114. Шанцер ЕЖ Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных образований. Тр. ГИН, вып. 161, 1966, 239 с.

115. Andreev А.А., Forman S.L., Ingolfsson б., Manley W.F. Middle Weichselian environments on western Yamal Peninsula, Kara Sea, based on pollen records // Quaternary Research 2006. V. 65. P. 275-281.

116. Ashley G.M. Rhythmic sedimentation in glacial Lake Hitchcock, MassachusettsConnecticut. In Jopling, A.V. and MacDonald, B.C. (eds), Glaciofluvial and Glaciolacustrine Sedimentation. SEPM Special Publication 23, 1975, 304-320.

117. Astakhov V. The last ice sheet of the Kara Sea: terrestrial constraints on its age // Quaternary International 1998. V. 45/46. P. 19-29.

118. Astakhov V. Middle Pleistocene glaciations of the Russian North // Quaternary Science Reviews 23 (11-13), 2004a. P. 1285-1311.

119. Astakhov V. Pleistocene ice limits in Russian northern lowlands // Quaternary glaciations extent and chronology. Part 1: Europe. Amsterdam: Elsevier, 2004b. P. 309-319.

120. Astakhov V.I. Evidence of Late Pleistocene ice-dammed lakes in West Siberia // Boreas. 2006. V. 35. P. 607-621.

121. Astakhov V.I. and Isayeva L.L. The 'Ice Hill': an example of retarded déglaciation in Siberia. Quaternary Science Reviews, 7, 1988. P. 29^0.

122. Astakhov, V., Mangerud. J. and Svendsen, J. I. Middle Weichselian ice advance: new data from northern Russia. APEX Fourth International Conference and Workshop, Iceland, 2010. p. 22.

123. Bassinot F.C., Labeyrie L.D., Vincent E. et. al. The astronomic theory of climate and age of the Brunes-Matuyama reversal // Earth and Planetary Science Letters, 126, 1994, p. 91-108.

124. Benn D.I., Evans D.J.A. Glaciers and Glaciation. London, 2003, p. 734.

125. Bennett M.R., Glasser N.F. Glacial geology: ice sheets and landforms. John Wiley & Sons, 1996, p. 364.

126. Berthelsen A. The methodology of kineto-stratigraphy as applied to glacial geology // Bull. Geol. Soc. Denmark, 1978. v. 27, p. 25-38.

127. Boersma J.R., Meene E.A. van de, Tjalsma R.C. Intricated cross stratification due to interaction of a mega ripple with its lee - side system of backflow ripple (upperpointbar deposits, lower Rhine)//Sedimentology, 1968. V.ll,p. 147-162.

128. BoumaA.H. Sedimentology of Some Flysch Deposits. Amsterdam: Elsevier, 1962.

129. Fontugne M. Les derniers progrès du calibrage des âges radiocarbone: permettent-ils une révision des chronologies entre 25.et 50.000'ans b.p. ? // Quaternaire 2004. V. 15, № 3. P. 245252.

130. Forman S.L., Ingôlfsson Ô., Gataullin V. et al. Late Quaternary stratigraphy, glacial limits, and paleoenvironments of the Marresale area, western Yamal Peninsula, Russia // Quat. Res. 2002. V. 57. P. 355-370.

131. Gilbert M.T.P., Tomsho L.P., Rendulic S. et al. Whole-genome shotgun sequencing of mitochondria from ancient hair shafts // Science. 2007. Vol. 317. P. 1927-1930.

132. Ginsburg R.N. Tidal deposits: A casebook of recent examples and fossil counterparts. 1975, Springer-Verlag, New-York, 428 p.

133. Gusskov S.A. and Levchuk L.K. Foraminiferal complexes and palaeooceanographic reconstructions of the Middle and Late Pleistocene interglacial basins in the North of Siberia // Journal of Geological Sciences, Czech Geol. Survey, 1999. V. 23. P. 125-132.

134. Jopling A. V., Walker R.G. Morphology and origin of ripple drift cross lamination, with examples from the Pleistocene of Massachusetts // Journal of Sedimentary Petrology, 1968. V. 38, P. 971-984.

135. Katzenberger O., Grün R. ESR dating of circumarctic molluscs // Nuclear Tracks and Radiation Measurements (1982). 1985. V. 10, Issues 4-6, P. 885-890.

136. Mangerud J., Gosse J., Matiouchkov A., Dolvik T. Glaciers in the Polar Urals, Russia, were not much larger during the Last Global Glacial Maximum than today // Quaternary Science Reviews, 2008, v. 27, p. 1047-1057.

137. Martinson D.G., Pisias N.G., Hays J.D. et al. Age dating and the orbital theory of ice ages: development of high-resolution 0 to 300,000 year chronostratigraphy // Quat. Res. 1987. V. 27. P. 1-29.

138. McKee E.D. Flume experiments of the production of stratification and cross -stratification. J. Sediment. Petrol. 1957. 27, P. 129-134.

139. McKee E.D. Experiments on ripple lamination. In: Primary sedimentary structures and their hydrodynamic interpretation. Ed. by Middleton G.V., Soc. Econ. Paleontologists Mineralogists Spec. Publ., 12, 1965. p. 66-83.

140. Miller J.M.G. Glacial sediments. In: Sedimentary environments: processes, facies and stratigraphy. Ed. by Reading H.G., 1996. P. 454-484.

141. Miller R.L., Zeigler J.M., A model relating dynamics and sediment pattern in equilibrium in the region of shoaling waves, breaker zone, and foreshore // Journal of Geology, 1958. V. 66. p. 417-441.

142. Moore G.T., Asquith D.O. Delta: Term and concept // Geol. Soc. Am. Bull. 1971. V. 82. p. 2563-2568.

143. Murray A. S. and Olley J. M. Precision and accuracy in the optically stimulated luminescence dating of sedimentary quartz // Geochronometria 2002. V. 21. P. 1-16.

144. Nazarov, D., Henriksen, M., Svendsen, J.I. The age of the last glacier invasion into the Polar Urals. // Abstracts of Third Conference on Arctic Palaeoclimate and its Extremes (APEX). University of Copenhagen, Denmark, 2009. p. 55.

145. Nazarov D., Henriksen M. New data on Quaternary stratigraphy of the Lower Yenissei area, Arctic Siberia // APEX Fourth International Conference and Workshop, Iceland, 2010. p. 62.

146. Nemec W. Aspects of sediment movement on steep delta slopes. In: Colella A. and Prior D. (eds), Coarse Grained Deltas. International Association of Sedimentologists Special Publication 10, Blackwell, Oxford, 1990. P. 29-73.

147. Polyak L., Alley R.B., Andrews J.T. et al. History of sea ice in the Arctic // Quat. Science Reviews 2010. V. 29, P. 1757-1778.О

148. Postma G. Depositional architecture and facies of river and fan deltas: a synthesis. In: Colella A. and Prior D. (eds), Coarse Grained Deltas. International Association of Sedimentologists Special Publication 10, Blackwell, Oxford, 1990. P. 13-27.

149. Reading H.G., Collinson J.D. Clastic coasts. In: Sedimentary environments: processes, facies and stratigraphy. Ed. by Reading H.G., 1996. P. 154-231.

150. Rubin DM., McCulloch D.S. Single and superimposed bedforms: a synthesis of San Francisco Bay and flume observations // Sedimentary Geology 1980, V. 26. P. 207-231.

151. Svendsen J. I., Alexanderson H., Astakhov V. et al. Late Quaternary ice sheet history of Northern Eurasia // Quat. Science Reviews 2004. V. 23. № 11-13. P. 1229-1271.

152. Thomas G S.P., Connell R.J. Iceberg drop, dump and grounding structures from Pleistocene glaciolacustrine sediments, Scotland. Journal of Sedimentary Petrology 55, 243-249.

153. Walker R.G. Geometrical analysis of ripple-drift crosslamination. Canadian J. Earth Sci. 6,383-391.1. Фондовая литература

154. Биджиев Ф.А. и др. Отчет о проведении аэрофотогеологического картирования м-ба 1:200 000 за 1976-1981 гг. М., 1981 г.

155. Долотов М.С. и др. Отчет по аэрофотогеологическому картированию м-ба 1:200 000 полуострова Ямал за 1975-1981 гг. М., Аэрогеология, 1981 г.

156. Лавров А.В. и др. Космофотогеологическое картирование масштаба 1:1 000 000 северной части Западно-Сибирской плиты. М., Аэрогеология, 1983 г.

157. Ломаченков B.C. Четвертичные отложения и рельеф северо-западной части Гыданского полуострова (работы геологической съемки м-ба 1:1 000 000, произведенные в 1952 г. на Гыданском полуострове. Л., 1953 г.

158. Ломаченков B.C., Тимашков Н.А. Геологическое строение и рельеф Тазовского и юго-западной части Гыданского полуострова (отчет о геологической съемке м-ба 1:1 000 000, проведенной партиями № 3 и № 4 летом 1953 г.). Л., 1954 г.

159. Тимашков Н.А. Четвертичные отложения и рельеф центральной части Гыдднского полуострова (Окончательный отчет о геологической съемке м-ба 1:1 000 000 в бассейне рек Гыда, Нява-Яха, Зыковка, Ярто-Яха и озер Ямбу-То и Хосейн-То). Л., 1953 г.

160. Файнер Ю.Б., Файнер Т.Г. Отчет о геологическом до изучении масштаба 1:200 000 северо-западной части Сибирской платформы, Том IV. Четвертичные отложения и гляциоморфология, Красноярск, 1980 г.

161. Хлебников В.К., Ильина З.И., Милева Л.С. Отчет партии № 1 о геологической съемке м-ба 1:1 000 000 в бассейнах рек Байдарата, Щучья, Лангат-Юган, Харбей, Собь и части долины р. Оби. Л., 1953 г.

Информация о работе

Назаров, Дмитрий Владимирович
кандидата геолого-минералогических наук
Санкт-Петербург, 2011
ВАК 25.00.01

Диссертация

Четвертичные отложения Центральной части Западно-Сибирской Арктики - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы