Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Осадконакопление во впадинах Байкальской рифтовой зоны в позднем плейстоцене и голоцене

ВАК РФ 25.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Осадконакопление во впадинах Байкальской рифтовой зоны в позднем плейстоцене и голоцене"

На правах рукописи

УИ4601103

КРИВОНОГОВ Сергей Константинович

ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ ВО ВПАДИНАХ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ В ПОЗДНЕМ ПЛЕЙСТОЦЕНЕ И ГОЛОЦЕНЕ

25.00.01 - общая и региональная геология

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

АВТОРЕФЕРАТ

Иркутск 2010

1 5 ДПР 20(0

004601108

Работа выполнена в Институте геологии и минералогии Сибирского отделения Российской Академии Наук.

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук, профессор В.И. Астахов (Санкт-Петербургский государственный университет, г. Санкт-Петербург)

Доктор геолого-минералогических наук, профессор C.B. Рассказов (Институт земной коры СО РАН, г. Иркутск)

Доктор геолого-минералогических наук И.С. Новиков (Институт геологии и минералогии СО РАН, г. Новосибирск)

Ведущая организация:

Геологический институт СО РАН (г. Улан-Удэ)

Защита состоится "17" мая 2010 г. в 9 часов на заседании диссертационного совета Д.003.0022.02 при Институте земной коры СО РАН по адресу: 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института земной коры

Отзывы в 2-х экземплярах, заверенные печатью учреждения, просьба направлять по адресу: 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128, Институт земной коры СО РАН, ученому секретарю диссертационного совета Д.003.0022.02; факс: 8 (3952) 426900

СО РАН

Автореферат разослан " 25"

il

марта 2010 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, кандидат геолого-минералогических наук

Ю.В. Меньшагин

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность. Изучение отложений последнего ледниково-межледникового цикла позднего плейстоцена и голоцена актуально как научная ретроспектива современных и будущих природных изменений. В Прибайкалье исследования nb-следних лет направлены на расшифровку геологических, биологических и климатических сигналов в донных осадках Байкала и Хубсугула, однако для регионального обобщения необходимы сведения об окружающих территориях. Данной диссертацией восполняется недостаток знаний о строении наиболее молодых отложений Байкальского региона, что ставит его в один ряд с самыми изученными областями Евразии.

Цель исследования (научная проблема): установление закономерностей осадконакопления во впадинах Байкальской рифтовой зоны в позднем плейстоцене и голоцене и их связи с изменениями природной среды.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1. Вьивление условий залегания отложений позднего плейстоцена и голоцена во впадинах, их стратиграфо-генетическое расчленение и уточнение возраста.

2. Выявление региональных структурно-геологических и палеогеографических закономерностей осадконакопления.

3. Детализация представлений об изменениях растительности и климата Прибайкалья в позднем плейстоцене и голоцене и определение влияния климата на осадконакопление.

4. Ревизия концепций развития исследованной области в соответствии с новыми данными о строении отложений и позднеплейстоцен-голоценовой истории Прибайкалья и других горных областей Центральной Азии.

Научная новизна. Автором впервые выполнено обобщение знаний о поздне-плейстоцен-голоценовом осадконакоплении в крупнейших впадинах в пределах всей Байкальской рифтовой зоны (БРЗ). Упорядочен ранее опубликованный и получен новый фактический материал.

1. Доказаны почти повсеместное распространение и значительная мощность позднеплейстоценовых отложений во впадинах.

2. Создана база геохронологических данных, объединяющая опубликованные ранее и полученные автором новые абсолютные даты (4С, RTL, OSL, IRSL, |0Ве), что позволило обоснованно судить о возрасте и стратиграфии отложений.

3. Разработаны компьютерные методы дистанционного исследования территорий по. их трехмерным моделям, позволяющим распознавать генезис форм рельефа и наносить их на карту.

4. Раскрыты закономерности осадконакопления во впадинах и общего хода природного процесса в регионе в позднем плейстоцене и голоцене.

5. Пересмотрены региональные седиментологические и палеогеографические концепции, для которых предложена иная трактовка, соответствующая новым фактическим данным.

Практическая значимость. Полученные знания могут использоваться в геологической съемке и региональной стратиграфии. Реконструкции природных об-становок прошлого являются единственным источником сведений о долгосрочных тенденциях развития ландшафтов и климата. Они учитываются в сценариях будущих природных изменений, использующихся для разработки глобальных политических, экономических и социальных стратегий.

Личный вклад соискателя. Материалы диссертации собирались в 1988- 2009 годах в рамках НИР Института геологии и геофизики (Института геологии и минералогии) и Института земной коры СО РАН. Исследования были частью меж-

дународных проектов «Байкал-Хубсугул бурение», программ СО РАН и РАН, а также выполнялись в рамках совместных проектов с учеными Японии, Германии, Монголии, Кореи. Автором лично проведены полевые исследования восьми крупнейших впадин БРЗ (рис. 1), включавшие стратиграфо-генетическую интерпретацию отложений, их гранулометрический анализ, сбор образцов на абсолютное датирование, палинологический и другие виды анализа.

Рисунок 1. Расположение впадин Байкальской рифтовой зоны изученных автором. 1- Чарская; 2- Муйско-Куандинская; 3- Верхнеангарская; 4- Баргузинекая долина; 5- котловина озера Байкал; 6- Тункинская долина; 7- котловина озера Хубсугул; 8- Дархадская. Точки - места бурения автором озерных и болотных отложений.

Автор инициировал международные комплексные исследования малых озер и болот БРЗ в 1994-2008 годах. Он лично выбираз объекты, выполнял геолого-геоморфологическое обоснование и проводил их бурение. Всего изучено 28 объектов. Автор лично выполнял описание кернов и отбор проб для исследования. Вкладом автора явился палеокарпологический анатиз, выполненный для 6 кернов. По сборам автора получено 101 радиоуглеродная дата, что составляет 30% от всех |4С датировок отложений БРЗ, учтенных в данной диссертации.

Разработана технология дистанционного геолого-геоморфологического исследования с использованием космических снимков и цифровых моделей рельефа, адаптированная к потребностям аначиза осадочных комплексов и форм рельефа горных районов. Вновь полученные данные и материаты предшественников позволили автору выявить закономерности осадконакопления и распределения осадочных формаций и пересмотреть ряд концепций развития БРЗ.

Автор признателен Е.В. Безруковой, А.Ю. Казанскому, A.A. Кульчицкому, Н.В. Кулагиной, X. Такахара, Т. Каваи, К. Кашивая, Ф. Риделю, О. Томуртого. Д. Томурху, А. Гиллеспи за сотрудничество, Г.Ф. Уфимцеву, Ю.А. Лаврушину, И.Д. Зольникову за полезные научные дискуссии, Л.А. Орловой, Я.В. Кузьмину и Дж.С. Бурру за радиоуглеродное датирование.

Апробация работы. Результаты исследования докладывались на научных конференциях: «Главнейшие итоги в изучении четвертичного периода и основные направления исследований в XXI веке» (Санкт-Петербург, 1998), BICER, BDP и DIWPA «Lake Baikal: a Mirror in Time and Space for Understanding Global Change Processes» (Иокогама, 1998), «Abrupt Holocene Environmental Changes in Arid Asia - History and Mechanisms (RACHAD 2001)» (Ланчжоу, 2001), <dnternational Workshop for the Baikal & Khubusgul Drilling Project» (Уланбатор, 2001), «Environmental Change in Central Asia: Climate - Geodynamics - Evolution - Human Impact» (Берлин, 2003), «Environmental Monitoring and Prediction of Long- and Short-Term Dynamics of Pan-Japan Sea Area» (Каназава, 2003), «Terrestrial sediment information and long-term environmental changes in East Eurasia» (Каназава, 2003), «Environmental Processes of East Eurasia: Past, Present and Future» (Сиань, 2004), «Рельефо-образующие процессы: теория, практика, методы исследования» (Новосибирск, 2004), «Present Earth Surface Processes and Historical Environmental Changes in East Asia» (Каназава, 2005), «Environmental Change in Central Asia» (Уланбатор, 2005), «Terrestrial Environmental Changes in East Eurasia and Adjacent Areas»: (Кёнджу, 2005, Нагоя, 2006, Листвянка, 2007, Хатгал, 2008), «Environmental Changes and Earth Surface Processes in Semi-arid and Temperate Areas» (Уланбатор, 2006), «Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований» Москва, 2007, Новосибирск, 2009).

По теме диссертации опубликовано 60 работ: 14 -в рецензируемых журналах по списку ВАК, 5 - в рецензированных коллективных монографиях, 10 -в изданиях научных организаций, 1-е нерецензируемом журнале, 30-в материалах совещаний и конференций.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения и списка литературы. Часть фактического материала (таблицы и фотографии) вынесена в приложения.

ОСНОВНЫЕ ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. Позднеплейстоцен-голоценовому этапу развития БРЗ присуще специфическое сочетание орогеннческих и климатических факторов. Тыйская фаза тектоногенеза конца среднего - начала позднего плейстоцена привела к значительной дифференциации рельефа. Появление высокогорий расширило холодный климатический пояс и во время последнего глобального похолодания в позднем плейстоцене горное обрамление впадин стало областью интенсивного оледенения, в значительной мере определившего характер осадконакопления.

2. Раннее наступление оледенення, достигшего максимума в первую половину позднего плейстоцена (100-70 т.л.н.), отличает горы внутренних частей Евразии от гор океанических районов, имевших максимум оледенения около 20 т.л.н. Из-за длительного и интенсивного оледенения во впадинах БРЗ преобладают ледниковая, приледниковая пролювиальная и ледниково-подпрудная озерная осадочные формации.

3. Широкое распространение субаэралыюЛ осадочной формации является проявлением глубокой криоаридизации внутриконтинептальных областей Евразии в ледниковый этап позднего плейстоцена. Значительная часть песчаных массивов во впадинах имеет эоловый генезис; ранее эти отложения считались флювиогляциальными, озерно-аллювиальными или озерными.

4. Колебания уровня озер Байкал и Хубсугул в позднем плейстоцене и голоцене проявились в основном как глубокие регрессии, соответствующие фазам оледенения. Значительных повышений не происходило, поскольку уровень

озер регулируется истоками рек Ангара и Эгийн Гол, являющимися стабильными тектоническими структурами.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ Глава 1. Геологический очерк

1.1. Общие закономерности строения и развития впадин Байкальского

рифта

Структура БРЗ отражает коллизионные этапы развития Центрально-Азиатского складчатого пояса в раннем палеозое-раннем мезозое и связанное с ними горообразование (Зоненшайн и др., 1990). Условия внутриконтиненталыюго орогенеза установились в мезозое, а в его конце произошел этап пенепленизации (Флоренсов, 1960).

Начало кайнозойского рифтогенеза отмечает базальтовый вулканизм, датированный в 72 м.л.н. (Рассказов, 1993). Возможными механизмами рифтового раз-двига считаются давление Индо-Австралийской литосферной плиты на Евроазиатскую (Molnar, Tapponier, 1975) и воздействие мантийного плюма (Windley, Allen, 1993). Неодновременность заложения рифтовых впадин отражена в мощности их осадков, закономерно меняющейся от центра БРЗ к периферии (Логачев, 2003). В развитии рифта выделяются этапы, отмеченные изменениями тектонического режима, рельефа и условий седиментации (Мац и др., 2001). Это отражено в его сложной разломно-блоковой структуре, основными элементами которой являются рифтовые долины, впадины и междувпадинные перемычки, а также молодые поднятия горного обрамления (Уфимцев, 2002). Осадочная история ЮжноБайкальской впадины начинается с палеоцена, а периферических впадин - с миоцена. Выделяется три осадочных комплекса, различающиеся по литолого-фациальным признакам, среди которых самым заметным является огрубление состава отложений вверх по разрезу (Логачев, 1958; Мац и др., 2001).

1.2. Осадконакопление во впадинах и неотектонические движения

Зависимость осадконакопления от тектонических движений очевидна: суммарная неотектоническая деформация в БРЗ составляет от -8000 до +2000 м. Тек-тоно-стратиграфические комплексы: верхнемел-среднеолигоценовый, верхнеоли-гоцен-нижнеплиоценовый и верхнеплиоцен-четвертичный (Мац и др., 2001). Их границы намечают главные рубежи в развитии Байкальской впадины. Ангарский подкомплекс (150-0 т.л.н.) отражает самые молодые перемещения по разломам, проявившиеся в росте гор и опускании днищ впадин. Эти события выделены в тыйскую тектоническую фазу (150-100 т.л.н.). В ней для Северо-Байкальской и Верхнеангарской впадин выделено три фазы активизации тектонических движений (Трофимов, 1994): тыйская (рост гор), кичерская и верхнеангарская (погружение днищ впадин). Благодаря последним накопилось до 300 м осадков. В Муй-ско-Куандинской впадине также установлены опускания: 200 м за 33 т.л.н. (Кульчицкий, 1994). Оценка голоценовых и современных движений разноречива. По A.B. Пинегину (1989) не происходит современных медленных поднятий или опусканий берегов Байкала, за исключением дельты Селенги. Опускания имеют сейсмическую природу и происходят мгновенно, например, залив Провал (Орлов, 1872; Ладохин, 1960; Вологина и др., 2007). Сейсмическая природа изменений береговой линии Байкала иллюстрируется археологическими данными (Гурулев, 1989), и геоморфологическими наблюдениями (Кульчицкий, 1993; Хромовских,

1994). Признаки молодой разломной тектоники зафиксированы в большинстве впадин БРЗ и датированы 14С методом (Лунина и др., 2009).

1.3. Предпосылки позднеплейстоцен-голоценового этапа

Основным событием явилось горообразование тыйской тектонической фазы, относимой к концу среднего - началу позднего плейстоцена. Поднятия достигали сотен метров, эрозионные врезы - тысячи метров (Салоп, 1964, 1967). Ускорилось погружение днищ впадин, усилился снос обломочного материала, перестали функционировать некоторые среднеплейстоценовые долины (Трофимов, 1994).

Второй фактор - смена климатических эпох. Вслед за межледниковьем, с которым частично совпала тектоническая фаза, наступила последняя ледниковая эпоха длительностью около 100 тысяч лет. Высокогорные области подверглись интенсивному горно-долинному оледенению, иному, чем в среднем плейстоцене (Мац и др., 2001). Долины были заняты ледниками мощностью в сотни метров, переместившими во впадины массу обломочного материала. Ледники усилили альпинотипность рельефа и обеспечили неравномерность стока. Основным типом флювиалыюго процесса стал пролювиальный.

1.4. Важнейшие палеогеографические и седиментологические проблемы развития БРЗ в позднем плейстоцене и голоцене

В этом разделе приведен обзор точек зрения на наиболее обсуждаемые проблемы развития БРЗ в позднем плейстоцене и голоцене: оледенения, их число, возраст и масштабы; происхождение и возраст гигантских подпрудных озер и крупных песчаных массивов; изменения уровня Байкала и направлений стока из него; террасовые уровни Хубсугула; палеоклиматические рубежи.

Глава 2. Замечания к методам изучения приповерхностных отложений и

рельефа впадин

Сведения о строении территорий впадин были получены методами геолого-геоморфологических исследований, включающими маршрутные наблюдения, описания стратиграфии опорных обнажений, полевую седиментологию, лабораторные анализы (палинология, палеокарпология, 14С датирование) и методы дистанционного изучения земной поверхности.

2.1. Диагностика генезиса отложений

В строении отложений отражены обстановки осадконакопления, имеются признаки агентов седиментации - процессов транспортировки вещества и его накопления. В отличие от генетических типов, в основе вьшеления которых лежит один агент, в формировании реальных отложений могут участвовать несколько процессов. Агенты транспортировки и агенты накопления могут отличаться. Расшифровывая признаки седиментации можно определить генезис отложений и представить палеосреду, ландшафты и физико-географические процессы, что и является целью данной работы. В диссертации рассмотрены следующие диагностические признаки: состав отложений, текстуры, следы мерзлотных процессов, фации и парагенезисы, и морфология геологических тел.

2.2. Технология дистанционного геолого-геоморфологического исследования

Примененная в данной работе методика состоит из набора стандартных процедур обработки материалов космической съемки, присущих большинству ГИС.

Новизна заключается в объединении процедур в технологическую цепочку, позволяющую выполнять дистанционное геолого-геоморфологическое исследование. Преимуществом защищаемой методики явилось широкое использование способов работы с трехмерными изображениями, позволяющими увидеть формы рельефа и их границы. В качестве трехмерных изображений местности использовались космоснимки ASTER, по стереоканалам которых строились анаглифмче-ские объемные изображения, результаты радарной съемки (SRTM DEM 3') и перспективные изображения местности. По ним выделялись и наносились на карту основные геоморфологические объекты. Детализация осуществлялась путем ландшафтной индикации геолого-геоморфологических объектов методами управляемой классификации космических изображений.

Глава 3. Позднеплейстоценовые и голоценовые отложения впадин

3.1. Чарская впадина

Впадина имеет типично рифтовый структурный план. Мощность отложений 1500-2000 м (Logatchev, Zorin, 1992). Рельеф сформировался под воздействием оледенения и неотектонических движений разного знака (Лопатин, 1972). КМК -системы валов, замыкающих устья трогов, выходят на равнину в малые впадины горного обрамления. Приледниковые и предгорные наклонные равнины плавно переходят в заболоченные и покрытые озерами равнины, примыкающие к долине р. Чара. Мерзлота есть почти повсеместно. Центр впадины занимают песчаные массивы, мощностью более 100 м. Осадки впадины вскрыты до глубины 1180 м. Выделяются отложения миоцена, плиоцена и среднего-верхнего плейстоцена (Еникеев, Потемкина, 1999). Мощность верхнеплейстоценовой топалахской толщи 180 м. Ее расчленение основано на радиоуглеродных датах 38210±870 (ЛУ-977) и 23245±280 (СОАН-2204) л.н., полученных в скважинах на глубине 54 и 65 м соответственно (Еникеев, Потемкина, 1999; Ендрихинский, 1989).

Основные выводы по Чарской впадине:

1. В КМК Чарской впадины отражено три ледниковых события, представленные моренными валами с рельефом разной свежести и относящиеся к ледниковому циклу позднего плейстоцена (Кривоногое, 1992, 1994, 1998). Четвертый вал, погребенный под Апсатским КМК, относится к более раннему ледниковому циклу. Вывод изменяет схему Ф.И. Еникеева (1986), по которой выраженные в рельефе моренные валы сартанские, а погребенный Апсатский вал - ермаковский.

2. Свидетельством множественного выдвижения ледников являются лед-никово-подпрудные озера, образовывавшиеся во впадине дважды из-за перегораживания долины р. Чары Сулуматским ледником. Доказательством ледниковой природы подпруды является катастрофический спуск последнего озера, оставивший гигантскую рябь течения и приведший к выглаживанию поверхности песчаных массивов центральной части впадины.

3. Песчаные массивы центральной части впадины являются эоловыми (Кривоногое, 1992). Их образование связано с перевеванием окружающих при-ледниковых равнин. Песков другого генезиса в них не обнаружено, а возраст точно не определен. Но поскольку их поверхность была покрыта водами последнего подпрудного озера, то они, в основном, накопились в ермаковское время.

4. Большая часть флювиальных отложений впадины - пролювий, накопление которого связано с оледенением. Состав пролювия закономерно меняется от возвышенной периферии к низинному центру, занятому зандровыми полями. Ледни-

новые обстановки объясняют отсутствие речных террас, помимо пойменной террасы, образовавшейся в послеледниковое время.

5. Накопление отложений происходило на фоне погружения дна впадины. Мезорельеф имеет закономерные неровности: выпуклые приледниковые конуса и пониженные швы между ними. Участки между конусами выделяются как области локального погружения (Лопатин, 1972). Однако из-за неравномерного накопления осадков эти низины могли возникнуть и при общем погружении.

3.2. Муйская впадина

Муйская рифтовая долина - одна из наиболее тектонически-раздробленных. Муйская, Куандинская и Парамская впадины и долина р. Витим составляют единый осадочный бассейн, обычно называемый Муйской впадиной, которая разделена продольной междувпадинной перемычкой. Мощность осадков 1000-1500 м (Замараев и др., 1979) и 2200 м (Logatchev, Zorin, 1992). Отложения междуречий, вскрытые до глубины 275 м, состоят из аневирканской (эоплейстоцен), озернин-ской и муйской (плейстоцен) толщ. К верхнему плейстоцену отнесены верхи озернинской и муйская песчаная толщи мощностью 20 м (Намолова, 1985). Комплекс отложений долин иной. Скважиной, пробуренной на берегу р. Мудирикан, вскрыто 200 м полифациальных накоплений. На основании 14С даты 36320±3130 с глубины 127 м они отнесены к позднему плейстоцену и выделены в мудирикан-скую свиту (Кульчицкий и др., 1990). Междуречные аккумулятивные возвышенности высотой около 200 м сложены песками, с поверхности эоловыми; массив песков полностью занимает северную часть впадины. Краевые части возвышенностей - это наклонные равнины, образованные склоновыми процессами. Подмыв их реками создает впечатление террас (Базаров, 1986), однако они таковыми не являются. Низины заняты зандровыми полями. Песчаный материал выносился из ледниковых долин рек Куанды, Сюльбана и Мудирикана. В зандры вложены обширные поймы. Пойма р. Витим имеет два расширения, отвечающие областям погружения центральных частей Муйско-Куандинской и Парамской впадин. Ледниковые комплексы не распространены из-за небольшой высоты окружающих впадину гор. Имеется Мудириканский КМК, образованный ледниками, стекавшими с Южно-Муйского хребта. Часть песков имеет озерный генезис и связана с гигантским ледниково-подпрудным Муйским палеоозером (Лунгерсгаузен, 1965; Музис, 1966; Осадчий, 1982; Еникеев, 1998). Ледник, спускавшийся с северного склона хребта Кодар по долине р. Сыгыкта, перегораживал долину Витима примерно в 100 км севернее и обеспечивал подъем вод до 880 м над у.м. Предполагается, что озеро возникало неоднократно в среднем и позднем плейстоцене. В опорном разрезе Протока Кобылинская озерные толщи разделены ископаемой почвой с датами 38320±755 и 40500±930 л.н. (Кульчицкий, Орлова, 1991; Кульчицкий, 1994).

Основные выводы по Муйской впадине:

1. Песчаные отложения Муйской впадины имеют разный генезис. Выделяются озерная, эоловая, склоновая, пролювиальная и аллювиальная формации.

2. В отложениях Муйской впадины зафиксировано два озерных события, отвечающих ермаковскому и сартанскому оледенениям (Кривоногое, 1998, 2001).

3. Геолого-геоморфологические данные не поддерживают принятую для данной впадины концепцию террасового строения отложеннн. «Террасы», являются разными частями аккумулятивных возвышенностей и их склонов. Форму террас иногда имеют зандры. Выделяется две аллювиальных террасы: голоце-новая пойменная и позднеледниковая первая надпойменная.

3.3. Верхнеангарская впадина

Северный борт впадины ограничен альпинотипными Верхне-Ангарским и Де-люн-Уранским хребтами высотой до 2600 м; водораздел прижат к впадине и имеет ширину 15 км. Южный борт пологий, плавно переходит в высокогорья Северо-Муйского хребта и осложнен выступами, отделяющими Ирканинскую малую впадину. Мощность осадков 700-2500 м (Зорин, 1971; Геология..., 1984; Lo-gatchev, Zorin, 1992). Глубже 200 м лежат миоцен-нижнеплиоценовые, выше -верхнеплиоценовые и четвертичные отложения (Белова, Ендрихинский, 1979; Цветков, 1984). Днише впадины плоское, большая часть сложена песками. В западной части выделяется область погружения, представленная аллювиально-озерной равниной. Комплекс осадков дна Верхнеангарской впадины до глубин около 300 м выделен в верхнеплейстоценовую янчуйскую свиту (Кульчицкий, 1991). Ее возраст определен по 14С датам 27421±540, 30450±570 и 33200±430 л.н. из скважины 1 с глубин 101.7, 135. 7 и 189.25 м. Верхняя часть разреза представлена песчаным, песчано-галечным аллювием и вапунно-галечным пролювием. Нижняя часть - суглинками с прослоями алеврита и торфа. Выделяется три цикла седиментации (Кульчицкий,...Кривоногое и др., 1989), каждый из которых заканчивается датированными |4С озерно-болотными фациями. По присутствию эндемичных байкальских диатомей предполагаются ингрессии Байкала из-за повышения его уровня либо проседания дна впадины. Аналогом янчуйской свиты являются озерные глины Ирканинской впадины с холодными палиноспектрами и RTL датами 70±14 т.л.н. (Трофимов, 1994; Кулагина, 1995). Несмотря на большую высоту окружающих гор, ледниковые комплексы занимают незначительную часть Верхнеангарской впадины. Локальные центры оледенения располагались на перемычке между Верхнеангарской впадиной и Муйской долиной и в высокогорьях Ангаро-Баргузинского района. Конечные морены в основном занимают горные долины; крупнейший КМК расположен в долине р. Чуро. Грубообломочные накопления периферии впадины представляют предгорные шлейфы и пролювиаль-ные конуса, часть из которых - приледниковые. Северо-восточная часть впадины является зандровым полем, на котором развиты эоловые уоянские пески мощностью до 15 м, датированные по RTL <18 т.л.н. (Трофимов, 1994).

3.4. Байкальская озерная котловина

Котловина состоит из двух впадин, разделенных междувпадинной перемычкой (Логачев, 2003). Окружающие ее хребты Байкальский, Баргузинский и Ха-мар-Дабан высотой до 2800 м над у.м. являлись областями оледенения. Перепад высот в 3 км между вершинами гор и дном озера предопределил высокую энергию экзогенных процессов. Области осадконакопления по берегам Байкала - это малые впадины, краевые ступени и дельты крупных рек. Кайнозойский разрез составляют отложения верхнего олигоцена - нижнего плиоцена и верхнего плиоцена - эоплейстоцена, залегающие несогласно. Плейстоценовые отложения не образуют сплошного покрова. Широко распространены мощные толщи сероцветных песков, часть которых образует эоловые покровы и делювиальные шлейфы. Типичны ледниковые отложения, образующие выраженные в рельефе КМК и про-лювиальные конуса. Идентификация и корреляция моренных валов и озерных террас остается сложной дискутируемой проблемой. К голоцену относятся отложения речного, озерного, болотного, эолового, делювиального и пролювиалыюго генезиса, хорошо датированные и изученные палинологически.

Котелышковско-Тыйская ступень размером 100x15 км представляет собой листрический сброс (Уфимцев, 2002), осложненный малыми впадинами: Рель-Слюдинской, глубиной 356 м (Кульчицкий,...Кривоногов и др., 1993а) и Богучан-ской, в которой вскрыто 90 м осадков (Matz, 1993). Разрез плейстоцена представлен ледниковыми и приледниковыми пролювиальными отложениями. Возрастным репером является 14С дата 25880±350 л.н., полученная по черепу Coelodonta antiquitatis из покровных отложений долины р. Рель (Мац, Покатилов, 1976). По ней Рельский КМК отнесен к ермаковскому горизонту, а погребенные моренные отложения - к среднему плейстоцену. Опорный разрез на мысе Лударь, предположительно содержащий все горизонты верхнего плейстоцена (Мац и др., 1982), представляет собой склоновые осадки и вряд ли отражает сложную картину колебаний уровня Байкала. Область Слюдянских озер, где описаны байкальские отложения с эндемичной спонгиофауной (Думитрашко, Мартинсон, 1940), по результатам бурения (Мазилов и др., 19936) и датированию береговых разрезов (Back, Strecker, 1998) отнесена к голоцену. В раннем голоцене она была заливом Байкала, ныне полностью заполненным осадками.

Район г. Северобайкальск - прибрежная аккумулятивная равнина на тектонической ступени. Ее подводное продолжение прослеживается до изобаты 400 м. Осадконакопление связано с Тыйско-Гоуджекитским ледником. В рельефе выделяются: сильно разрушенный частично погребенный моренный комплекс и возвышенная слабонаклонная равнина, выходящая на побережье Байкала ярами высотой около 30 м. В ярах обнажены отложения приледникового пролювия и цоколь из более древних озерных отложений Байкала Их возраст определяется по териофауне от второй половины среднего до конца верхнего плейстоцена (Базаров и др., 1982; Калмыков, 1985). Северобайкальский КМК отнесен к среднему плейстоцену. Этот возраст косвенно подтверждает |4С дата >50700 л.н. из флюви-альных отложений, помещаемых стратиграфически выше морены (Back, Strecker, 1998). Позднеплейстоценовые КМК расположены в пределах гор в долинах рек Тыя, Гоуджекит и Грамна (Кульчицкий, 1991).

Ангаро-Кичерская аккумулятивная равнина - низменная дельта рек Киче-ра и Верхняя Ангара. Северо-восточный край равнины возвышенный, с рельефом, оставленным Кичерским ледником. На юге расположены КМК трех ледников, спускавшихся по долинам рек с Баргузинского хребта. В скважинах 44 и 49 (260 и 306 м) с глубин 285 и 238 м получены RTL даты 53±13 и 48±12 т.л.н., на основании чего и по палинологическим данным установлены все горизонты верхнего плейстоцена (Трофимов, 1994; Кулагина, 1995), выделенные в кичерскую свиту, аналог янчуйской. Ледниковый комплекс р. Кичера состоит из 11 морен, отражающих деградацию Кичерского ледника (Осадчий, 1982). Возраст максимальных морен по С.С. Осадчему среднеплейстоценовый. Из заполнения инверсионной котловины Кичерской морены получена |4С дата 34350±600 л.н. (Back, Strecker, 1998). Она ограничивает сверху вероятный возраст морены. Относительную древность морены подтверждают скважины 44 и 49, в которых есть две генерации пролювия, разделенные толщей песков каргинского возраста. Нерешенным является вопрос об ингрессиях Байкала. Считается, что террасы, прослеживаемые по периферии дельты, устанавливают высоту максимальной трансгрессии Байкала (Гурулев, 1959; Ендрихинский, 1977), воды которого проникали в Верхнеангарскую впадину (Кульчицкий и др., 1993). В упомянутых скважинах озерных отложений не установлено. Голоценовые отложения распространены в пределах дельты и поймы Верхней Ангары и Кичеры. Они слагают наиболее молодые части конусов выноса и занимают понижения рельефа болота и озера.

Северо-восточное побережье Байкала ограничено Баргузинским хребтом, имеющим асимметричный профиль. Большие высоты вызывали его интенсивное оледенение. Из-за асимметрии хребта основная часть ледников располагалась на западном склоне и перемещала к Байкалу массу обломочного материала. Ледники выходили на прибрежную равнину Байкала. Их КМК сейчас частично затоплены и прослеживаются до глубин 300 м (Галкин, 1961; Бухаров, Фиалков, 1996). В Томпудинском КМК датированы линзы замятого в морену торфа: на мысе Омага-чан >39200, 39240±1780 л.н. (Мац, Покатилов, 1976; Matz, 1993); на мысе Орго-кон 9875±45, 9520±50 и 9575±50 л.н. (Krivonogov et al., 2004). Эти даты также моложе ледникового события. Попадание торфа в морену объясняется вторичным перераспределением моренного материала при вытаивании погребенного льда, что происходило в теплые промежутки: каргинский и голоценовый. Таким образом, КМК Томпуды древнее каргинского времени. В Давшено-Большереченской малой впадине в основании обнажений залегают валунно-галечные отложения ка-занцевского межледниковья (Мац и др., 1975). На них наложены ермаковские моренные валы. Выделяется четыре моренные гряды, две из которых, Керминская и Давшенская, расположены во впадине. На побережье Байкала обнажены валунные и гапечно-песчаные отложения, интерпретируемые как четыре озерные террасы с цоколями из приледникового пролювия (Мац и др., 1975, 2001). Геоморфологические исследования убедили автора диссертации в отсутствии там следов озерной деятельности, кроме современного абразионного уступа, сопровождающегося галечным пляжем. Уступы между террасовидными ступенями простираются вкрест береговому абразионному уступу и в некоторых местах сохранили отчетливые признаки деятельности потоков.

Чивыркуйское томболо. Полуостров Святой Нос имеет скальную оконечность и соединен с берегом песчаной пересыпью. Основным агентом формирования перешейка является вдольбереговое перемещение осадков р. Баргузин (Верещагин, 1918). Мощность отложений перешейка достигает 500 м (Дмитриев, 1968). Бурением вскрыто 360 м слоистых песчано-глинистых отложений (Арсентьев, 1924). На космоснимках в южной части перешейка видны около 200 береговых валов, накопившихся за последние 10-11 тысяч лет (Галазий, 1967; Рогозин, 1993). Северный край ограничен одним валом, который отделят оз. Арангатуй, образовавшееся 9400±60 л.н., от Чивыркуйского залива (Безрукова и др., 2002; Krivonogov et al., 2004). Система береговых валов Чивыркуйского томболо является результатом подъема уровня Байкала в начале голоцена.

Побережье Байкала в районе оз. Котокель низкогорное и не испытывало воздействия ледников. Осадки накапливались в Туркинской и Котокельской малых впадинах и долинах рек Турка и Кика на краевой ступени хребта Улан-Бургасы. Впадины заполнены 100-150 м толщей охристых аллювиально-пролювиальных галечников и песков верхнего плиоцена - эоплейстоцена, поверх которых залегает 120 м четвертичных песков (Иметхенов, 1987). Возраст песков оценен: эоплейстоцен, нижний плейстоцен (Базаров, 1986), средний плейстоцен (История..., 1990), плейстоцен (Мац и др., 2001). Их накопление связывают с мелководным слабопроточным озером, соединенным с Байкалом, уровень которого был выше современного (Мац и др., 2001), что вызывает сомнение. Примером условий их накопления является низменность к северу от с. Горячинск, занятая полем эоловых песков, простирающимся на расстояние 10 км от Байкала. Иные отложения вскрыты 162-м скважиной на берегу оз. Котокель около с. Исток (Мазилов и др., 1993). Выделяются нижняя глинистая и верхняя песчаная полигенетические пачки. В нижней части преобладают болотные фации, в средней -

озерные, а верхняя - аллювиальная. Возраст отложений средне- и верхнеплейстоценовый; голоценовая толща маломощна. Отложения оз. Котокель охарактеризованы тремя колонками донных отложений (Takahara et al., 2000; Krivonogov et al., 2004; Безрукова, Кривоногое и др., 2008; Shichi,...Krivonogov et al., 2009). Установлено его длительное, более 50 тыс. лет, развитие как замкнутого водоема: остатки диатомовых не показывают признаков проникновения в него байкальской воды. В течение половины позднего плейстоцена эта территория отличалась стабильными ландшафтами с преобладанием слабой денудации.

Танхойская равннна - промежуточная ступень между хребтом Хамар-Дабан и южным берегом Байкала сложена отложениями неогена, образующими крупную моноклиналь, падающую на север под углом 20° с угловыми несогласиями между разновозрастными геологическими телами. Осадки накапливались на тектонических блоках, конседиментационно погружавшихся (Мац и др., 2001) и испытавших поднятие в плейстоцене. Выделяются две свиты: танхойская и осинов-ская (Мац и др., 2001). К востоку от р. Выдринная неоген обнажается почти повсеместно и перекрывается 5-6-м толщей галечников, валунно-галечников с мелкоземным заполнителем - денудационный плащ, накапливавшийся большую часть плейстоцена. Западнее р. Выдринная плейстоценовых отложений больше. Этот участок Танхойской равнины выделен в IV байкальскую террасу (Пальшин, 1955), однако отложений Байкала в ней нет. Валунно-галечные отложения при-ледниковых конусов выноса мощностью 15-20 м залегают на бортах долин рек Хара-Мурин и Снежная. Морены распространены в западной части равнины (Jla-макин, 1952; Пальшин, 1955) в долинах рек Хара-Мурин, Снежная, Осиповка, Выдринная, Переемная. Подковообразные КМК возвышаются над равниной на 50-100 м. Ледники выдвигались от фаса Хамар-Дабана на 2-5 км. Поверхность морены выглажена, а верхний слой отложений переработан денудацией. Инверсионные котловины неглубокие, оплывшие, заняты торфяниками. Предполагается ермаковский возраст конечных морен, однако есть мнение и об их сартанском возрасте (Осипов, 2003). На основании серии ,0Ве дат в интервале 13-15 т.л.н. с поверхности морены р. Выдринная сделан вывод о позднем максимуме оледенения (Horiuchi et al., 2004). Авторы не обсуждают соответствие полученных ими датировок дате с ручья Малый Субутуй 11200±100 л.н. (Баранова и др., 1970; Ба-динова и др., 1976), которая ограничивает сверху возраст стадиальной морены, расположенной далеко внутри хребта и отражающей события поздней дегляциа-ции. В западной части равнины обнаружены лессовидные суглинки, сартанский возраст которых определен по каргинским 14С датам из подстилающего торфяника (Krivonogov et al., 2004). Биогенное осадконакопление началось на южном побережье Байкала в конце позднеледникового времени: 11110±120 л.н. (болото Дулиха) и 11400±200 л.н. (инверсионная котловина морены Выдриной).

Основные выводы по Байкальской озерной котловине:

1. Строение отложений берегов Байкала зависит от тектонического режима структурных элементов. Мощные плейстоцен-голоценовые толщи накопились в областях интенсивного опускания: Рель-Слюдинской и Котокельской малых впадинах, а также в дельтах Верхней Ангары и Селенги.

2. Ледниковые отложения, образующие конечноморенные гряды на берегах Байкала, относятся к ермаковскому времени. Верхний предел их возраста ограничен каргинскими радиоуглеродными датами. Наиболее древние биогенные отложения, накапливавшиеся во внутренних частях ледниковых комплексов - позд-неледниковые. Эти данные не дают оснований к отнесению максимальных конечных морен берегов Байкала к каргинско-сартанскому (Back et al, 1998) или сар-

танскому (Осипов, 2003, 2004; Horiuchi et al., 2004) времени. В большинстве случаев нет оснований к отнесению максимальных морен к среднему плейстоцену.

3. Площадки с остатками галечников на бортах Байкальской котловины, возможно, имеют озерное происхождение. Но из-за тектонического вздымания их современное положение отличается от исходного и по ним нельзя судить о прошлых уровнях Байкала.

4. Береговые обрывы Байкала высотой до 25 м, считающиеся озерными террасами позднего плейстоцена (Мац и др., 2001), таковыми не являются. Их, как правило, слагают валунные и галечные пролювиальные отложения конусов выноса или делювиально-пролювиальные отложения оконечностей предгорных шлейфов. Абразионный уступ, создающий террасовидность берегов, - это тыловой шов современной озерной террасы.

5. Последняя перестройка системы стока из озера произошла около 60 т.л.н. (Мац и др., 2001). С этого времени уровень Байкала регулировался истоком Ангары и не мог существенно повышаться. Поэтому говорить о высоких в десятки метров позднеплейстоценовых байкальских террасах бессмысленно.

6. Признаками низкого уровня вод Байкала являются затопленные части КМК, подводные террасы и переуглубленные долины. Авандельта Селенги имеет признаки снижения уровня Байкала на 300-350 м (Romashkin, Williams, 1997), в том числе в сартанское время - на 44-53 м (Urabe et al., 2004). Низкий уровень Байкала начала голоцена фиксируют береговые торфяники, основание которых находится на 4 м ниже современного уреза озера (Krivonogov, Takahara, 2003).

7. Результаты исследования отложений оз. Котокель, уровень которого всего на 2 м выше современного байкальского, показывает отсутствие связи с Байкалом в течение последних 50 тысяч лет.

8. Результаты исследования болотных и озерных отложений южного и восточного побережий Байкала свидетельствуют о раннем (около 14 т.л.н.) наступлении условий, благоприятных для биогенного осадконакопления.

3.5. Баргузинская впадина

Баргузинская впадина 180x40 км отделена от Байкальской котловины Баргу-зинским хребтом. Горное обрамление также составляют Северо-Муйский, Южно-Муйский и Икатский хребты с отметками до 2500 м. Мощность отложений 15001800 м (История..., 1988; Лунина и др., 2009). В структуре фундамента выделяются выступы и депрессии. Около с. Могойто фундамент вскрыт на глубине 1400 м (Флоренсов, 1960). Разрез включает глины и пески миоцена - нижнего плиоцена, охристые пески верхнего плиоцена и постплиоцена и сероцветные пески плейстоцена (песчаная свита). Свита мощностью 400-500 м представлена параллельно- и косослоистыми песками с примесью гравия, галечников и валунников (Плиоцен..., 1982). Строение наиболее молодых геологических тел довольно простое. Западный край впадины представлен 2-6 км наклонной равниной из слившихся конусов выноса подножия Баргузинского хребта. Осевая часть впадины занята поймой р. Баргузин шириной 5-26 км. Расширения с множеством проток и озер являются признаком медленного погружения дна впадины или поднятия Шаманской междувпадинной перемычки. Сужения поймы связаны с неразмытыми осадочными препятствиями - песчаными массивами Нижнего и Верхнего Куй-тунов. Их размеры 50x40 км, превышение 100-120 м. Выделение куйтунов в качестве особых морфологических элементов связано с их обособленностью эрозией и безлесностыо. Но такие же поросшие сосновым лесом пески распространены далее в северо-восточной части впадины и поднимаются на подножие Икатского

хребта до отметок 900 м над у.м. Происхождение куйтунов дискуссионное. Преобладает точка зрения об их флювиогляциалыюй природе (Флоренсов, 1960), а для верхней части - эоловой (Иванов, 1966). По наблюдениям автора диссертации в обнажениях куйтунов повсеместно залегают эоловые толщи, фациальная структура которых усложняется к низу за счет разностей, показывающих большую увлажненность ландшафтов. Перевеянные пески формируют дюнные поля, наложенные на песчаные массивы и спускающиеся с них на низкие ступени рельефа. Особым элементом является р. Ина, текущая с Икатского хребта и образующая конус выноса протяженностью 20 км. Возраст отложений конуса выноса во впадине определяет RTL-дата 66±8 т.л.н. Он подтверждается датами 71±7 и 60±8 т.л.н. из пролювиальных террас внутри гор (Уфимцев и др., 2004).

Основные выводы по Баргузннской впадине:

1. Влияние ледников на седиментацию в Баргузннской впадине было невелико, несмотря на интенсивное оледенение Баргузинского хребта, поскольку основная часть ледников спускалась по его длинному западному склону. Ледники короткого и крутого восточного склона не выходили во впадину. Икатский хребет почти не подвергался оледенению. Поэтому во впадине мало отложений пернг-ляцналыюй формации. Пролювий ледникового времени присутствует в наклонной равнине предгорий Баргузинского хребта. Пик пролювиалыюн активности запечатлен в террасах р. Ина, имеющих RTL возраст 60-70 т.л.н.

2. Большая часть впадины была областью эолового осадконакопления. За ледниковье накопилось несколько генераций эоловых отложений, слагающих куйтуны. Пески неоднократно перевевались, из-за чего наблюдаются резкие стратиграфические несогласия между пачками. Нижележащие слои показывают более сложную обстановку осадконакопления; кроме песков эолового ряда: в них есть прослои, отражающие участие воды, а близ гор - склоновые фации.

3. Датирование песчаных отложений основано на небольшом числе фактов: остатках млекопитающих мамонтового комплекса и полевки Брандта, что вместе с палинологической характеристикой позволяет предполагать каргинский возраст (Адаменко и др., 1975), и радиоуглеродной датировке 17400±1200 л.н. Эти свидетельства получены из нижних частей разреза. Перекрывающие их толщи эоловых песков, таким образом, имеют сартанскин или позднесартанскин возраст.

3.6. Тункинская долина

Долина 200x30 км состоит из четырех крупных впадин, разделенных между-впадинными перемычками, и двух малых впадин, отделенных сниженными горными ступенями. Морфоструктурный план долины типично рифтовый: включает осевой грабен и ограничивающие его наклонный горст хребта Тункинские Гольцы и сводовое поднятие хребта Хамар-Дабан. Мощность отложений более 3000 м (Лунина и др., 2009). Фундамент вскрыт скважиной около с. Жемчуг на глубине 1000 м. Сводный разрез отложений 2500 м. Используется две схемы с разными названиями свит верхнего олигоцена, миоцена и плиоцена: 1) угленосная, охристая, туфогенно-осадочная (Логачев, 1956, 1958а) и 2) танхойская, аносовская, ахаликская (История..., 1988; Мац и др., 2001). Плейстоценовая толща на свиты не разделена. Характерной особенностью являются базальты, образующие на ме-ждувпадинных перемычках слитные покровы и веерообразно расходящиеся к центрам впадин. Слои базальтов есть во всех свитах. Позднекайнозойские отложения сперва относились к эоплейстоцену и нижнему плейстоцену (Равский, 1972); затем по микротериофауне и |4С (Адаменко и др., 1975; Кульчицкий, 1985; Кульчицкий и др., 1994; Трофимов и др., 1995, Кривоногов. 1995; Krivonogov,

1995) значительная их часть была переведена в верхний плейстоцен, а недавнее RTL и '"С датирование (Уфимцев и др., 1999а, 2002, 2003; Щетников и др., 2006) доказало молодость видимой части отложений. Древние отложения обнажаются только в областях междувпадинных перемычек и в малых впадинах, испытывающих тектоническое поднятие. Несмотря на широкое развитие оледенения, ледниковых отложений в тункинских впадинах почти нет. Из-за асимметрии хребта Тункинские Гольцы большинство ледников уходило на север. Значительные ледники занимали верховья р. Иркут и долину р. Ихе-Ухгунь; они оставили крупные КМК в Мондинской и Хойтогольской впадинах. Во впадинах в целом преобладали флювиальные и субаэральные условия осадконакопления.

'Горская впаднна. Дно впадины занято поймой р. Иркут, объединенной с дельтой р. Зун-Мурэн, и наклонной равниной Цаган-Угун. Пойма Иркута в восточной части имеет аномальную ширину 4-5 км, отмечая область погружения. По левому борту долины меандры Иркута упираются в предгорный склон, а по правому расположена слабо наклонная равнина, являющаяся наложенным на пойму шлейфом песчаного делювия. Северо-западный край впадины - наклонная равнина конуса выноса. Восточное замыкание вовлечено в медленное поднятие, и там обнажаются аллювиальные пески с околопредельными 4С датами (Мац и др., 2001), перекрытые зандровыми песками неопределенного возраста. Южный край впадины занят полем песков мощностью 100 м. По текстурным признакам этот массив эоловый. Аналогичные пески распространены в западном замыкании впадины. Их RTL возраст 50.4±3 т.л.н. (Уфимцев и др., 2002).

Тункинская впаднна. Ее особенностью являются вулканы, по которым рисуется ряд погружения (Уфимцев и др., 19996). Возраст пород вулканов 0.86 и 0.7 м.л.н. (Рассказов, 1993; Hase et al., 2003). В днище впадины выделяется шесть геоморфологических элементов. RTL возраст пролювиальных равнин 16-70 т.л.н. (Уфимцев и др., 2003). Массив Бадар высотой 100-120 м - структура «новейшего антиклинального вздутия» (Ламакин, 1935) или «бескорневого купольного поднятия» (Щетников, Уфимцев, 2004) - сложен сортированными флювиогляциапьны-ми плейстоценовыми песками (Логачев, 19586). Автор диссертации считает этот массив эоловым. RTL возраст песков Бадар 65.2±4, а песков Кыренского массива у южного борта впадины - 31.5 т.л.н. (Уфимцев и др., 1999, 2002). В прошлом оба массива были едины и лишь в послеледниковое время размыты Иркутом. Участки дна Тункинской впадины западнее и восточнее Бадар представляют заозеренные и заболоченные низины - области медленного погружения. У подножия Еловско-го отрога и вдоль прилегающего к нему склона Хамар-Дабана пески слагают наклонные равнины. Крупный песчаный шлейф вулканической горы Дарготуйская подмыт левыми излучинами Иркута - опорные разрезы Белый Яр I и II. В разрезах выделяются цокольные слои и тело песков - субаэральные отложения склоновой формации, включающие фации эоловые, делювиальные, балочного пролювия, со-лифлюксия и ископаемые почвы. Возраст контролируется |4С датами из цокольного аллювия 26-53 т.л.н. (Адаменко и др., 1975; Кульчицкий и др., 1994; Мац и др., 2001), позволяющими относить его к раннекаргинскому или докаргинскому времени. Песчаные покровы, следовательно, имеют каргинский и сартанский возраст. Сверху их возраст ограничен датами из эоловых дюн 11.5-16.1 т.л.н. (Уфимцев и др., 2003; Щетников, Уфимцев, 2004). Наклонная равнина западного замыкания впадины сложена валунно-галечным материалом, имеющим RTL возраст 53.4±10 т.л.н. (Уфимцев и др., 2003), перекрытым локальным аллювием с |4С датами 11180±70 и 11040±70 л.н. (Трофимов и др., 1995; С.К. Кривоногов). Пойма

Иркута имеет ширину 3-5 км. Пояс меандр неоднократно смещался в стороны, и недавно Иркут подмывал урочище Бадар.

Туранская и Хойтогольская впадины расположены параллельно и разделены горным выступом - продолжением Ниловской междувпадинной перемычки. Их днища сложены вапунно-галечным пролювием, поставлявшимся с верховьев рек Иркут и Ихе-Ухгунь. Пролювий имеет большой возрастной диапазон: 92-153 т.л.н. для высоких террас, 29-58 для низких (Уфимцев и др., 1999а; Щетников, Уфимцев, 2004). Его накопление в значительной степени связано с оледенением. Крупный КМК расположен на выходе из гор р. Ихе-Ухгунь. Он отличается свежестью ледникового рельефа, что позволяет предполагать его образования в последнее оледенение позднего плейстоцена. Крупный пролювиальный валунно-галечный конус, расположенный на перемычке между Тункинской и Туранской впадинами, поднят на 100 м над базисом эрозии. Его материал, выносившийся из Хамар-Дабана реками Мал. и Бол. Зангисан, имеет RTL возраст 58±10 и 76±9 т.л.н., что позволяет предполагать его связь с оледенением и определяет возраст тектонического поднятия. Окончание пролювиальной деятельности отмечено активизацией эоловых процессов 8.3-10.5 т.л.н. (Уфимцев и др., 1999а, 2003).

Мондииская впадина расположена в области интенсивного оледенения. Она вмещала конец крупного выводного ледника, стекавшего по долине Иркута и собиравшего ледниковые потоки Тункинских Гольцов, Тункинских Белков, Мунку-Сардыка и Окинского плоскогорья. Его КМК занимает всю впадину; он сильно разрушен, что свидетельствует о его древности. Возраст Мондинской морены определен RTL датами 72±9 и 70±11 т.л.н. (Уфимцев и др., 2003). В морену вложен флювиальный комплекс Иркута из трех невысоких террас, сложенных валунами и гальками. Среди них наиболее выраженная в рельефе 12-метровая терраса является аллювиальной и образовалась в фазу стабильного стока позднего плейстоцена, возможно, в каргинское потепление.

Основные выводы по Тункинской долине:

1. Сложность структуры Тункинской рифтовой долины обусловила неравномерность залегания позднеплейстоценовых отложений. Признаками воздымания краевых частей впадин и междувпадинных перемычек являются выходы мио-плиоценовых отложений, лестницы террас и Зангисанский пролювиальный конус. Опускание фиксирует ряд погружения вулканов Тункинской впадины, многоозе-рья и расширения поймы р. Иркут.

2. В силу орографии ледники достигали тункинских впадин в нескольких местах. Имеется два крупных КМК: Мондинский и долины р. Ихе-Ухгунь, показывающие существенные различия в степени сохранности моренного рельефа, что является признаком их разновозрастное™. По датам Мондинская морена не моложе MIS 4. Вероятно, КМК Ихе-Ухгунь имеет сартанский возраст.

3. Ледниковье проявилось накоплением мощных толщ пролювия. Максимум флювиалыюй деятельности был в ермаковское и каргинское время.

4. В Тункинской долине широко распространены отложения субаэралыюй формации. Песчаные массивы Тункинской и южного борта Торской впадин преимущественно эоловые, а не флювиогляциальные или аллювиальные, как считалось ранее. Субаэральные покровы с признаками эоловой и делювиальной аккумуляции, почвенных и мерзлотных процессов занимают междувпадинные перемычки и краевые части впадин. Они накапливались в течение большей части позднего плейстоцена. Последняя активизация эоловой деятельности произошла в позднеледниковье - начале голоцена.

3.7. Хубсугульская озерная котловина

Высокогорная впадина озера Хубсугул резко асимметрична и ограничена с запада сводово-глыбовым поднятием, а с востока - сводообразной структурой (Золотарев и др., 1989). Характерной чертой последней являются базальтовые покровы мио-плиоценового возраста (Иваненко и др., 1989; Лаявкагоу е1 а1., 2003), образовавшиеся до фазы рифтогенеза. Из-за относительной молодости котловины и некомпенсированное™ осадками (Рогозин, 1993) области седиментации по ее берегам очень ограничены и приурочены к дельтам рек. Предшествующими исследователями выделено 11 озерных террас (Золотарев и др., 1982а), 4 из которых отнесены к позднему плейстоцену. Оледенение охватывало высокие хребты на севере и западе Прихубсугулья: Мунку-Сардык, Баян Зурхийн и Хоридол Сари-даг. Выделяются следы ледников среднего и позднего плейстоцена (Кулаков, 1981). Крупнейший КМК в устье р. Их Хороо имеет двучленное строение. Моренные валы, отражающие разные оледенения, не датированы. Внешний вал сильно разрушен. Его краевая часть в настоящее время затоплена Хубсугулом. Исследования автора диссертации (Krivonogov е1 а1., 2003; Кривоногое, 2004) позволили выявить следы позднеплейстоценовых и голоценовых повышений уровня Хубсугула, представленные погребенными отложениями сублиторали и пляжа, береговыми валами и отпечатками бывших заливов.

Основные выводы по Хубсугульской озерной котловине:

1. Повышение уровня озера происходило в эпохи потепления. В каргинское время уровень был на 3-8 м выше современного. В конце позднего плейстоцена он соответствовал порогу стока в истоке р. Эгийн Гол +6 м. В голоцене уровень не поднимался выше +1-2 м.

2. Повышение уровня контролировалось порогом стока р. Эгийн Гол. Начиная с конца позднего плейстоцена, уровень озера не мог быть выше +6 м.

3. Доказательствами понижения уровня озера в позднем плейстоцене являются ледниковые отложения и склоновые накопления, оконечности которых отмечены изобатами в 100 и 20 м соответственно. Понижение уровня в среднем голоцене (Дорофеюк, Тарасов, 1998) составило не менее 5 м. Позднее уровень озера колебался, но не превышал своего современного значения.

4. Большая часть аккумулятивных образований по берегам оз. Хубсугул - это покровы оснований склонов и пролювиальные конуса. Террасовидность их площадок не имеет отношения к озерной деятельности. Их обрывы, тем не менее, образованы современной озерной абразией и очень молоды.

5. Покровные накопления оснований склонов представляют совокупность эоловых, делювиальных, пролювиальных и коллювиальных наносов, образование которых происходило в холодных перигляциальных условиях за счет вещества, поступавшего не только с окружающих гор, но и с обнажавшегося дна Хубсугула.

3.8. Дархадская впадина

Дархадская высокогорная впадина по структуре аналогична Хубсугульской, однако заполнена осадками. С востока ее ограничивают хребты Хоридол Саридаг и Баян-Зурхийн высотой до 3 км над у.м., а с севера - хребты Большой Саян и Мунку-Сардык до 3.5 км., что обусловило их интенсивное оледенение. Мощность отложений 300-500 м (Зорин и др., 1989). Они пробурены до 200 м (Уфлянд и др., 1971): вскрыты четвертичные алевритовые и песчаные озерные и озерно-аллювиальные отложения, которые к краям впадины закономерно замещаются галечниками и валунниками. На склонах гор видны абразионные террасы - следы ледниково-подпрудного озера (Селиванов, 1967), занимавшего впадину в позднем

плейстоцене (Уфлянд и др., 1969, 1971, Спиркин, 1970) объемом 330 км3 и глубиной до 180 м. Подпрудой явился ледник Тенгиссийн Гол, спускавшийся с южного склона хребта Большой Саян и перекрывавший выход вод из впадины по долине р. Шишхид Гол. Основные этапы развития озера восстановлены геолого-геоморфологическими исследованиями дна и бортов впадины и ее отложений, вскрытых 92.6-м скважиной (Krivonogov et al., 2005,2007, 2008).

Основные выводы по Дархадскон впадине:

1. Не подтвердилось представления о наличии на дне впадины двух террас: ранне-среднеплейстоценовой и позднеплейстоценовой. Дно впадины с поверхности сложено позднеплейстоценовыми отложениями, а более древние погребены под ними.

2. Мощность отложений Дархадского палеоозера 32 м. Их характерным признаком является варвовая слоистость. Залегающие ниже полигенетические толщи отражают как озерные, так и субаэральные обстановки осадконакопления и не представляют условия седиментации гигантского ледниково-подпрудного озера, которое, таким образом, на изученном интервале возникало лишь однажды.

3. Ледниковое подпруживание, как установлено по палеомагнитным и палинологическим данным, произошло около 95 т.л.н., MIS 5b. Нижележащие отложения, таким образом, в основном среднеплейстоценовые или древнее, а у их кровли возможно нахождение отложений казанцевского межледниковья.

4. Озеро развивалось через несколько стадий. В стадию ледникового подпру-живания озеро было наибольшим. Следами этой стадии являются варвовые отложения и береговые линии на горных склонах. Уровень озера снижался по мере деградации ледника и в последующие стадии осадочных подпруд. Резкие понижения были в каргинское, позднеледниковое и голоценовое время.

5. В развитии озера отражена ледниковая история региона. Максимальное выдвижение ледников было в стадию MIS 5b. Последующие ледники меньшего размера не вызывали ледникового подпруживания. По палинологическим данным выделяется два пика индекса аридности, отвечающих оледенениям MIS 4 и MIS 2.

6. По мере сокращения озера осушенное дно промерзало на глубину более 100 м, а с поверхности изменялось термокарстовыми, мерзлотными и речными процессами, в которых запечатлена часть голоценовой истории впадипы.

Глава 4. Осадочные формации верхнего плейстоцена и голоцена: проблемы генезиса и расчленения отложений

Выделяемые во впадинах геологические тела дискретны по вещественным, генетическим, пространственным и возрастным признакам. Используя стратигра-фо-генетический принцип расчленения отложений, они типизированы по условиям образования с выделением генетических комплексов. Осадочные формации отражают пространственно-временную дискретность и являются способом стратификации приповерхностных отложений. В их положении и соотношении просматриваются закономерности, обсуждаемые в этой главе.

4.1. Генетические комплексы отложений

В приповерхностной части осадочного заполнения впадин БРЗ представлены отложения всех генетических типов континентального осадконакопления (Шан-цер, 1966, 1968). В большинстве случаев их диагностика не представляет затруднений. Однако имеются толщи, генезис которых трактуется неоднозначно. В условиях небольших седиментационных бассейнов далеко не все слои представлены одним генетическим типом отложений. Некоторые являются полигенетиче-

скими или представляют парагенезисы. Такие геологические тела определяются как комплексы отложений. Выделены комплексы отложений предгорных шлейфов, ледниковых, приледниковых, зандровых, эоловых (песчаные массивы и наложенные дюнные поля), покровных, болот пролювиальных наложенных конусов выноса и террас, речных и озерных (подпрудных бассейнов, озер ледниковых комплексов и современных мелких озер).

4.2. Стратиграфия отложений

Условия залегания верхнеплейстоценовых отложений во впадинах определяются общим для них тектоническим погружением и перекосом блоков фундамента, а также локальными движениями. В результате толщи, накопленные в депо-центрах и близ бортов впадин, существенно различаются по составу, мощности и стратиграфической полноте. Наличие высокогорного обрамления и интенсивного сноса с него обломочного материала ледниковыми и водными процессами обусловило гранулометрическую и фациальную дифференциацию отложений по простиранию. Характер областей сноса и аккумуляции - расположение ледниковых и неледниковых долин, выступов скального основания, локальных тектонических структур - определил мозаичное расположение толщ (рис. 2). Стратигра-фо-генетические подразделения во впадинах выражены лучше, чем хронострати-графические корреляционные уровни.

По скважинам выделяются крупные литостратиграфические подразделения, охватывающие верхний-средний плейстоцен: топалахская, муйская, рельская толщи; мудириканская, янчуйская, кичерская, песчаная свиты (Еникеев, Потемкина, 1999; Зеленский, 1971; Намолова, 1985; Кульчицкий, 1991; Кульчицкий и др.,' 1989, 1993; Трофимов, 1994; Саркисян, 1958; Логачев, 1956, 1958). На основании палинологических данных и климатической характеристики толщи делились на региональные корреляционные горизонты (Мац, Белова, 1973; Мац и др., 1975, 1982, 2001; Трофимов, 1994; Кулагина, 1995). Наиболее эффективный способ расчленения отложений верхнего плейстоцена и голоцена - выявление пространственного взаимоотношения слагающих их геологических тел на основе генетических и возрастных характеристик, что более всего применимо для приповерхностных отложений, хорошо обнаженных и имеющих выраженные в современном рельефе геологические границы. Выделяется шесть осадочных формаций, отражающих закономерные латеральные взаимоотношения геологических тел. В суходольных впадинах: (1) предгорных шлейфов, (2) ледниковых долин, (3) флю-виапьных долин и днищ впадин, (4) аккумулятивных возвышенностей и (5) покровов. Во впадинах, вмещавших ледниково-подпрудные озера, присутствует соответствующая им формация (6). Напластования геологических тел также закономерны. В пределах осадочных формаций они согласны. Корреляция между формациями вызывает затруднения из-за их литологических различий и высотной дифференциации одновозрастных толщ, вызванной тектоническими причинами и особенностями седиментации. Интенсивность накопления слагающих формации отложений менялась во времени (рис. 3) и зависела от общего хода природных изменений.

4.3. Проблемы определения возраста отложений

Далеко не все толщи, заполняющие впадины, можно датировать. В местных стратиграфических схемах в первую очередь учтены пространственные взаимоотношения толщ. Их возраст в основном определен по литогенетическим и палинологическим данным, отталкиваясь от существующих палеогеографических

Погружение в области "Бескорневое* Погружение центральной Блок Краевая

главного разлома поднятие части впадины фундамента ступень

ESQ 1 В 2 [7^1 э Г771 4 га 5 wm 6 «Н; ПН a pq 9 ю

Рисунок 2. Условия залегания позднеплейстоценовых и голоценовых отложений впадин БРЗ (принципиальная схема). 1- морена, 2- преимущественно пролювий (включая приледниковый), 3- пески эоловых массивов, включая дюнные (eol IV) 4- аллювий (а IV), 5- преимущественно флювиальные (зандр, аллювий) пески, 6- суб-аэральные песчаные покровы, 7- варвовые ледниково-подпрудные алевриты (lg Шг), 8-выступы фундамента и горное обрамление, 9- датированный |4С каргинский маркирующий горизонт (III3), 10- направление и интенсивность тектонических движений.

Рисунок 3. Интенсивность накопления осадков во впадинах БРЗ в позднем плейстоцене и голоцене.

(климатических) представлений, в меньшей мере по данным геохронологии.

Возраст ледниковых комплексов. Несмотря на синхронность оледенений, как глобальных климатических событий, выдвижение из гор отдельных ледников подчинялось локальным особенностям. В результате возраст максимальных валов конкретных КМК может различаться (Gillespie, Molnar, 1995). Свежесть рельефа -наглядный показатель, позволяющий различать разновозрастные моренные валы, но не датировать их. Количество абсолютных датировок ледниковых комплексов Прибайкалья еще слишком мало для решения этой проблемы. Непосредственно из морены Мондинской впадины получены две RTL даты: 72±9 и 70±11 т.л.н. (Уфимцев и др., 2003). Остальные датировки из Байкальской котловины, Тунки и Дархада происходят из неледниковых отложений, входящих в состав ледниковых комплексов или латерально сопряженных с ними пролювиальных и покровных отложений. Они показывают верхний предел вероятного возраста ледниковых комплексов, которые, следовательно, древнее каргинского мегаинтерстадиала. Особого внимания заслуживают данные о возрасте максимального оледенения Дархадской впадины (Krivonogov et al., 2005, 2007, 2008), так как образование подпрудного бассейна в ней связано с максимумом оледенения. Начало события ледникового подпруживания попадает между палеомагнитными событиями Blake и Hajimus-Straight и датируется приблизительно в 95 т.л.н. По палинологии уверенно выделяются следы двух похолоданий: MIS 2 и MIS 4. Появившиеся в последнее время данные о возрасте морен горных хребтов Азии (Бутвиловский, 1993; Gillespie, Burke, 2000; Rudoy 2002; Reuther et al., 2006; Owen et al., 2008; Stauch et al., 2007; Stauch, Gualtieri, 2008; Koppes et al., 2008; Gillespie et al., 2008; Kong et al., 2009; Komatsu et al., 2009) показывают значительные региональные различия в развитии оледенения, обусловленные особенностями поступления влаги с Атлантики и Пацифики. К хребтам БРЗ применима модель раннего наступления позднеплейстоценового оледенения. Простираясь на большое расстояние, они показывают существенные географические различия в числе и интенсивности ледниковых событий.

Возраст отложений эоловых массивов и субаэральных покровов. Утверждение эолового генезиса большинства песчаных массивов впадин БРЗ, считавшихся ранее флювиогляциальными или озерно-аллювиальными, и широкого развития субаэральных покровов, считавшихся озерными, ставит вопрос о времени активизации ветровых процессов. Возраст этих толщ определялся предшественниками в широких пределах: эоплейстоцен, средний и верхний плейстоцен. По результатам датирования в Тункинской, Баргузинской и Верхнеангарской впадинах и эоловые массивы, и субаэральные покровы формировались в течение большей части позднего плейстоцена. Ветровое накопление песков - в основном, феномен ледникового времени. Пески неоднократно перевевались. В их разрезах присутствуют ископаемые почвы и следы мерзлоты. В фазы активной эоловой деятельности, соответствующие ледниковьям, преобладал рост песчаных массивов, а в фазы затухания происходило их локальное перевевание и «расползание». Максимум вторичного перевевания песков приходится на позднеледниковье и ранний голоцен.

Возраст зандровых и пролювиальных отложении. Возраст зандров точно не установлен. Они формировались в ледниковые стадии позднего плейстоцена. Наиболее древние, например, в восточной части Муйско-Куандинской впадины, могут относиться к ермаковскому времени, что сопоставляется с возрастом пролювиальных накоплений впадин. Мощные толщи пролювия накапливались длительное время. Датировки из Чарской, Верхнеангарской, Северо-Байкальской,

Баргузинской и тункинской впадин имеют диапазон от 16 до 130 т.л.н. Большая часть датировок указывает на преобладание пролювия ермаковского возраста, что отражает обширное оледенение района в первую половину позднего плейстоцена.

Хронологические маркеры. В отложениях впадин БРЗ прослеживается два• охарактеризованных в достаточной мере хронологических среза: каргинский и позднесартанский, дающие представление о пространственном взаимоотношении осадочных формаций. Каргинский хроносрез расположен на значительных глубинах в депоцентрах впадин, ограничивает сверху образовавшиеся ранее моренные валы и проходит внутри полей пролювия, эоловых песчаных массивов и разделяет озерные толщи (рис. 2). Его положение ниже современного базиса эрозии не может быть объяснено исключительно седиментационными процессами и, безусловно, отражает процессы общего или дифференцированного погружения днищ впадин. Позднеледниковый хронологический уровень, в отличие от каргин-ского, повсеместно занимает приповерхностное положение, характеризуя локальные тела и затухание осадконакопления с окончанием ледниковой эпохи.

Оценка скорости погружения диищ впадин. Материалы по каргинскому хроносрезу позволяют оценить скорости погружения днищ впадин северовосточной ветви БРЗ во вторую половину позднего плейстоцена и в голоцене: Чарская - 1.4-2.8, Муйско-Куандинская - 3.5, Верхнеангарская - 3.7-5.7, СевероБайкальская - 5.0-5.4 мм/год. Наблюдается их закономерное уменьшение от центральной части рифтовой зоны к периферии, что подтверждает представления H.A. Логачева (2003) о геодинамике Байкальского рифта. Юго-западная ветвь БРЗ не показывает столь интенсивных погружений. В Тункинской рифтовой долине они близки к нулю, а в Дархадской впадине погружение составляет 0.3 мм/год.

Глава 5. Реконструкция условий седиментации по изменениям растительности и климата

5.1. Записи изменений растительности и климата из ключевых разрезов

голоценовых и позднеплейстоценовых отложений

В данном разделе излагаются результаты исследований изменений растительности и климата по опорным разрезам и кернам скважин (см. рис. 1). Среди изученных объектов выделены ключевые, наиболее хорошо отраженные в публикациях. Автору принадлежит выбор объектов, геологические обоснования, получение кернов и их палеокарпологическое исследование. Палинологическая интерпретация природных изменений делалась Е.В. Безруковой, X. Такахара, К. Шичи. Материалы для 4С датирования собирались С.К. Кривоноговым и X. Такахарой. В главе используются калиброванные возраста событий (Reimer et al., 2004). Большинство объектов отражает природные изменения позднеледниковья и голоцена, некоторые позволили получить информацию о каргинском времени, а два уникальных объекта (оз. Котокель и Дархадская впадина) дали непрерывные записи для 50 и 100 т.л.н.

5.2. Основные этапы развития растительности Прибайкалья в позднем

плейстоцене и голоцене

Первая половина позднего плейстоцена. Изменения растительности и климата этого интервала в регионе исследованы в основном по отложениям Байкала и Хубсугула. Потепления и похолодания выделены по содержанию биогенного кремнезема, а палинологические характеристики недостаточно детальные. Лучшим источником данных о ранних этапах позднего плейстоцена является керн из Дархадской впадины. Реконструкции по нему отталкиваются от предполагаемого

возраста подпрудного озера - 95 т.л.н. (MIS 5b). Залегающая ниже толща, вероятно, отвечает теплым подстадиям MIS 5с или 5е. В это время к югу от хребтов Саян и Хамар-Дабана распространились темнохвойные кедрово-еловые леса с участием пихты; климат был влажным, прохладным. Начало подпрудного события характеризуется не очень суровыми природными условиями: повышенной влажностью климата, сокращением пояса лесов за счет расширения в низинах степных ландшафтов, а на горах - тундровых. Возможно, комбинация влажного климата и похолодания и вызвала активизацию оледенения. Последующий максимум арид-ности отражает похолодание MIS 4, для которого была характерна экспансия степных ландшафтов, сменивших темнохвойную елово-кедровую тайгу; климат был сухим и холодным.

Каргинское время считается относительно теплым этапом внутри последнего ледниковья. Наиболее ранние события этого времени отмечены на севере Хубсу-гульской котловины: восстановлены лесные сообщества с преобладанием ели, пихты, сосны и лиственницы, отражающие прохладный, влажный, умеренно континентальный климат. В Муйской впадине для 38-40 т.л.н. реконструирован заболоченный лиственничный лес с ивой и березой низкой (Betula humilis). В Байкальской котловине в записи из оз. Котокель выделяются три климатические фазы: -50-47.5 и 42.4-26 т.л.н. Они характеризуются суровым и холодным климатом с преобладанием ксеротических степных, тундро-степных ландшафтов с высокоствольной и карликовой березой, и ольховником; 47.5-42.4 т.л.н. - пик ели. Очень похожий пик отмечает в осадках оз. Байкал казанцевское межледниковье. На южном побережье Байкала, в начале позднекаргинского времени преобладали лесные и лесотундровые ландшафты из Picea obovata, Larix sp., Betula sect. Nanae, Duschekia fruticosa. Леса из Abies sibirica, Pinus sibirica, Pinus silvestris занимали меньшие, чем в настоящее время, площади в условиях умеренно-холодного влажного климата и несплошной мерзлоты. В Дархаде конец каргинского времени также отмечен влажными условиями с преобладанием темнохвойной тайги, в которой доминировали Picea obovata, Abies sibirica и Pinus sibirica.

Сартанский ледниковый максимум. В это время преобладали тундровые и тундро-степные условия с минимальным количеством осадков (Адаменко и др., 1975; Белова, 1975, 1985; Безрукова, 1999). В осадках оз. Байкал зафиксировано незначительное содержание пыльцы травянистых растений (Horiuchi et al., 2000; Oda et al., 2000). Такая же растительность восстановлена по спектрам из оз. Котокель: самые суровые условия около 20 т.л.н. отмечены пиком пыльцы и спор недревесных растений и самой низкой концентрацией пыльцы. Равнина южного побережья Байкала была областью накопления лессовидных суглинков. В них, помимо доминирования ксеротических трав, отмечено присутствие пыльцы березы, ивы и ольховника. В начале этапа преобладали березово-еловые редколесья. В середине - в условиях максимально холодного и аридного климата и широкого развития мерзлоты увеличилось участие лиственницы; леса как зональная формация, деградировали; господствовали лесотундры и кустарниковые тундры. В конце этапа вновь увеличилось значение кедра и сосны, что явилось откликом растительности на смягчение континентальное™ климата в начале дегляциации. Сартанский максимум в Придархадье отличался резкой аридизацией: темнохвойную елово-пихтово-кедровую тайгу вытесняла степь.

Сартанское позднеледннковье. По данным из оз. Котокель увеличение доли древесных в палиноспектрах началось 18.7-18.9 т.л.н. Раннее восстановление лесной растительности отражает опережающий отклик наземной растительности на улучшение климатических условий. Этап окончания ледникового времени (16-

11.5 т.л.н.) отличался сложной структурой. В Чарской впадине условия для развития растительности на зандрах возникли 13.7-14.1 т.л.н. Палиноспектры фиксируют присутствие лиственницы, сосны, высокоствольной и карликовой березы и душекии. В торфянике Дугульдзеры позднеледниковье представляют 4 палинозо-ны. Около 16 т.л.н. ландшафты представляли тундровую и лесотундровую растительность с преобладанием ели, присутствием лиственницы и березы. Заболоченные участки были заняты ерниками, ольховниками, ивняками. Климат оставался сухим и холодным вплоть до 14 т.л.н. Экспансия лиственничных редколесий и кустарниковых ассоциаций 13.5-14 т.л.н. отражает похолодание Ранний Дриас. Потепление Аллерёд отмечено появлением пыльцы сибирского кедра и сосны обыкновенной 13 т.л.н. Похолодание Поздний Дриас проявилось в снижении доли ели, практически полном исчезновении из спектров пыльцы сосны и кедра и резкой аридизации, достигшей своего максимума 11.3-12.4 т.л.н. В керне оз. Ко-токель экспансия ели и увеличение биогенного кремнезема, отражающие потепления Бёлинг/Аллеред, приходится на 14.5 т.л.н. Позднедриасовое уменьшение количества биогенного кремнезема отмечено 12.3-13.3 т.л.н.

Голоцеиовые изменения растительности и климата зафиксированы большим числом записей из разных частей исследованной области. Эти данные позволяют установить структуру природных зон и различия в составе растительных сообществ, связанные с географической широтой и интразональными воздействиями крупных водоемов, например, для побережий оз. Байкал (табл. 1).

5.3. Закономерности пространственно-временного распределения растительных сообществ и основных лесообразующих таксонов

Сумма данных по торфяникам берегов Байкала позволила представить пространственно-временную неоднородность растительных сообществ голоцена (Takahara et al., 2000; Krivonogov et al., 2004). Наибольшая дифференциация присуща позд-неледниковому и раннеголоценовому времени. В целом проявляется зональная компонента, однако, влияли и орографические факторы. В стадии дегляциации на южном побережье на фоне тундро-стегшых ландшафтов были шире распространены сообщества с березой (высокоствольной и карликовой). На юго-восточном и восточном побережье, занятом низкогорьем и открытом в сторону засушливых областей Забайкалья, преобладали тундростепные ассоциации. На северо-востоке структура сообществ была существенно иной: доминировали ивово-березово-ольховниковые ассоциации, что, видимо, отражает влияние Баргузинского хребта с его более развитой поясной структурой растительности и большей увлажненностью. В раннем голоцене с появлением лесной растительности ландшафтная неоднородность увеличилась. Выраженная зональная дифференциация при общем доминировании ели присуща бореальному периоду. С этого времени важным элементом растительности северо-восточного побережья стала лиственница. В атлантический период общеклиматической доминантой стали темнохвойные леса из ели и пихты. В южных районах видны признаки раннего становления современных черт растительности. Во вторую половину голоцена сформировалось устойчивое таежное сообщество с преобладанием кедра, сосны и березы и лишь на севере с лиственницей.

Замечена четкая стадийность в доминировании основных лесообразующих пород в течение позднеледниковья и голоцена (Krivonogov et al., 2004; Безрукова и др., 2005а, б), которая вскрывает основные этапы становления Прибайкальской тайги. В доголоценовое и пребореальное время основными лесными компонентами были береза, лиственница и ель. В бореальный период произошла экспансия

Таблица 1. Изменения растительности и климата восточного и южного побережий оз. Байкал в голоцене (Безрукова и др., 2005).

Возраст*, тл.н. Климатические периоды Преобладающий тип растительности Сумма активных температур Радиационный индекс сухости

0-5.7 Суббореальный -субатлантический Кедровые, сосновые, лиственничные леса 1200-1600° 1.0-1.5

5.5-6.5 Вторая половина атлантического Кедровые с пихтой, елью, сосново-лиственничные, березовые, с участием пихты, кедра 1000-1200° 1.0-1.5

6.5-9.0 Первая половина атлантического, бореальный Кедрово-пихтовые, лиственнично-березовые с елью леса 800-1000° <1

9.0-9.5 Бореапьный Березовые с участием ели, лиственницы леса и кедрово-пихтовые редколесья, разнотравно-папоротниковые 800-1000° >1

9.5-9.9 Бореальный Лиственнично-еловые леса с березой, разнотравно-папоротниковые ассоциации 600-800° 0.5-1.0

9.9-10.5 Бореальный Елово-лиственнично-березовые леса, полынно-злаковые степи, разнотравно-папоротниковые ассоциации 600-800° >1

10.5-11.4 Пребореальный Елово-лиственничные островные леса с березой, душекиево-ивовые тундры, разнотравно-полынно-злаковые степи 600-800° 1.0-1.5

11.4-12.2 (12.5) Молодой Дриас Елово-березово-лиственничные островные, долинные леса, кустарниковые тундры, разнотравно-марево-полынные степи 600-800° 1.5

12.2 (12.5)-13 Финал Аллерёда, начало Молодого Дриаса Березово-лиственнично-еловые островные леса, ерниковые, ольховниково-ивовые тундры, полынно-зяаковые степи 600-800° 1.0-1.5

* Возраст калиброван по (Яетег й а!., 2004).

пихты, которая была характерным элементом лесов в течение всего атлантического периода. В суббореальный и субатлантический периоды распространилась сосна. Наряду с ней преобладающими компонентами тайги стали береза, кедр, а в северных областях - лиственница.

5.4. О причинах раннего наступления позднеплейстоценового оледенения в горных областях Сибири

Представленные данные свидетельствуют о раннем (MIS 5d, 5b) наступлении позднеплейстоценового оледенения в горах Прибайкалья, как и в других горных системах Центральной Азии (Gillespie, Burke, 2000; Krivonogov et al., 2005; Stauch et al., 2007; Owen et al., 2008; Thackray et al., 2008; Koppes et al., 2008; Gillespie et al., 2008). Климатической причиной явились особенности атмосферной циркуляции и поставки влаги во внутренние районы Евразии. Географической причиной -размер Евразийского континента с его отчетливой дифференциацией по степени континентальное™ климата. Отклик природы внутриконтинентальных областей на климатические изменения существенно отличался от такового в областях, приближенных к океану (Развитие..., 1993).

Специфика развития оледенения Прибайкалья объясняется резким снижением летних температур в начале последнего ледникового цикла (Short et al., 1991). Наблюдается несоответствие между кривой изменений летних температур и записью изменений глобальных запасов льда SPECMAP (Imbrie et al., 1984): глобальные запасы льда достигли максимума в MIS 2, наиболее благоприятные температурные условия для развития сибирского оледенения существовали в MIS 5d. В записях из байкальских осадков установлены проявления глубокого похолодания стадии MIS 5d (Karabanov et al., 1998; Prokopenko et al., 2001). Раннее наступление оледенения в регионе связывается с уникальными условиями, сложившимися на континенте к концу последнего межледниковья (MIS 5е): значительный перенос океанической влаги, характерный для межледникового климата, наложился на вызванное изменениями инсоляции резкое похолодание. В течение последующих стадий Сибирь испытывала прогрессирующую криоаридизацию, сопровождавшуюся сокращением количества поставлявшейся на континент влаги. Часть влаги консервировалась в виде мерзлоты, максимум развития которой пришелся на MIS 2 (Lisitsyna, Romanovsky, 1998). Несмотря на увеличение запасов холода, оледенение гор Центральной Азии в течение позднего плейстоцена сокращалось. Этим внутренние области отличаются от приокеанических, развивавшихся по модели SPECMAP. Эти различия отмечены в развитии Евразийского ледникового щита. В сибирской части он был максимальным в начале последнего ледникового цикла и затем сокращался. В скандинавской части наблюдается его постепенное увеличение и максимум в MIS 2 (Svendsen et al., 2004).

Глава 6. Палеогеографические закономерности осадконакопления 6.1. Общая палеогеография

В размещении осадочных формаций видны закономерности, обусловленные схожестью морфологии впадин и их горного обрамления, общностью развития и процессов седиментации. Также отражена природно-климатическая зональность. Хуже закономерности проявились во впадинах, длительное время занятых под-прудными озерами. В Чарской и Муйской впадинах озера возникали периодически. Дархадское палеоозеро существовало большую часть позднего плейстоцена и голоцена. По мере сокращения озер восстанавливалось наземное осадконакопле-

ние. В Байкальской и Хубсугульской озерных котловинах наземное осадконакоп-ление происходило в узкой береговой полосе и на краевых ступенях. Осушенная область расширялась в ледниковья, голоценовый подъем уровня резко уменьшил наземную область. Таким образом, пяти из восьми изученных впадин были присущи озерные обстановки.

6.2. Палеогеография ледниковых отложений

Масштабы оледенения зависят от высоты гор. В современном климате высота хребтов БРЗ недостаточна для оледенения. Высота границы хионосферы в среднем по региону составляет 3000-3200 м (Gillespie et al, 2008; Еникеев, 2009). В позднем плейстоцене локальными центрами оледенения были хребты Кодар, Удокан, Баргузинский, Байкальский, Хамар-Дабан и горной системы Саян. Области питания ледников сартанского времени в северо-восточной части региона располагались выше 1600-1700 м над у.м., а муруктинского - 1400-1500 м (Еникеев, 2006). В юго-западной части - 2100-2400 м (Gillespie et al., 2008).

Распределение ледников подчинялось орографии хребтов, отличающихся выраженной асимметрией. Области питания на пологих крыльях значительно превышали таковые на крутых. На Кодаре и Верхне-Ангарском хребтах основные ледниковые потоки направлялись на север, а на юг, в сторону рифтовых впадин, спускались короткие потоки. Хребты Удокан и Северо-Муйский, ограничивающие впадины с юга, из-за аналогичной асимметрии также направляли основную массу льда на север, но в сторону впадин. Хребты Северного Байкала, ориентированные меридионально, распределяли массы льда согласно их асимметрии, то есть, на запад. Основные ледники Байкальского хребта были направлены в сторону Предбайкальского прогиба, а на восток, к Байкалу, выдвигались небольшие ледники. Аналогичная ситуация на Баргузинском хребте, ледники которого направлялись в основном к Байкалу. Такие же закономерности прослеживаются и далее на юго-запад. Орографический фактор явился определяющим в распределении ледниковых отложений во впадинах БРЗ. Не исключается и влияние орографии на аккумуляцию атмосферных осадков (Ламакин, 1952).

Закономерность распределения ледниковой формации в связи с широтными различиями прослеживается в меньшей степени. Следы оледенения в Чарской и тункинских впадинах выглядят по-разному, но в целом интенсивность оледенения Кодара и Восточного Саяна не показывает значительных различий. По-видимому, ледниковый климат влиял на горные системы более или менее равномерно, и выраженной зональности в нем не наблюдалось.

6.3. Палеогеография субаэральных отложений

Климат и ландшафты позднего плейстоцена были благоприятны для эолового осадконакопления, проявившегося во всех суходольных впадинах. Образование песчаных массивов и покровов происходило длительное время в основном в этапы оледенения в криоксеротическом климате. Источником песка явились прилед-никовые и предгорные пролювиальные равнины, на которые поставлялся материал, подготовленный нивальным выветриванием и ледниковым выпахиванием. Несмотря на генетическую общность, песчаные массивы и покровы подчиняются разным географическим закономерностям. Эоловые пески отлагались в определенных местах впадин, следуя интерференционной картине преобладающих ветров: западного переноса и нисходящих потоков холодного воздуха, направлявшихся от центров оледенения по крупным троговым долинам. Также на распределение песков влияла флювиальная деятельность: в областях стока эоловые пес-

ки не накапливались. Позднесартанские и голоценовые пески являются продуктами перевевания ранее накопленных толщ. Они встречаются во всех впадинах и их площади также велики. В размещении покровных песков видна зональная компонента. Покровные толщи характерны только для впадин Тункинской долины и побережий Хубсугула на участках лишенных поверхностного стока, что и проявилось в южных более засушливых впадинах.

6.4. Палеогеография флювиальных отложений

Основной элемент флювиапьной формации - пролювий, слагающий конуса выноса и наклонные равнины предгорных шлейфов, повсеместно связан с горным обрамлением впадин. Накопление пролювия зависит от количества воды, собиравшейся в горах водосбора и поступавшей во впадины. Это климатически обусловлено гумидностью/аридностью территории. Различия в количестве пролювия хорошо видны в крайних частях БРЗ. География приледниковых пролювиальных накоплений находится в прямой связи с оледенением. Наблюдается сокращение полей приледникового пролювия во впадинах с севера на юг. В тех долинах, где ледники существовали, но не достигали впадин, пролювиальные выносы ничем не отличаются от обычных конусов. От ледников зависело и формирование занд-ров. Они распространены только в северных впадинах: Чарской, Муйско-Куандинской, Верхнеангарской. Флювиальные террасы (пролювиальные и аллювиальные) образовывались в краевых частях впадин и междувпадинных перемычках, испытывавших поднятие. Таким образом, распространение террас имеет тектонический контроль. Стабильный речной сток установился в голоцене. Суходольные впадины имеют расширения пойм, отмечающие зоны максимальных скоростей опускания их днищ.

6.5. Палеогеография биогенных отложений

Формирование торфяников и озерных сапропелей - особенность теплых эпох. В настоящее время известны единичные находки погребенных торфяников кар-гинского времени. Голоценовые болота распространены не повсеместно. В некоторых впадинах это связано с развитием многолетней мерзлоты, а в других с засушливостью. Мощные и длительно формировавшиеся торфяники присущи только тем впадинам и их частям, где в течение голоцена не было мерзлоты.

6.6. Палеогеография мерзлоты

Современная зона многолетнемерзлых пород расположена восточнее Байкала. Западнее встречаются острова реликтовой мерзлоты, но в основном это область сезонного промерзания. Мерзлота развита по берегам оз. Хубсугул и в Дархад-ской впадине, что связано с их высоким положением. На Хубсугуле мерзлота деградирует из-за отепления озером после его подъема в голоцене (The Geology..., 2006). В Дархаде мерзлота молодая. Дно впадины промерзало по мере сокращения озера. Во время оледенения вся исследованная область была многолетнемерз-лой зоной, за исключением впадин, занятых озерами. Суровые условия сартан-ского времени отмечены системами полигонально-жильных грунтов и бугров-могильников (Lisitsyna, Romanovskii, 1998), наиболее ярко выраженных в Дархад-ской впадине и на севере Хубсугульской котловины (Геокриологические..., 1974). Таким образом, в БРЗ наиболее яркие проявления древней и современной мерзлоты видны в крайней северо-восточной Чарской и крайней юго-западной Дархад-ской впадинах.

ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ

1. Позднеплейстоцен-голоценовая история БРЗ и ее впадин является особым этапом тектонического и климатического развития. В отличие от низкогорного ранне-среднеплейстоценового этапа в позднем плейстоцене появились высокогорья, расширившие холодный климатический пояс. Благодаря этому климатический фактор развития региона проявился с особенной силой. Во время последнего глобального похолодания, произошедшего также в позднем плейстоцене, горное обрамление впадин стало областью интенсивного оледенения, в значительной мере определившего характер осадконакопления.

2. Тектоническое развитие отражено в осадках и формах рельефа впадин. Амплитуда перемещений по разломам в это время составляла сотни метров. Погружение днищ впадин оцененное по мощности позднеплейстоценового осадочного заполнения составила 300 м в Верхнеангарской, 200 м в Муйско-Куандинской и в Ангаро-Кичерской части Северо-Байкальской впадины, 180 м в Чарской впадине. Скорости погружения, вычисленные по результатам датирования отложений впадин в их депоцентрах, составляли 1.4-5.4 мм/год, закономерно увеличиваясь от периферии БРЗ к центру. Голоценовое погружение днищ впадин фиксируется некомпенсированными осадками расширениями пойм магистральных рек.

3. Общий ход развития природы и климата Прибайкалья в позднем плейстоцене и голоцене в целом соответствовал глобальным тенденциям с поправками на его внутриконтинентальное положение, усилившее похолодание ледникового времени. В течение оледенения в рифтовых впадинах были развиты криоксероти-ческие ландшафты с преобладанием тундровой, лесотундровой и тундрово-степной растительности. Появление лесной растительности отражает потепления и кратковременные увеличения увлажненности. Влажными этапами были ранне-каргинское время (47.5-42.4 т.л.н.), позднесартанское время (около 14.5 т.л.н.) и первая половина голоцена. Для голоцена установлена закономерная смена доминант в таежной растительности региона.

4. Геологические и палеоклиматические данные свидетельствуют о раннем наступлении позднеплейстоценового оледенения в горах Центральной Азии, что в наиболее яркой форме проявилось в БРЗ. Максимальное распространение ледников было в стадии MIS 5d/5b. Это объясняется совпадением двух факторов: поступления большого количества влаги с океана и быстрого охлаждения внутри-континентальных районов в начале последнего ледникового цикла.

5. Результатом ледникового климата явилось широкое распространение суб-аэральной формации, представленной эоловыми песчаными массивами, дюнными полями и полигенетическими субаэральными покровами. В диссертации доказан эоловый генезис значительной части песчаных массивов впадин, образование которых ранее считалось флювиогляциальным, озерно-аллювиальным и озерным.

6. Закономерности осадконакопления отражают структурную общность изученных впадин и их географическую дискретность. Они обусловлены совокупностью тектонических и климатических факторов. Распределение ледниковых отложений более всего зависело от орографии. Субаэральная формация явилась результатом ледникового климата и в ее распределении видна зональность. Флюви-альные отложения отражают ледниково-межледниковые циклы и также имеют орографический и тектонический контроль. Органическое осадконакопление климатогенное и контролируется мерзлотой.

7. Уровень озер Байкал и Хубсугул в позднем плейстоцене и голоцене значительно не повышался. Он регулируется истоками рек Ангара и Эгийн Гол, кото-

рые были тектонически неизменны в течение большей части рассматриваемого времени. Повышения уровня, связанные с осадочными преградами: на Байкале 23 м, на Хубсугуле - 6 м. Во время оледенений эти озера были бессточными.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Крнвоногов С.К. Природный памятник Пески // Удокан. Подготовка территории к освоению / - Чита: ЧИПР, 1992. С. 197-210.

2. Кривоногое С.К., Безрукова Е.В. К истории осадконакоиления, развития растительности и климата Верхнечарской котловины в конце позднего плейстоцена и голоцена // Геология и геофизика. - 1993. - Т. 34, № 10-11. - С. 226-237.

3. Кульчицкий А.А., Кривоного» С.К., Мишарина В.А., Черняева Г.П. Опорный разрез верхнекайнозойских отложений Северного Байкала II Геология и геофизика. - 1993. - № 2. -С. 3-11.

4. Волков И.А., Кривоногое С.К. Научные н методические принципы изучения и картографирования геолого-геоморфологической основы ландшафта II Геология и геофизика. -1994,-№4.-С. 44-50.

5. Kuzmin Y.V., Krlvonogov S.K. The Diring Paleolithic Site, Eastern Siberia: Review of Geoarchaeological Studies// Geoarchaelogy. - 1994. - V. 9, No. 4. - P. 287-300.

6. Безрукова E.B., Кривоногое C.K., Такахара X. и др. Изменения природной среды, растительности и климата Прибайкалья в позднем плейстоцене и голо иене // Проблемы реконструкции палеоклимата и природной среды голоцена и тейстоцена Сибири / - Новосибирск: Изд-во Института археологии и этнографии СО РАН, 1998. - С. 46-51.

7. Kuzmin Y.V., Krivonogov S.K. More about Diring Yurakh: Unsolved geoarcheological problems at a "Lower paleolithic site" in Central Siberia // Geoarchaeology. - 1999. - No. 4. - P. 351-359.

8. Krivonogov S.K., Zabadaev I.S., Dobretsov N.N., Kirichenko N.V. The prospects of GIS use in investigations of the Baikal area II Berlner geowissenschaftliche Abhandlungen. - 1999. - E. 30. - S. 325-328.

9. Безрукова E.B., Кривоногов C.K., Такахара X. и др. Летопись позднечетвертичной и голоценовой истории юго-восточного побережья оз. Байкал по материалам скважины "Ду-лиха" II Проблемы реконструкций климата и природной среды голоцена и плейстоцена Сибири, вып. 2 / - Новосибирск: Изд-во Института археологии и этнографии СО РАН, 2000. -С. 36-47.

10. Takahara Н., Krivonogov S.K., Bezrukova E.V., et al. Vegetation history of the southeastern and eastern coasts of Lake Baikal from bog sediments since the last interstade // Minoura K. (Ed.). Lake Baikal: a Mirror in lime and Space for Understanding global Change Processes. Amsterdam: Elsevier, 2000. P. 108-118.

11. Кривоногов С.К. Пневые горизонты в позднеплейстоценовых отложениях Сибири II Новости палеонтологии и стратиграфии. -2001. - № 4. - С. 143-152.

12. Безрукова Е.В., Кривоногов С.К., Такахара X. и др. Реконструкция ландшафтно-климатических условий восточного побережья озера Байкал в голоцене по результатам комплексного исследования скважины "Арангатуй" // Основные закономерности глобальных и региональных изменений климата и природной среды в позднем кайнозое Сибири / -Новосибирск: Изд-во Института археологии и этнографии СО РАН, 2002. Вып. 1. - С. 3647.

13. Hase Y., Krivonogov S.K., Iwauchi A. Geomorphological development of the Tunka Depression in the Baikal Rift Zone in Siberia, Russia // Kashiwaya K. (Ed.) Long Continental Records from Lake Baikal. - Tokyo: Springer-Verlag, 2003. - P. 61-72.

14. Kataoka H., Takahara H., Krivonogov S.K., et al. Pollen Record from the Chivyrkui Bay in the Eastern Shore of Lake Baikal since the Late Glacial // Kashiwaya K. (Ed.) Long Continental Records from Lake Baikal. - Tokyo: Springer-Verlag, 2003. - P. 207-218.

15. Krivonogov S.K., Bezrukova E.V., Takahara H., Riedel F. The Hovsgol Lake in the Late Pleistocene and Holocene: on-land geologic evidences for the change of its level // Kashiwaya K. (Ed.) Long Continental Records from Lake Baikal. - Tokyo: Springer-Verlag, 2003. - P. 187-206.

16. Krivonogov S.K. Levels of the Baikal and Hovsgol lakes in Holocene and Pre-Holocene time // Proc. Int. Symp. 21st-century СОЕ Program. 17-18 March, 2003. Kanazawa, 2003. - P. 123-127.

17. Krivonogov S.K., Takahara H. Late Pleistocene and Holocene environmental changes recorded in the terrestrial sediments and land forms of Eastern Siberia and Northern Mongolia // Proc. Int. Symp. 21st-century СОЕ Program. 17-18 March, 2003. Kanazawa, 2003. - P. 30-36.

18. Krivonogov S., Mistryukov A., Sheinkman V. et al. The Darhad Paleolake: a Polygon for Studies of Long-term and Short-term Environmental Changes in Northern Mongolia И International Workshop "Terrestrial Sediment Information and Long-term Environmental Changes in East Eurasia", November 24-28, 2003, Kanazawa, Japan. Kanazawa: Kanazawa University. -

2003. - P. 43-46.

19. Кривоногое C.K., Изменения уровня озер Хубсугул и Байкал за последний ледни-ково-межледниковый цикл II Материалы XXVIII пленума Геоморфологической комиссии t -Новосибирск: Гео, 2004. - С. 147-150.

20. Krivonogov S.K., Takahara Н., Kuzmin Y.V. et al. Radiocarbon chronology of the Late Pleistocene - Holocene paleogeographic events in Lake Baikal region (Siberia) II Radiocarbon. -

2004. - V. 46, No. 2. - P. 745-754.

21. Безрукова E.B., Кривоногое C.K., Абзаева A.A. и др. Ландшафты и климат Прибайкалья в позднеледниковье и голоцене по результатам комплексных исследований торфяников//Геология и геофизика. - 2005. - Т. 45, № 1.-С. 21-33.

22. Безрукова Е.В., Кривоногое С.К., Вершинин К.Е. и др. Изменения природной среды и климата в котловине озера Байкал в позднеледниковье и голоцене И Доклады международного APN-START симпозиума по изучению глобальных изменений в Северо-Восточной Азии. - Владивосток: Дальнаука, 2005. - С. 5-24.

23. Шейнкман B.C., Кривоногое С.К. Особенности позднеплейстоценового криогенеза в Монголии и на Алтае // Материалы третьей конференции геокриологов России. - М.: Изд. МГУ, 2005. - Т. 1. - С. 206-213.

24. Krivonogov S.K., Sheinkman V.S., Mistruykov A.A. Stages in the development of the Darhad dammed lake (Northern Mongolia) during the Late Pleistocene and Holocene II Quaternary International. - 2005. - V. 136. - P. 83-94.

25 Krivonogov S.K. Late Cenozoic history of the Hovsgol area // C.E. Goulden, T. Sitnikova, J. Qelhaus, B. Boldgiv (Eds.). The geology, biodiversity and ecology of Lake Hovsgol (Mongolia). - Leiden: Backhuys Publishers, 2006. - P. 21-40.

26. Безрукова E.B., Кривоногой C.K., Такахара X. и др. Озеро Котокель - опорный разрез позднеледниковья и голоцена юга Восточной Сибири II Докл. РАН. - 2008. - Т. 420, № 2. -С. 248-253.

27 Shichi К., Takahara Н., Krivonogov S.K., et al. Late Pleistocene and Holocene vegetation and climate records from Lake Kotokel, central Baikal region // Quaternary International. - 2009. -V. 205,No. 1-2. - P. 98-110.

28. Ishiwatari R., Fujino N.....Krivonogov S.K. A 35 kyr record of organic matter composition and dl3C of n-alkanes in bog sediments close to Lake Baikal: Implications for paleoenviron-mental studies II Organic Geochemistry. - 2009. - No. 40. - P. 51-60.

29. Tarasov P.E., Bezrukova E.V., Krivonogov S.K. Late Glacial and Holocene changes in vegetation cover and climate in southern Siberia derived from a 15 kyr long pollen record from Lake Kotokel II Climate of the Past. - 2009. - No. 5. - P. 285-295.

30. Binney H.A., Willis K.J., ... Krivonogov S.K. et al. The distribution of late-Quaternary woody taxa in northern Eurasia: evidence from a new macrofossil database // Quaternary Science Reviews. - 2009. - V. 28, No. 23-24. - P. 2445-2464.

_Технический редактор P.M. Вараксина_

Подписано в печать 05.02.2010 Формат 60x84/16. Бумага офсетная. Гарнитура Тайме Печ. л. 1,9. Тираж 150 экз. ИГМ СО РАН, пр-т Ак. Коптюга, 3, Новосибирск, 630090

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Кривоногов, Сергей Константинович

ВВЕДЕНИЕ

Замечания по использованию схем, терминов и сокращений

ГЛАВА 1. ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

1.1. Общие закономерности строения и развития впадин Байкальского рифта

1.2. Осадконакопление во впадинах и неотектонические движения

1.3. Предпосылки позднеплейстоцен-голоценового этапа

1.4. Важнейшие палеогеографические и седиментологические проблемы развития БРЗ в позднем плейстоцене и голоцене

1.5. Сведения о позднем плейстоцене и голоцене, полученные по донным осадкам озер Байкал и Хубсугул

ГЛАВА 2. ЗАМЕЧАНИЯ К МЕТОДАМ ИЗУЧЕНИЯ ОТЛОЖЕНИЙ И

РЕЛЬЕФА ВПАДИН

2.1. Диагностика генезиса отложений

2.2. Технология дистанционного геолого-геоморфологического исследования

ГЛАВА 3. ПОЗДНЕПЛЕЙСТОЦЕНОВЫЕ И ГОЛОЦЕНОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ ВПАДИН

3.1. Чарская впадина

3.1.1. Общие сведения (результаты предшествующих исследований)

3.1.2. Особенности строения отложений (по материалам автора)

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Осадконакопление во впадинах Байкальской рифтовой зоны в позднем плейстоцене и голоцене"

Актуальность исследования

Изменения природной среды в недавнем геологическом прошлом вызывают огромный теоретический и практический интерес как ретроспектива современных и будущих событий. По сути, это единственное обоснование долгосрочных прогнозов, которые, в отличие от краткосрочных, не могут строиться на коротких рядах наблюдений, зафиксированных человечеством, или на актуалистических климатических моделях. Общепризнанная астрономическая теория колебаний климата (Milankovitch, 1920) объясняет глобальный механизм, равно как и подтверждающие ее эмпирические модели, например, SPECMAP1 (Imbrie et al., 1989).

В настоящее время большой интерес вызывают исследования региональных проявлений климатических изменений прошлого, запечатленных в местных осадочных летописях. Это объясняется значительной пространственной неоднородностью природной среды, что особенно существенно для столь крупного континента, как Евразия. Несмотря на солидное математическое обоснование географической неоднородности (Short et al., 1991), конкретные обстановки регионов изучены недостаточно. На это нацелены специальные проекты IGBP, например PAGES, фокусирующиеся, в частности, на изменчивости окружающей среды - известные инициативы PEP I-III. Особое внимание уделяется последнему ледниково-межледниковому циклу, длившемуся около ста тысяч лет.

Для Байкальского региона в течение двух прошлых десятилетий накоплен большой объем геологической информации об изменениях окружающей среды. Исследования проводились в рамках инициатив BICER и программ «Байкал-бурение» и «Хубсугул-бурение». Они продолжаются и в настоящее время; Основной акцент в этих исследованиях был сделан на расшифровку геологических, биологических и климатических сигналов в донных осадках Байкала и Хубсугула. Однако для действительно регионального обобщения необходим учет данных о развитии окружающих территорий, представляющих природные обстановки, отличные от единственных в своем роде гигантских озер. Внутриконтинентальные

1 Расшифровки аббревиатур см. в разделе «Замечания по использованию схем, терминов и сокращений» горные районы являются объектом пристального внимания научного мира как области специфических reo- и экосистем, весьма изменчивых и отличных от таковых равнинных территорий. В последнее время, благодаря развитию геохронологических методов, исследователи сделали значительный шаг в расшифровке геологической истории горных стран, особенно истории оледенений. Байкальский регион отстает в этом процессе от мировых тенденций. Поэтому представленное в диссертации обобщение очень своевременно. Оно актуально и приоритетно по направленности на получение необходимых человечеству знаний об окружающей среде, охватываемому временному интервалу, и закрывает брешь в исследовании условий осадконакопления и изменений природы центрального региона Северной Евразии.

Цель исследования

Установить закономерности осадконакопления во впадинах Байкальской рифтовой зоны в позднем плейстоцене и голоцене и их связь с изменениями природной среды. Диссертация является региональным геологическим обобщением; специфичным по выбранному хронологическому срезу: поздний плейстоцен и голоцен.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1. Выявление условий залегания отложений позднего плейстоцена и голоцена, их стратиграфо-генетическое расчленение и уточнение возраста.

2. Выявление основных структурно-геологических и географических закономерностей осадконакопления.

3. Детализация представлений об изменениях растительности и климата Прибайкалья в позднем плейстоцене и голоцене и определение влияния климата на осадконакопление.

4. Пересмотр существующих палеогеографических концепций, приведение их в соответствие с новыми данными о строении отложений и истории осадконакопления в позднем плейстоцене и голоцене в Прибайкалье и в других горных областях Центральной Азии.

Научная новизна

Впервые выполнено обобщение накопленных за десятилетия знаний об осадках и позднеплейстоцен-голоценовой истории крупнейших впадин в пределах всей БРЗ. Обобщения, опубликованные предшественниками, охватывали весь кайнозой или значительные его части, не полностью характеризовали эту обширную территорию или были нацелены на иные проблемы (Салоп, 1964; Логачев и др., 1964; Лопатин, 1972; Равский, 1972; Геология., 1983; Белова, 1975, 1985; Базаров, 1986; Иметхенов, 1987; Рассказов, 1993; Палеогеография., 1999; Безрукова, 1999; Мац и др., 2001; Щетников, Уфимцев, 2004; Рассказов и др., 2007). Упорядочен ранее опубликованный и получен авторский фактический материал.

Доказано почти повсеместное распространение и значительная мощность позднеплейстоценовых осадочных формаций впадин. Учтены почти все опубликованные 14С, RTL, OSL, IRSL, 10Ве даты и получено много новых данных, надежно обосновывающих возраст отложений и их стратиграфию. Использованы компьютерные методы дистанционного исследования > территорий по их трехмерным моделям, позволяющим распознавать генезис форм рельефа и наносить их на карту. Разработана соответствующая технология. Это позволило автору виртуально посещать любое место в пределах впадин и их горного обрамления. Раскрыты закономерности осадконакопления во впадинах и общего хода природного процесса рассматриваемого времени. Критически пересмотрены региональные палеогеографические концепции, часть из которых подтверждена, а для других предложена иная трактовка, соответствующая фактическим данным.

Личный вклад соискателя

Материалы, представленные в диссертации, накапливались с 1988 по 2009 годы. Работы велись автором в рамках планов НИР Института геологии и геофизики СО АН СССР, Института земной коры СО АН СССР (СО РАН), Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН, Института геологии и минералогии СО РАН. Исследования автора явились частью крупных международных проектов «Байкал-бурение» и «Хубсугул-бурение», программ СО

РАН и РАН, а также выполнялись в рамках двусторонних и многосторонних проектов с учеными Японии, Германии, Монголии, Кореи. Автором лично проведены полевые геолого-геоморфологические исследования восьми крупнейших впадин БРЗ. В полевых условиях выполнялся гранулометрический анализ отложений ситовым методом (более 100 определений), собирались образцы на абсолютное датирование, палинологический и другие виды анализа, выполнялась стратиграфо-генетическая интерпретация отложений.

Автором были инициированы международные комплексные исследования малых озер и болот впадин БРЗ в 1994-2008 г.г. Им лично выбирались объекты, выполнялись геолого-геоморфологические обоснования целесообразности их изучения и проводилось их бурение. Всего изучено 30 объектов, некоторые из которых бурились неоднократно. Автор выполнял первичное описание кернов, отбор проб для исследования частными методами. Вкладом автора также явился палеокарпологический анализ, выполненный для 6 из полученных кернов. Всего по сборам автора получено 111 радиоуглеродных дат, что составляет 30% от всех датировок отложений БРЗ, учтенных в данной диссертации.

Автором разработана технология дистанционного геолого-геоморфологического исследования с использованием космических снимков и цифровых моделей рельефа, адаптированная к потребностям анализа осадочных комплексов и форм рельефа горных районов, особенно связанных с их оледенением.

Вновь полученные данные и материалы предшествующих исследователей дали возможность автору выявить закономерности осадконакопления и пространственного распределения осадочных формаций, а также пересмотреть ряд седиментологических и палеогеографических концепций развития впадин БРЗ.

Практическая значимость

Исследование имеет практическое значение в рамках приоритетного направления развития науки и техники в Российской Федерации № 6 «Рациональное природопользование» по списку, утвержденному Президентом РФ 21 мая 2006 г., и отвечает формулировке критической технологии № 22

Технологии снижения риска и уменьшения последствий природных и техногенных катастроф» по списку, утвержденному Распоряжением Правительства РФ от 25 августа 2008 г.

Знания о строении отложений позднего плейстоцена и голоцена могут быть использованы при геологической съемке и при составлении региональных стратиграфических схем четвертичных отложений. Реконструкции природных обстановок прошлого являются единственным источником сведений о долгосрочных тенденциях развития ландшафтов и климата и, таким образом, служат для прогнозирования их изменений в будущем. Изучение внутриконтинентальных областей ярко показывает пространственную дифференциацию эко- и геосистем и неодинаковость их отклика на глобальные климатические сигналы. Это следует учитывать в сценариях будущих природных изменений, играющих свою роль в глобальных политических и экономических стратегиях.

Предметно-методологическая база исследования.

Выполненное исследование лежит в области четвертичной геологии; стратиграфо-генетической седиментологии и тесно связано с изучением изменения природной среды в прошлом. Обозначенная научная проблематика в диссертации предметно конкретизирована через сужение хронологического диапазона -поздний плейстоцен и голоцен, и определение региона исследования — внутренние наиболее высокогорные и наиболее континентальные области Центральной/Северной Азии. По этим признакам регион исследования совпал с Байкальской рифтовой зоной - одной из тектонически-активных областей Евразии. Последняя фаза рифтогенеза, произошедшая на границе среднего и позднего плейстоцена, естественным образом выделяет рассматриваемый в диссертации позднеплейстоценовый этап развития этой территории. Дифференцированные движения вызвали омоложение рельефа, выразившееся в значительном росте гор и погружении днищ впадин. В результате интенсифицировались геоморфологические процессы и осадконакопление в рифтовых впадинах. Именно осадочные последовательности впадин и являются источником информации о ходе геологических процессов и изменениях природной среды. Таким образом, помимо актуальности, выбор объекта и предмета исследования, их временных и пространственных рамок имеет естественнонаучные основания. Автор сконцентрировал свои усилия на выявлении особенностей строения позднеплейстоценовых и голоценовых толщ и закономерностей осадконакопления, отражающих общий ход и специфику природного процесса.

В основе исследования лежат классические теории и базовые концепции развития природной среды и ее компонентов. Автор использует генетические принципы изучения осадков и форм рельефа: учение о генетических типах континентальных отложений (Е.В. Шанцер) и принцип выделения генетические однородных поверхностей (В.В. Ермолов). Соответственно, для расчленения отложений применен стратиграфо-генетический подход (В.Д. Тарноградский), а их схематизация выполнена по климатостратиграфическому принципу, являющемуся основой региональных частей современных стратиграфических схем (Б.А, Борисов).

Автор стоит на позициях преобладания климатического регулирования» общего хода природного процесса Земли, обусловленного астрономическими причинами (теория М. Миланковича). Их выражением являются морские изотопные стадии (MIS), характеризующие глобальные запасы льда, и наиболее детально отражающие климатические осцилляции плейстоцена (Imbrie et al., 1984).

В Прибайкалье разработано большое количество геодинамических и палеогеографических моделей Байкальского рифта (H.A. Флоренсов, H.A. Логачев, H.JL Добрецов, М.И. Кузьмин, К.Г. Леви, С.И. Шерман, В.В. Ярмолюк), находящих свое отражение и на современных этапах его развития. Кайнозойский этап в значительной мере охарактеризован работами H.A. Логачева, Л.И. Салопа, Б.Ф. Лута, Д.Б. Базарова, В.Д. Маца, Г.Ф Уфимцева, C.B. Рассказова.

История поздненеоген-четвертичного времени детально исследована многими учеными (О.М. Адаменко, P.C. Адаменко, И.В. Антощенко-Оленев, Д.Б. Базаров, Р.Ц. Будаев, В.А. Войлошников, Г.А. Воробьева, B.C. Воскресенский, В.И. Галкин, А.Р. Гиллеспи, Г.С. Голдырев, М.Г. Демьянович, Н.В. Думитрашко, Ф.И. Еникеев, A.C. Ендрихинский, В.В. Заморуев, Е.Е. Зеленский, А.Г. Золотарев, Л.Н.

Ивановский, А.Б. Иметхенов, Н.П. Калмыков, С.А. Кашик, Е.Е. Кононов, B.C. Кулаков, A.A. Кульчицкий, Н.П. Ладохин, В.В. Ламакин, Д.В. Лопатин, Г.Ф. Лунгерсгаузен, В.Н. Мазилов, Г.Г. Мартинсон, А.И. Музис, В.А. Обручев, В.Н. Олюнин, С.С. Осадчий, Э.Ю. Осипов, Е.В. Павловский, Г.Б. Палыиин, А.Г. Покатилов, B.C. Преображенский, С.М. Попова, Э.И. Равский, И.Н. Резанов, A.M. Сизиков, Т.М. Сковитина, А.Г. Трофимов, А.Г. Филиппов, Г.П. Черняева, И.Д. Черский, A.A. Щетников). Горы Прибайкалья явились «родиной» теории оледенения П.А. Кропоткина, и многие из перечисленных исследователей работали над этой проблемой. История растительности и климата этого региона исследовалась палинологами Е.В. Безруковой, В.А. Беловой, Л.В. Голубевой, Н.В. Кулагиной, Л.Н. Савиной, X. Такахара. К. Шичи. Наконец, большой вклад в понимание истории региона, в первую очередь принципиальных вопросов палеоклимата, внесли исследователи отложений Байкала и Хубсугула: Е.Л. Гольдберг, М.А. Грачев, Е.В. Карабанов, A.A. Прокопенко, М.А. Федорин, А.П. Федотов, О.М. Хлыстов, а также большое число зарубежных ученых.

Районы и методы исследования

В диссертации обобщены знания о строении отложений, рельефе и закономерностях седиментационного и природного процессов восьми основных впадин и рифтовых долин БРЗ (рис. 1). Они протягиваются на 1800 км с северо-востока на юго-запад и занимают широтный пояс величиной в 10 угловых градусов, что отражено в географическом разнообразии их современных и древних природных обстановок. Впадины окружены высочайшими в Сибирском регионе горами, явившимися центрами ледников, интенсивно модифицировавших рельеф и оказывавших значительное влияние на осадконакопление.

Сведения о строении территорий впадин были получены в ходе маршрутных геолого-геоморфологических исследований. Эти работы позволили получить представление о строении территории и о взаимоотношении приповерхностных геологических тел и форм рельефа. Маршрутные исследования охватывали наиболее важные объекты, которые, таким образом, становились ключевыми участками для интерпретации не посещавшихся мест.

На ключевых участках выполнялось стратиграфическое изучение опорных разрезов. Отложения изучались, в основном, в обнажениях по берегам рек и крупных озер, в карьерах и дорожных выемках, на озерах и болотах - скважинами ручного бурения. Использовались материалы скважин, передававшиеся автору для палеокарпологического анализа геологами производственных и научных организаций, а также результаты гидрогеологического картирования масштаба 1:200 ООО. Исследование отложений было нацелено на обоснование их генезиса, определение их возраста и получение палеоклиматических характеристик.

Рис. 1. Расположение впадин Байкальской рифтовой зоны, изученных автором: 1- Чарская; 2- Муйская; 3- Верхнеангарская; 4- Баргузинская долина; 5- котловина озера Байкал; 6- Тункинская долина; 7- котловина озера Хубсугул; 8- Дархадская.

Седиментологические исследования включали полевые текстурно-фациальные наблюдения, полевую гранулометрию и лабораторные литологические исследования, выполнявшиеся в лаборатории стратиграфии и неотектоники Института земной коры СОАН СССР (Т.К. Ломоносова).

Данные о палеоклимате получались главным образом палинологическим методом в лабораториях Лимнологического института, Института геохимии и Института земной коры СО РАН (аналитики Е.В. Безрукова, Н.В. Кулагина, A.A.

Абзаева, П.П. Летунова, С.М. Крапивина), а также в лабораториях Университета префектуры Киото и других университетов Японии (руководитель исследовательского коллектива проф. Хикару Такахара). Палеокарпологические исследования выполнялись автором диссертации. Другие палеонтологические исследования - остатков малакофауны, млекопитающих, проводившиеся соответствующими специалистами, единичны.

Датирование отложений по собранным автором образцам выполнялось радиоуглеродным методом (как жидкостно-сцинтилляционным, так и ускорительно-масс-спектрометрическим - AMS) в лабораториях Института геологии и минералогии СО РАН (Новосибирск, Россия), Beta Analytic Inc. (Майами, США), Университета Аризоны (Тусон, США), Университета Нагоя (Нагоя, Япония), Institute of Accelerator Analysis Ltd. (Ширакава, Япония), Kyushu Environmental Evaluation Association (Фукуока, Япония). Всего получена 101 дата. По литературным источникам собрано 206 радиоуглеродных, 56 люминесцентных (RTL, OSL, IRSL) и 21 бериллиевых (10Ве) дат. Таким образом, база данных для обоснования возраста отложений насчитывает 384 записи.

Помимо классических методов геоморфологических, седиментологических, палеонтологических, стратиграфических и геохронологических исследований, автором интенсивно использовались современные методы дистанционного изучения земной поверхности. В дистанционных исследованиях для анализа рельефа применялись топографические карты масштаба 1:100 ООО, аэрофотоснимки масштаба около 1:27 ООО и космоснимки Landsat ТМ и ASTER (с пространственным разрешением 30 и 15 м соответственно). Коллекция цифровых космоснимков ASTER, предоставленных автору в рамках сотрудничества NASA (США), покрывает всю исследованную территорию. Обладая высокой информативностью, достаточной для построения топографических карт масштаба 1:100 000, снимки ASTER очень удобны для составления геолого-геоморфологических карт. Для картографирования использовался принцип выделения генетически однородных поверхностей.

Апробация работы, публикации

Полученные результаты докладывались на многих международных и национальных конференциях и рабочих совещаниях: «Главнейшие итоги в изучении четвертичного периода и основные направления исследований в XXI веке», (Санкт-Петербург, Россия, 1998 г.), BICER, BDP и DIWPA «Lake Baikal: а Mirror in Time and Space for Understanding Global Change Processes» (Йокогама, Япония, 1998 г.), «Abrupt Holocene Environmental Changes in Arid Asia - History and Mechanisms (RACHAD 2001)» (Ланчжоу, Китай, 2001 г.), «International Workshop for the Baikal & Khubusgul Drilling Project» (Уланбатор, Монголия, 2001 г.), «Environmental Change in Central Asia: Climate - Geodynamics - Evolution - Human Impact» (Берлин, Германия, 2003 г.), «Environmental Monitoring and Prediction of Long- and Short-Term Dynamics of Pan-Japan Sea Area» (Каназава, Япония, 2003 г.), «Terrestrial sediment information and long-term environmental changes in East Eurasia» (Каназава, Япония, 2003 г.), «Environmental Processes of East Eurasia: Past, Present and Future» (Сиань, Китай, 2004 г.), «Рельефообразующие процессы: теория, практика, методы исследования» (Новосибирск, Россия, 2004 г.), «Present Earth Surface Processes and Historical Environmental Changes in East Asia» (Каназава, Япония, 2005 г.), «Environmental Change in Central Asia» (Уланбатор, Монголия, 2005 г.), «Terrestrial Environmental Changes in East Eurasia and Adjacent Areas»: (Кёнджу, Корея, 2005 г., Нагоя, Япония, 2006 г., Листвянка, Россия, 2007 г., Хатгал, Монголия, 2008 г.), «Environmental Changes and Earth Surface Processes in Semi-arid and Temperate Areas» (Уланбатор, Монголия, 2006 г.), «Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований» (Москва, Россия, 2007 г., Новосибирск, Россия, 2009 г.).

Все публикации автора за 30 лет научной деятельности (общим числом около 100) касаются изучения позднего плейстоцена и голоцена различных районов Центральной Азии. По теме диссертации - впадинам Байкальской рифтовой зоны -опубликовано 60 работ. Из них: 14 - в рецензируемых журналах по списку ВАК; 5 -в рецензированных коллективных монографиях и сборниках; 10 - в изданиях научных организаций; 1 - в нерецензируемом журнале; 30 - материалы совещаний и конференций. Рецензированные сборники - это книги, выпущенные солидными мировыми издательствами (Lake Baikal., 2000; Long., 2003). Материалы по бассейну оз. Хубсугул опубликованы в виде главы в книге (The geology., 2006).

Защищаемые положения

1. Позднеплейстоцен-голоценовому этапу развития БРЗ присуще специфическое сочетание орогенических и климатических факторов. Тыйская фаза тектоногенеза конца среднего - начала позднего плейстоцена привела к значительной дифференциации рельефа. Появление высокогорий расширило холодный климатический пояс и во время последнего глобального похолодания в позднем плейстоцене горное обрамление впадин стало областью интенсивного оледенения, в значительной мере определившего характер осадконакопления.

2. Раннее наступление оледенения, достигшего максимума в первую половину позднего плейстоцена (100-70 т.л.н.), отличает горы внутренних частей Евразии от океанических районов, имевших максимум оледенения около 20 т.л.н. Из-за длительного и интенсивного оледенения во впадинах БРЗ преобладают ледниковая, приледниковая пролювиальная и ледниково-подпрудная озерная осадочные формации.

3. Широкое распространение субаэральной осадочной формации является проявлением глубокой криоаридизации внутриконтинентальных областей Евразии в ледниковый этап позднего плейстоцена. Значительная часть песчаных массивов во впадинах имеет эоловый генезис; ранее эти отложения считались флювиогляциальными, озерно-аллювиальными или озерными.

4. Колебания уровня озер Байкал и Хубсугул в позднем плейстоцене и голоцене проявились в основном как глубокие регрессии, соответствующие фазам оледенения. Значительных трансгрессий не происходило, поскольку уровень озер регулируется истоками рек Ангара и Эгийн Гол, являющимися стабильными тектоническими структурами.

Структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, 6 глав, заключения, списка литературы (583 наименования) и содержит 478 страниц текста, включая 78 рисунков и 25 таблиц. Большинство глав имеют двухступенчатую нумерацию разделов. Глава 3, в

Заключение Диссертация по теме "Общая и региональная геология", Кривоногов, Сергей Константинович

3.8.3. Основные выводы по Дархадской впадине

1. Не подтвердилось представление ранних исследователей о наличии на дне впадины двух террас: ранне-среднеплейстоценовой и позднеплейстоценовой. Дно впадины с поверхности сложено позднеплейстоценовыми отложениями, а более древние погребены под ними.

2. Мощность отложений Дархадского палеоозера - 32 м. Их характерным признаком является варвовая слоистость. Залегающие ниже полигенетические толщи отражают как озерные, так и субаэральные обстановки осадконакопления и не представляют условия седиментации гигантского ледниково-подпрудного озера, которое, таким образом, на изученном интервале возникало лишь однажды.

3. Ледниковое подпруживание, как установлено по палеомагнитным и палинологическим данным, произошло около 95 т.л.н., MIS 5b. Нижележащие отложения, таким образом, в основном среднеплейстоценовые или древнее, а у их кровли возможно нахождение отложений казанцевского межледниковья.

4. Озеро развивалось через несколько стадий. В стадию ледникового подпруживания (95-75 т.л.н.) озеро было наибольшим. Его уровень снижался по мере деградации ледника, и максимальные глубины менялись от 180 до 70 м. Следами этой стадии являются варвовые отложения в интервале 32-26 м и береговые линии на горных склонах. В последующие стадии осадочных подпруд (системы вложенных конусов) озеро постепенно снижало свой уровень, однако зафиксированы и рекуррентные его изменения. Резкие понижения были в каргинское, позднеледниковое и голоценовое время.

5. В развитии озера отражена ледниковая история региона. Максимальное выдвижение ледников, таким образом, произошло в стадию MIS 5b. Последующие ледники меньшего размера не вызывали ледникового подпруживания. По палинологическим данным выделяется два пика индекса аридности, отвечающих оледенениям MIS 4 и MIS 2.

6. Подтверждена цикличность развития системы ледниковая плотина -подпрудное озеро с периодическим катастрофическим подледным спуском озера -йокульлаупами. Строение области ледяной подпруды показывает, что каменный материал, выносившийся ледником, не образовывал моренного вала, а смывался гигантскими потоками вниз по долине Шишхид Гол, где образовал террасированное нагромождение грубообломочного материала.

7. По мере сокращения озера осушенное дно промерзало на глубину более 100 м, а с поверхности модифицировалось речными, мерзлотными и термокарстово-озерными процессами, в которых запечатлена часть голоценовой истории впадины.

ГЛАВА 4. ОСАДОЧНЫЕ ФОРМАЦИИ ВЕРХНЕГО ПЛЕЙСТОЦЕНА И ГОЛОЦЕНА: ПРОБЛЕМЫ ГЕНЕЗИСА И РАСЧЛЕНЕНИЯ ОТЛОЖЕНИЙ

Выделяемые во впадинах геологические тела дискретны по вещественным, генетическим, пространственным и возрастным признакам. Используя стратиграфо-генетический принцип расчленения отложений, они типизированы по условиям образования с выделением генетических комплексов. Осадочные формации отражают пространственно-временную дискретность и являются способом стратификации приповерхностных отложений. В их положении и соотношении просматриваются закономерности, обсуждаемые в этой главе.

4.1. Генетические комплексы отложений

В приповерхностной части осадочного заполнения впадин БРЗ представлены отложения всех генетических типов континентального осадконакопления (Шанцер, 1966, 1968). В большинстве случаев их диагностика не представляет затруднений. Однако в отдельных впадинах имеются толщи, генезис которых трактуется неоднозначно. Эти случаи детально обсуждаются в соответствующих разделах главы 3, посвященных строению отдельных впадин. В данном разделе приведены генетические характеристики осадочных формаций, выделяющихся в днищах впадин. Следует особо подчеркнуть, что в условиях небольших седиментационных бассейнов далеко не все толщи представлены одним генетическим типом отложений. Некоторые являются полигенетическими или представляют парагенезисы. Такие геологические тела выделяются нами как комплексы отложений.

Комплекс отложений предгорных шлейфов

Горные сооружения, обрамляющие впадины, разрушаясь, поставляют разнообразный обломочный материал (от глыб до песка), который сносится во впадины. Этот материал слагает наклонные равнины шириной в первые километры, непосредственно примыкающие к фронту гор, распространенные по всему периметру впадин, за исключением долин крупных рек, напротив которых расположены комплексы ледниковых, пролювиальных и речных отложений. Комплекс отложений предгорных шлейфов формировался преимущественно коллювиальным, пролювиальным и делювиальным процессами с преобладанием пролювиального, то есть относятся к водному и склоновому генетическим рядам. По сути, предгорные шлейфы 1умидных областей являются слившимися пролювиальными конусами мелких долин и промоин на фронте гор, пространство между которыми заполнено коллювием и делювием. В их составе преобладают глыбовники, слабо окатанные валунники и галечники. Размерность обломков постепенно уменьшается от гор во внутреннюю часть впадин.

Примат пролювиального процесса зафиксирован микрорельефом временных водотоков, хорошо читаемым на космических снимках. Формирование предгорных шлейфов - непрерывный процесс, поэтому маловероятно выделение их разновозрастных слоев, также как и дробление на более мелкие подразделения по генетическим признакам. Последовательное напластование позволяет предполагать, что поверхностные отложения предгорных шлейфов сложены голоценовыми и позднеплейстоценовыми отложениями, а более древние части шлейфов погребены под ними. Очевидно, что формация предгорных отложений находится в зависимости от неотектонических движений бортов и днищ впадин.

Комплекс ледниковых отложении

Долины, верховья которых расположены выше снеговой линии позднеплейстоценового времени, вмещали ледники, спускавшиеся по ним, и достигавшие впадин. Напротив таких долин близ фронта гор расположены конечноморенные валы поперечником в несколько километров и высотой, превышающей 100 м. Моренные отложения представлены принесенной ледником смесью обломков разного размера и окатанности (диамиктоном) от гигантских глыб до алеврита ледниковой муки. Их состав сильно варьирует в зависимости от обстановок седиментации на фронте ледника, отражая парагенетический ряд от основной морены к морене сплывания и далее к совокупности флювиогляциальных отложений, в разной степени отсортированных потоками ледниковых вод. Лимногляциальные отложения в моренах не имеют широкого распространения.

Однако во внутренних частях моренных комплексов (цунговых бассейнах) залегают погребенные ленточные алевриты. Основная морена выпахивания в большинстве случаев погребена, а в обнажениях и на поверхности моренных комплексов мы видим продукты абляции и перераспределения обломочного материала, переносившегося в теле и на поверхности ледника. Помимо диамиктонов ледникового происхождения, в составе моренных комплексов имеются сплывные накопления, образовавшиеся в послеледниковое время, например заполнения инверсионных понижений на месте растаявших массивов мертвого льда. Эти накопления не имеют стратиграфической самостоятельности. Однако их наличие следует иметь в виду при обосновании возраста ледниковых комплексов, в которые они инкорпорированы.

Внешние и внутренние края КМК характеризуются специфическими образованиями ступенчатой формы, оконтуривающими ледниковый язык. Ступенчатость связана с таянием ледников и аккумуляцией морены сплывания на все более низком уровне. При этом значительной была роль талых вод, стекающих вдоль, края ледников по маргинальным каналам. Воды сглаживали сплывные накопления и формировали террасовидные ступени, сложенные, тем не менее, мореной. В пределах трогов сколько-нибудь мощные моренные накопления залегают на их бортах, а на днищах встречаются маломощные (первые метры) морены вытаивания. Вверх по долинам количество ледникового материала резко сокращается.

Комплекс приледниковых отложений

С ледниками и моренами связаны обширные валунно-галечные поля, накапливавшиеся перед их фронтом талыми водами. Они, таким образом, относятся к пролювиальному генетическому типу. Морфологически - это конуса выноса. Однако в отличие от конусов выноса рек или временных водотоков, их формирование связано не с линейным источником (потоком, вырывающимся из гор), а с протяженным фронтом ледника, что нашло отражение в морфологии. Материал приледниковых конусов выноса также характеризуется градационными изменениями крупности обломков по мере падения энергии ледниковых вод.

Крайним членом этого парагенезиса можно было бы считать зандровые поля центральных частей впадин. Однако их мы выделяем в отдельный комплекс на том основании, что в образовании зандров принимали участие все ледники конкретной впадины, талые воды которых поставляли мелкообломочный материал в удаленные наиболее низкие места.

Комплекс зандровых отложений

Зандровые отложения являются специфическим пролювиальным образованием. Характерной особенностью зандров является их положение на значительном удалении от ледников. Потоки талых ледниковых вод, сгрузив крупнообломочную часть влекомого наноса на приледниковых конусах выноса, близ осевых частей долин собирались вместе и образовывали мощные водотоки с более или менее определенными руслами. Энергии этих потоков хватало для переноса мелких фракций в наиболее низкие части впадин близ их оконечностей и формирования зандровых полей. Зандровые отложения представлены песками и гравийниками с характерной линзовидной или косой слоистостью и с резкой рассортированностью материала. Более мелкий материал - алеврит и глина, в основном уносился потоками за пределы впадин, но мог и накапливаться в конечных водоемах в понижениях на поверхности зандровых равнин, формируя линзы озерных алевропесчаных отложений.

Пульсационный характер потоков обусловил сложность фациальной структуры, а из-за миграции русел, значительные части зандровых полей могли временно оставаться вне зоны эрозионно-аккумулятивной деятельности. Поэтому в составе зандровых полей можно видеть отложения других типов - озерные, эоловые, а также мерзлотные образования. Врезание современных рек привело к обособлению участков зандров в виде террасовидных площадок. Но считать зандровые образования террасами можно только в исключительных случаях, если их образование сопровождалось врезанием в ранее накопленные толщи с формированием тылового шва.

Комплексы ледниковых, приледниковых и зандровых отложений образуют сложный парагенезис, относящийся к ледниковому и водному генетическим рядам.

Пролювиальные отложения наложенных конусов выноса и террас

К пролювию в исследованных районах также отнесены валунно-галечные отложения, накопившиеся в результате временных выбросов вод, значительно превышающих меженные расходы водотоков. Различается два типа форм рельефа, образованные пролювиальными процессами: конуса выноса и террасы. Пролювиальные конуса выноса образовываются водотоками на выходе их из горных каньонов или из моренных валов на наклонные равнины (ранее образованные конуса и шлейфы), сложенные грубым валунно-галечным материалом. Врезание в такой субстрат очень затруднено, поэтому конуса выноса имеют наложенный характер и хорошо читаются на космических снимках. В неледниковых долинах и на предгорных равнинах, сложенных размываемыми породами, эти отложения формируют вложенные валунно-галечниковые террасы. Отложения пролювиальных террас не имеют закономерной разбивки на фации, характерной для постоянных водотоков.

Пролювиальное осадконакопление этого типа может быть связано со сбросом ледниковых вод из гор или с пульсациями стока неледниковых долин. Пролювий предгорных шлейфов, приледниковых конусов выноса и наложенных I пролювиальных конусов и террас однотипны по агентам осадконакопления, но их геоморфологические проявления и время формирования различны.

Речные отложения

Речные отложения слагают самые низкие участки днищ впадин. Состав отложений зависит от динамики водотока, которая меняется от гор к центру впадин, и от субстрата. Так, современные реки, текущие по приледниковым конусам, не в состоянии прорезать их грубые накопления. Эти участки являются своеобразными зонами транзита речных осадков. На плоских днищах впадин, где реки имеют равнинный характер, меандрированием сформированы обширные поймы. Специфика тектонического режима впадин - погружение их центральных частей, обусловила отсутствие врезания. Несмотря на высокие половодья, главные реки впадин имеют небольшую высоту поймы. По-видимому, по этой же причине во впадинах практически отсутствуют комплексы речных террас. Террасы развиты только в областях, где локальные поднятия обеспечивали врезание рек. Характерным признаком речных отложений является их фациальная структура -наличие русловых, пойменных и старичных разновидностей аллювия.

Озерные отложения

Состав и условия залегания озерных отложений зависят от геолого-геоморфологической ситуации. Долгоживущие рифтовые озера Байкал и Хубсугул с их мощными толщами отложений являются объектом специальных исследований крупных научных коллективов и не рассматриваются в данной работе. В суходольных впадинах распространены озерные отложения следующих типов: ныне не существующих гигантских ледниково-подпрудных бассейнов, озер ледниковых комплексов и современных мелких озер разного происхождения.

Отложения подпрудных бассейнов. В тех случаях, когда ледники поперечных долин перекрывали выход вод, во впадинах формировались гигантские ледниково-подпрудные бассейны в сотни метров глубиной и площадью в сотни и тысячи квадратных километров. Их размеры регулировались величиной ледниковой плотины, а длительность существования - ее устойчивостью. Образование таких озер соответствует ледниковым максимумам и могло происходить неоднократно. Наполнение и опустошение озер зависело от динамики ледниковой плотины. Исследователями предлагаются следующие варианты динамики таких озер: однократное или многократное возникновение и исчезновение в результате полного разрушения ледниковой плотины, или длительное существование озер в режиме значительных колебаний уровня из-за периодического всплывания ледниковой плотины и подледного стока -йокульлаупов.

Отложения ледниково-подпрудных бассейнов, в зависимости от их размеров, представлены ленточно-слоистыми алевритами, песчанистыми алевритами, то есть мельчайшей фракцией осадков, выносившихся талыми ледниковыми водами. В прибрежной зоне напротив ледниковых трогов было возможно накопление толщ песчаных дельтовых отложений.

Отложения озер ледниковых комплексов. В составе КМК выделяется два типа озерных бассейнов, различающихся по положению и осадкам. Первый тип -цунговые озера, располагавшиеся между моренным валом и краем отступавшего ледника, образовывались на ранних стадиях дегляциации и существовали вплоть до момента пропила фронта морены (формирования каньона, по которому текут и современные реки). В таких озерах накапливались ленточные алевриты. Второй тип - озера, занимающие понижения на поверхности морены. Большая их часть представляет собой инверсионные котловины, образовавшиеся в послеледниковое время на месте вытаявших линз мертвого льда. Котловины отличаются небольшими размерами, первые сотни метров в поперечнике, и высокими крутыми берегами. В них накапливается в основном материал, сплывающий или смывающийся с окружающих склонов. В некоторых котловинах устанавливались болотные обстановки и образовывались торфяники. Данные котловины и их отложения рассматриваются нами как часть КМК. Тем не менее, они имеют отдельное стратиграфическое и палеогеографическое значение. Отложения имеют биогенную составляющую, подходящую для ,4С датирования. Их возраст указывает на верхний возрастной предел конечных морен. Котловины таких озер интересны как диагностические признаки относительного возраста моренных комплексов.

Отложения современных мелких озер днищ впадин. Современные озера различного происхождения занимают, как правило, уплощенные днища впадин и котловины между выступами фундамента днищ впадин. Отложения зависят от характера поступающего материала и могут быть минеральными (илы, пески), минерально-биогенными или биогенными (сапропели). В большей своей части озера имеют послеледниковый и голоценовый возраст. Однако существуют и долгоживущие озера. Значительным количеством озер отличаются области погружения днищ впадин - многоозерья и расширенные поймы. Озера с мощными толщами биогенных осадков представляют ценность для палеогеографических исследований.

Комплекс эоловых отложений

Мощные песчаные накопления являются характерной частью отложений рассматриваемых впадин. Их происхождение дискутируется до сих пор. Большую их часть, как доказывается в нашей работе, следует относить к эоловым образованиям. Однако есть пески и другого генезиса, например гигантских подпрудных озер. Выделяется два типа накоплений эоловых песков: крупные песчаные массивы и более мелкие дюнные поля.

Эоловые песчаные массивы. Массивы песков, образующих положительные аккумулятивные формы протяженностью порядка десяти километров и высотой до 100 и более метров с поверхности, как правило, сложены древним дюнным или бугристо-западинным рельефом. Отдельные их части перевеваются и в настоящее время. Происхождение массивов до сих пор дискутируется. Им придается изначально озерный или озерно-аллювиальный генезис, или они рассматриваются как тектонически поднятые более древние песчаные толщи, поверхность которых переработана эоловыми процессами. Большинством исследователей признается эоловое происхождение лишь верхней части этих массивов.

По представлениям автора диссертации, ряд массивов целиком сложен эоловыми песками (пески Чарской, куйтуны Баргузинской и бадары Тункинской впадин). Их эоловый генезис детально обосновывается в нашей работе. В видимой части мощностью более 100 м, вскрытой обнажениями, массивы сложены однообразными мелко-среднезернистыми песками в мощных пересекающихся пачках. Внутри пачек слоистость параллельная от субгоризонтальной до резко косой. Присутствуют фации ветровой дифференциации материала, с линзочками мелкого гравия - дефляционные плащи. Фиксируются слойки с поверхностями ветровой и водной (дождь, талые воды) корразии, с обогащением иловатым материалом (мокрые поверхности), мелкие промоины, мерзлотные нарушения и другие текстуры, свидетельствующие о субаэральной обстановке накопления этих отложений. Сравнение строения глубоких частей массивов со строением разрезов современных дюн и развеваемых песков показывает их полную идентичность.

Наложенные дюнные поля. Не менее широко распространены поля эоловых отложений, образовавшиеся в результате переработки песков другого генезиса.

Мощность таких толщ, включая высоту дюн, не превышает 15 м. Довольно обычны скопления дюн или одиночные дюны, расположенные непосредственно на субстрате, а не на слое эоловых отложений. Дюны имеют различную морфологию - от линейных до барханов, но наиболее распространены поля бугристо-западинного рельефа. Генезис отложений однозначно определяется геоморфологическими признаками. Свежесть рельефа объясняется молодостью этих образований. Некоторые дюнные поля активны и в настоящее время.

Комплекс покровных отложений

Вопрос генезиса отложений этого комплекса недостаточно проработан предшественниками, поэтому детально рассматривается в данной диссертации. Условия для накопления субаэральных покровов возникали на тех участках впадин, где прекращался флювиальный процесс, на предгорных склонах, вокруг одиночных гор-выступов фундамента и на междувпадинных перемычках. Покровный комплекс байкальских впадин представлен преимущественно супесями, в исключительных случаях лессовидными суглинками. Генезис покровных накоплений комплексный. В основном действовали агенты субаэрального осадконакопления - эоловые и склоновые, с преобладанием эолового. Также большую роль играли мерзлотные и солифлюкционные процессы. Этот комплекс слагает наклонные равнины, плохо идентифицируется по геоморфологическим признакам, и в основе его диагностики лежит строение отложений. Сложность разрезов покровного комплекса, приведенных в тексте диссертации, свидетельствует о длительном формировании этих отложений.

Отложения болот

Болотные отложения широко распространены в гумидной зоне Сибири и присутствуют в большинстве байкальских впадин. Однако во впадинах с засушливыми условиями их распространение весьма ограничено. Болота развиваются на всех элементах рельефа в условиях избыточного увлажнения грунтов. Заболочены участки пойм, части равнин и склонов различного генезиса, берега озер. Характерным типом болотных массивов являются заболоченные участки равнин, склонов и долин рек в области вечной мерзлоты. По сути, это деятельный слой многолетнемерзлых пород, перенасыщенный влагой и органическим веществом, производимым болотной растительностью. Его мощность не превышает одного метра. Болотные отложения большей мощности, представленные торфом, довольно редки и почти не обнажаются. Бурением нами исследованы торфяники разных типов - низинного, переходного и верхового, которые являются важными архивами изменений природной среды голоцена. Обнаружены и следы торфообразования в каргинское время позднего плейстоцена - в скважинах Дулиха и Большая Речка на южном побережье Байкала, в Муйской и Верхнеангарской впадинах и в разрезе Томпудинской морены.

4.2. Стратиграфия отложений

Условия залегания верхнеплейстоценовых отложений во впадинах определяются общим для них тектоническим погружением и перекосом блоков фундамента, а также локальными движениями (см. разд. 1.2). В результате толщи, накопленные в депоцентрах и близ бортов впадин, существенно различаются как по мощности, так и по стратиграфической полноте. Наличие высокогорного обрамления и интенсивного сноса с него обломочного материала ледниковыми и водными процессами обусловило значительную гранулометрическую и фациальную дифференциацию отложений по простиранию. Характер областей сноса и аккумуляции: расположение ледниковых и неледниковых долин, выступов скального основания, локальных тектонических структур, определил мозаичность расположения толщ, отложенных разными агентами (рис. 4.1). Благодаря этому латеральные стратиграфо-генетические подразделения отложений выражены лучше, чем хроностратиграфические корреляционные уровни. При современном состоянии изученности (в основном по скважинам в депоцентрах впадин) исследователи выделяют крупные литостратиграфические подразделения, охватывающие весь верхний, иногда верхний-средний плейстоцен (табл. 4.1).

Предпринимались попытки разделения толщ на региональные корреляционные горизонты по их климатической характеристике на основании палинологических данных (Мац, Белова, 1973; Мац и др., 1975, 1982, 2001; Трофимов, 1994; Трофимов, Кулагина, 1994; Кулагина, 1995). Однако локальные

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенное автором исследование позволило охарактеризовать позднеплейстоцен-голоценовый этап развития впадин БРЗ: выявить закономерности осадконакопления и изменения природной среды. Интерес к исследованию был определен специфичностью выбранного объекта: это центральная, наиболее удаленная от океанов, высокогорная область крупнейшего Евразийского континента, к тому же приуроченная к одной из самых активных континентальных рифтовых систем нашей планеты. Поэтому развитие БРЗ и в особенности ее седиментационных бассейнов происходит под совместным воздействием эндогенных и экзогенных факторов, обусловивших особенности геолого-геоморфологического строения этого региона.

1. Позднеплейстоцен-голоценовая история БРЗ и ее впадин является особым этапом тектонического и климатического развития. В отличие от низкогорного ранне-среднеплейстоценового этапа в позднем плейстоцене появились высокогорья, расширившие холодный климатический пояс. Благодаря этому климатический фактор развития региона проявился с особенной силой. Во время последнего глобального похолодания, произошедшего также в позднем плейстоцене, горное обрамление впадин стало областью интенсивного оледенения, в значительной мере определившего характер осадконакопления.

2. Тектоническое развитие отражено в осадках и формах рельефа впадин. Амплитуда перемещений по разломам в это время составляла сотни метров. Погружение днищ впадин, оцененное по мощности позднеплейстоценового осадочного заполнения, составила более 300 м в Верхнеангарской, более 200 м в Муйско-Куандинской и в Ангаро-Кичерской части Северо-Байкальской впадины, около 180 м в Чарской впадине. Скорости погружения, вычисленные по результатам датирования отложений впадин в их депо центрах, составляли 1.4-5.4 мм/год, закономерно увеличиваясь от периферии БРЗ к центру. Голоценовое погружение днищ (и/или поднятие междувпадинных перемычек) фиксируется некомпенсированными осадками расширениями пойм магистральных рек.

3. Общий ход развития природы и климата Прибайкалья в течение позднего плейстоцена и голоцена, в целом, соответствовал глобальным тенденциям климатических изменений с поправками на его внутриконтинентальное положение, усилившее похолодание ледникового времени. В течение оледенения в рифтовых впадинах были развиты криоксеротические ландшафты с преобладанием тундровой, лесотундровой и тундрово-степной растительности. Появление лесной растительности отражает потепления и кратковременные увеличения увлажненности. Влажными этапами были раннекаргинское время (47.5-42.4 т.л.н.), позднесартанское время (около 14.5 т.л.н.) и первая половина голоцена. Для голоцена установлена закономерная смена доминант в таежной растительности региона.

4. Геологические и палеоклиматические данные свидетельствуют о раннем наступлении позднеплейстоценового оледенения в горах Центральной Азии, что в наиболее яркой форме проявилось в БРЗ. Максимальное распространение ледников происходило в стадии MIS 5d/5b. Это объясняется совпадением двух факторов: поступления большого количества влаги с океана и быстрого охлаждения внутриконтинентальных районов в начале последнего ледникового цикла. Представления о максимальном оледенении Прибайкалья в стадию MIS 2 несостоятельны.

5. Результатом ледникового климата явилось широкое распространение субаэральной формации, представленной эоловыми песчаными массивами, дюнными полями и полигенетическими субаэральными покровами. В диссертации доказывается эоловый генезис значительной части песчаных массивов впадин, образование которых ранее считалось флювиогляциальным, озерно-аллювиальным и озерным.

6. Закономерности осадконакопления обусловлены совокупностью тектонических и климатических факторов и отражают, с одной стороны, структурную общность изученных впадин, а с другой - их географическую дискретность. Распределение ледниковых отложений в значительной мере зависело от орографии. Субаэральная формация явилась результатом ледникового климата и в ее распределении видна зональность. Флювиальные отложения отражают ледниково-межледниковые циклы, также имеют орографический и тектонический контроль. Органическое осадконакопление климатогенное и контролируется мерзлотой.

7. Озера Байкал и Хубсугул в позднем плейстоцене и голоцене не испытывали значительного повышения уровня. Их уровень регулировался истоками рек Ангара и Эгийн Гол, которые были тектонически неизменны в течение большей части рассматриваемого времени. Представления о лестнице озерных террас не подтверждены фактическим материалом. Повышения уровня, связанные с седиментационными преградами: на Байкале - не более 2-3 м, на Хубсугуле -6 м. Во время оледенений эти озера были бессточными.

В конце следует отметить, что, несмотря на значительный прогресс в понимании строения и условий залегания отложений позднего плейстоцена и голоцена в седиментационных бассейнах БРЗ, связанный также и с этой диссертацией, остается много непознанных вопросов. Уже ясно, что к расшифровке новейшего осадконакопления в тектонически активных рифтовых впадинах неприменим принцип террасированности. Взаимоотношение слагающих их толщ невозможно описать просто ступенчатым вложением молодых толщ в более древние. Залегание на краях впадин древних (допозднеплейстоценовых) отложений связано с воздыманиями их бортов или отставанием в погружении отдельных частей впадин. Однако общим трендом явилось погружение днищ впадин, в результате чего толщи позднеплейстоценовых отложений в депоцентрах имеют большую мощность.

На новом этапе исследования потребуется более тщательное обоснование возраста отложений с массовым применением изотопных и других датирующих методов. Необходимо глубокое изучение природных изменений региона, особенно климатических, являющихся важными корреляционными признаками отложений и наиболее существенными маркерами геологических границ. Одновременное накопление разных осадочных формаций в пределах впадин не описывается простыми стратиграфическими схемами. Новые схемы неизбежно будут пронизаны событийным содержанием, и детализация существующих региональных схем пойдет именно по этому пути.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Кривоногов, Сергей Константинович, Новосибирск

1. Агафонов Б. П. Процессы переноса твердого вещества к озеру Байкал (на примере долины реки Шумилихи) // Донные отложения Байкала. М.: Наука, 1970. - С. 5-16.

2. Адаменко О.М, Белова В.А., Ендрихинский A.C. Стратиграфия неогеновых отложений озерных котловин Байкальской рифтовой зоны // Позднекайнозойская история озер в СССР. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 52-61.

3. Адаменко О.М., Адаменко P.C., Белова В.А. и др. Микротериофауна молассовых толщ Байкальской рифтовой зоны // Известия АН СССР, сер. геол.1983.-№6.-С. 84-89.

4. Адаменко О.М, Адаменко P.C., Белова В.А. и др. О возрасте молассовых толщ Байкальской рифтовой зоны по фауне мелких млеко питающих // Среда и жизнь на рубежах эпох кайнозоя в Сибири и на Дальнем Востоке. Новосибирск: Наука,1984.-С. 189-193.

5. Адаменко О.М., Белова В.А., Попова С.М и др. Биостратиграфия позднеплейстоценовых отложений Тункинской впадины // Геология и геофизика. 1975.-№6.-С. 78-85.

6. Адаменко P.C., Белова В.А., Лопатин Д.В. О палеогеографическом значении находки полевки Брандта в плейстоценовых песках Баргузинской впадины // Материалы по биостратиграфии и палеогеографии Восточной Сибири. М.: Наука, 1975, С. 28-30.

7. Актуальные вопросы современной геодинамики Центральной Азии / Под ред. К.Г. Леви. Новосибирск: Изд-во СО РАН. - 2005. - 297 с.

8. Александров В.К. Надвиговые и шарьяжные структуры Прибайкалья. -Новосибирск: Наука, 1990. 102 с.

9. Алексеев В.Р., Коген B.C., Шпак Н.С. Новый морфоструктурный элемент Забайкалья по данным космических снимков // Советская геология. 1978. - № 9. -С. 136-140.

10. Амирханов Х.И., Батырмурзаев A.C., Гаргацев И.О. и др. Возраст вулканических базальтов Удоканской котловины (БРЗ) и озера Хубсугул (МНР) // Доклады АН СССР. 1985. - Т. 285, № 2. - С. 411-413.

11. Арсентьев A.B. К вопросу о Байкальской нефти // Материалы по геологии и полезным ископаемым Дальнего Востока / Геологический комитет Дальнего Востока. 1924. Вып. 30. С. 29.

12. Архипов С.А. Хронология геологических событий позднего плейстоцена Западной Сибири // Геология и геофизика. -1997. Т. 38, №12. - С. 1862-1885.

13. Архипов С.А., Волкова B.C. Геологическая история, ландшафты и климаты плейстоцена Западной Сибири. Новосибирск: НИЦ ОИГГМ СО РАН, 1994, 105с.

14. Атлас озера Хубсугул. М.: ГУГК, 1989. 120 с.

15. Афанасьев А.Н. Водный баланс оз. Байкал // Труды Байкальской лимнологической станции АН СССР. М.; Л.: Изд-во АН СССР. - 1960. - Т. 16, № 2.-С. 155-241.

16. Бадинова В.П., Зубаков В.А., Ициксон Е.М., Руднев Ю.П. Радиоуглеродные датировки лаборатории ВСЕГЕИ (ЛГ) // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. 1976. - № 45.- С. 154-167.

17. Базаров Д.Б. Четвертичные отложения и основные этапы развития рельефа Селенгинского среднегорья.- Улан-Удэ: Бурятское книжное изд-во, 1968.- 166 с.

18. Базаров Д.Б. Кайнозой Прибайкалья и Западного Забайкалья. Новосибирск: Наука, 1986. - 182 с.

19. Базаров Д.Б., Антощенко-Оленев И.В., Гурулев С.А. Основные проблемы палеогеографии антропогена Прибайкалья и Западного Забайкалья // Проблемы четвертичной геологии Сибири. М: Наука, 1969. - С. 121-130.

20. Базаров Д.Б., Будаев Р.Ц, Калмыков Н.П. О возрасте плейстоценовых террас северо-западного побережья оз. Байкал // Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 155 - 157.

21. Базаров Д.Б., Иметхенов А.Б., Плюснина В.П. О плиоцен-четвертичных отложениях и геоморфологическом строении Юго-Восточного Прибайкалья // Геология и полезные ископаемые Забайкалья. Улан-Удэ: Бурятское книжное изд-во, 1974.-С. 136-143.

22. Базаров Д.Б., Иметхенов А.Б., Резанов А.Н. и др. Стратиграфия позднекайнозойских отложений Байкальской рифтовой зоны // Морфоструктура и стратиграфия кайнозойских отложений Прибайкалья. Улан-Удэ: Бурятское книжное изд-во, 1984. - С. 3-22.

23. Байкальский рифт / Под ред. H.A. Флоренсова. М.: Наука, 1968. - 174 с.

24. Байкальский рифт / Под ред. H.A. Флоренсова. Новосибирск: Наука, 1975. -131 с.

25. Бараш М.С. Палеоэкологические аспекты палеоокеанической эволюции северной Атлантики и прилегающей области Арктического бассейна // Четвертичная палеоэкология и палеогеография северных морей. М.: Наука, 1988.- С. 53-67.

26. Батсух А., Шумеев В. П., Черкасов А. Е., Самарина А. В. Поверхностные воды и водный баланс оз. Хубсугул // Природные условия и ресурсы Прихубсугулья в МНР. М.: Недра, 1976. - С. 185-206.

27. Безрукова Е.В. Палеогеография Прибайкалья в позднеледниковье и голоцене. Новосибирск: Наука, 1999. - 128 с.

28. Безрукова Е.В., Богданов Ю.А., Вильяме Д.Ф. и др. Глубокие изменения экосистемы Северного Байкала в голоцене // Доклады АН СССР. 1991. - Т. 321, №5.-С. 1032-1037.

29. Безрукова Е.В., Данько JI.B., Снытко В.А., и др. Новые данные об изменении растительности западного побережья озера Байкал в среднем-позднем голоцене // Доклады РАН. 2005. - Т. 401, № 1. - С. 100-104.

30. Безрукова Е.В., Кривоногов С.К., Такахара X. и др. Озеро Котокель опорный разрез позднеледниковья и голоцена юга Восточной Сибири // Доклады РАН. -2008. - Т. 420, № 2. - С. 248-253.

31. Безрукова E.B. Мац В.Д., Летунова П.П. и др. Голоценовые торфяники Прибайкалья как объект палеоклиматических реконструкций // Геология и геофизика. 1996. - Т. 37, № 12. - С. 78-92.

32. Белова В.А. История развития растительности котловин Байкальской рифтовой зоны (на примере Байкальской и Верхнечарской котловин). М.: Наука, 1975. - 142 с.

33. Белова В.А. Растительность и климат позднего кайнозоя юга Восточной Сибири. Новосибирск: Наука, 1985. - 158 с.

34. Белова В.А., Ендрихинский A.C. Новое местонахождение миоценовых отложений на территории Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика. -1979.-№ 12.-С. 42-47.

35. Белова В.А., Кулаков B.C. История развития впадины оз. Хубсугул // Позднекайнозойская история озер в СССР. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 7680.

36. Белозерцева И.А., Кузьмин В.А. Почвы Дархатской котловины (Монголия) // География и природные ресурсы. 2006. - № 2. - С. 143-151.

37. Берлянт A.M. Виртуальные геоизображения. М.: Научный мир, 2001. - 56 с.

38. Берлянт A.M. Теория геоизображений. М.: ГЕОС, 2006. - 262 с.

39. Будаев Р.Ц. Кайнозойские отложения и развитие рельефа западной части Станового нагорья. Автореф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. Улан-Удэ, 1989. -17с.

40. Будаев Р.Ц. Позднекайнозойские отложения Станового нагорья (Байкальская рифтовая зона) // Вопросы геологии кайнозоя Прибайкалья и Забайкалья. Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО АН СССР, 1991. - С. 12-22.

41. Булмасов А.П. Некоторые особенности геофизических полей и структуры земной коры Прибайкалья // Байкальский рифт / Под ред. H.A. Флоренсова. М.: Наука, 1968.-С. 113-123.

42. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийно-катастрофическая модель. Томск: Изд-во ТГУ, 1993. - 252 с.

43. Бухаров A.A. Кайнозойское развитие Байкала по результатам глубоководных и сейсмостратиграфических исследований // Геология и геофизика. 1996. - Т. 37, № 12.-С. 98-107.

44. Бухаров A.A., Фиалков В.А. Геологическое строение дна Байкала: Взгляд из «Пайсиса». Новосибирск: Наука, 1996. - 112 с.

45. Бухаров A.A., Вонг Х.К., Кузин B.C. и др. Геологическое строение подводного склона острова Большой Ушканий (оз. Байкал) // Геология и геофизика. 1992. -№ 1. - С. 22-29.

46. Вагнер Г.А. Научные методы датирования в геологии, археологии и историю -Москва: Техносфера, 2006. 576 с.

47. Верещагин Г. Ю. К познанию водоемов, расположенных у берегов Байкала // Труды Комиссии по изуч. оз. Байкал. 1918. - Т. I, вып. 1.

48. Вершинин К.Е. Динамика растительного покрова и условия увлажнения болот юга Восточной Сибири в голоцене // Автореф. дисс. . канд. биол. наук. -Владивосток, 2008. 19 с.

49. Виноградов Ю.Б. Гляциальные прорывные паводки и селевые потоки. -Ленинград: Гидрометеоиздат, 1977. 156 с.

50. Виппер П.Б. 1962. Послеледниковая история ландшафтов в Забайкалье // Доклады АН СССР. Т. 145, № 4. - С. 871-874.

51. Виппер П.Б. Взаимоотношение леса и степи в горных условиях Юго-Восточного Забайкалья // Ботанический журнал. 1968. - Т. 53, № 4. - С. 491-504.

52. Волков И.А. Позднечетвертичная субаэральная формация. М.: Наука, 1971. -253 с.

53. Вологина Е.Г., Калугин И.А., Осуховская Ю.Н. и др. Осадконакопление в заливе Провал (озеро Байкал) после катастрофического затопления прибрежной равнины в 1862 г. // Доклады РАН. 2007. - Т. 417, № 4. - С.511-515.

54. Воробьева Г.А., Мац В.Д., Шимараева М.К Плиоцен-эоплейстоценовое почвообразование на Байкале // Геология и геофизика. 1987. - № 29. - С. 20-28.

55. Воробьева Г.А., Савельев H.A., Горюнова О.И. Озеро Байкал // Стратиграфия, палеогеография и археология юга Средней Сибири. К XVIII Конгрессу ИНКВА, КНР, 1991 г. Иркутск: Изд-во Иркут. ун-та, 1990. - С. 109-144.

56. Воскресенский С.С. Основные черты четвертичной истории Юго-Западного Прибайкалья // Ледниковый период на территории европейской части СССР и в Сибири. М.: Изд-во-МГУ, 1959. - С. 422-441.

57. Вотинцев К.К. Химическая денудация в бассейне Байкала и роль ее продуктов в осадконакоплении в озере // Донные отложения Байкала. М.: Наука, 1970. - С. 64-69.

58. Выркин В.Б. Современное экзогенное рельефообразование котловин Байкальского типа. Иркутск: Изд-во ин-та географии СО РАН, 1998. - 174 с.

59. Выркин В.Б., Алешин А.Г., Белозерцева И.А. и др. Ландшафты Дархатской котловины (Северная Монголия) // География и природные ресурсы. 2004. - № 2. -С. 140-148.

60. Галазий Г.И. Динамика роста древесных пород на берегах Байкала в связи с циклическими изменениями уровня воды в озере // Геоботанические исследования на Байкале. М.: Наука, 1967. - С. 44-301.

61. Галкин В.И. К вопросу о характере оледенения на побережье оз.Байкал // Материалы по геологии мезозойских отложений Восточной Сибири. Труды ВСГИ, вып. 3. Иркутск: Изд-во Восточно-Сибирского Геологического ин-та, 1961.-С. 50-59.

62. Галкин В.И. Динамика развития впадин // Динамика Байкальской впадины. -Новосибирск: Наука, 1975. С. 44-58.

63. Ган-Очир Ж., Комаров Ю.В., Фомин И.Н. Структурный анализ разломов Прихубсугулья в Северной Монголии // Природные условия и ресурсы Прихубсугулья. Вып. 6. - Иркутск: 1978. - С. 9-18.

64. Гаращенко A.B. Флора и растительность Верхнечарской котловины (Северное Забайкалье): Автореф. дисс. . канд. биол. наук. Иркутск, ИГ СО АН СССР, 1987, 16 с.

65. Геокриологические условия Монгольской Народной Республики. Труды совместной Советско-Монгольской научно-исследовательской геологической экспедиции. М.: Наука, 1974. - Т. 10. - 200 с.

66. Геологическое строение Западного и Южного Прикосоголья / Кудрявцева HJL, Зелинский М.С. Улан-Батор, 1948.

67. Геологическое строение территории Восточного Прикосоголья в пределах МНР / Иванов А.Х., Анпилов М.А. Улан-Батор: 1947.

68. Геология и сейсмичность зоны БАМ. Кайнозойские отложения и геоморфология / A.C. Ендрихинский, С.С. Осадчий, Б.П. Агафонов и др. -Новосибирск: Наука, 1983. 170 с.

69. Геолого-геофизические и подводные исследования озера Байкал. М.: Изд-во ИО АН СССР, 1979. - 213 с.

70. Геоморфология Северного Прибайкалья и Станового нагорья / Д.Б. Базаров, И.Н. Резанов, Р.Ц. Будаев и др. М.: Наука, 1981. - 197 с.

71. Гербова В.Г. К стратиграфии четвертичных образований дельты р. Селенги // Труды ГИН АН СССР. 1959. - Вып. 32. - С. 79-97.

72. Гета Р.И., Лексакова В.Д. Некоторые вопросы палеогидрологии оз. Байкал // История озер СССР в позднем кайнозое. Иркутск: Изд-во Лимнологического инта, 1979.-Ч. 2.-С. 55-59.

73. Гидрогеологические условия Верхне-Чарской впадины. Окончательный отчет Кеменской партии по поискам подземных вод для водоснабжения Удоканского ГОКа по работам 1972-74 г.г. / Скляревский Ю.П., Кислицын В.М. и др. Чита, 1974.

74. Гладков A.C., Лунина O.B. Трещины в позднекайнозойских отложениях: новые возможности для структурного анализа // Доклады РАН. 2004. - Т. 398, № 6. - С. 782-785.

75. Гладков A.C., Лунина О.В., Дзюба И.А., Орлова Л.А. Новые данные о возрасте разрывных деформаций в Тункинской рифтовой впадине // Доклады РАН. 2005. - Т. 405, № 2. - С. 1-4.

76. Глобальные изменения климата и природной среды позднего кайнозоя в Сибири / Отв. Ред. А.П. Деревянко. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2008. - 511 с.

77. Глушкова Н.В. Использование многозональных космических снимков при среднемасштабных геологических исследованиях на примере тестовых полигонов Сибири и Монголии: Автореф. дисс. . канд. техн. Наук. Новосибирск, 2006. -24 с.

78. Голдырев Г.С. Осадкообразование и четвертичная история котловины Байкала. Новосибирск: Наука, 1982. -180 с.

79. Голубева Л. В., Равский Э. И. Антропоген Тункинсних впадин // Труды Комиссии по изучению четвертичного периода. Вопросы стратиграфии и палеогеографии четвертичного периода (антропогена). М.: Изд-во АН СССР, 1962. - Вып. XI. - С. 240-259.

80. Горбунов А.П. К изучению повторножильных льдов Монголии // Верхний горизонт толщи мерзлых пород. М.: Наука, 1991. - С. 70-76.

81. Горецкий Г.И. Аллювий великих антропогенных прарек Русской равнины. Прареки Камского бассейна. М.: Наука, 1964. - 415 с.

82. Горецкий Г.И. Аллювиальная летопись Великого Пра-Днепра.- М: Наука, 1970. 492 с.

83. Грачев М.А., Лихошвай Е.В., Воробьева С.С и др. Сигналы палеоклиматов верхнего плейстоцена в осадках озера Байкал // Геология и геофизика. 1997. - Т. 38, № 5. - С. 957-980.

84. Гросвальд М.Г. Последнее оледенение Саяно-Тувинского нагорья: морфология, интенсивность питания, подпрудные озера // Взаимодействие оледенения с атмосферой и океаном. М.: Наука, 1987. - С. 171-186.

85. Гросвальд М.Г. Евразийские гидросфериые катастрофы и оледенение Арктики. М.: Научный мир, 1999. - 117 с.

86. Гуртовая Е.Е., Кривоногов С.К. Онтологическая характеристика континентальных отложений казанцевского горизонта //Микрофитофоссилии и стратиграфия мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск: Наука, 1988. - С. 69-91.

87. Гурулев С.А. О возрасте оледенения в Северном Прибайкалье // Труды ин-та / Восточно-Сибирский Геологический ин-т ВСФ АН СССР. 1959. Вып. 2. С. 175186.

88. Девяткин Е.В., Смелов С.Б. Положение базальтов в разрезе осадочного кайнозоя Монголии // Известия АН СССР, сер. геол. 1979, № 1. - С. 16-29.

89. Де-Геннинг-Михелис Е. В. В северной Монголии (экспедиция на Мунку-Сардык и Косогол в 1897 г.) // Известия Восточно-Сибирского отдела ИРГО. -1898.-Т. 29, вып. 3.

90. Добрецов Н.Л. Пермо-триасовый магматизм и осадконакопление в Евразии как отражение суперплюма // Доклады РАН. 1997. - Т. 354, № 2. - С. 220-223.

91. Домбровская Ж.В., Арагильянц М.М., Волков В.Н. О радиологическом возрасте эпигенетически измененных серицитизированных и алунитизированных пород байкальской серии Западного Прибайкалья // Литология и полезные ископаемые. 1984. - № 3. - С. 69-73.

92. Дорофеюк Н.И., Тарасов П.Е. Растительность и уровни озер севера Монголии за последние 12 500 лет, по данным палинологического и диатомового анализов // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1998. - Т. 6, № 1. - С. 73-87.

93. Дулма А. Материалы к познанию зоопланктона озер Дархатской котловины (Северо-Западная Монголия) // Лимнологические исследования Байкала и некоторых озер Монголии. М.: Наука, 1965. - С. 191-205.

94. Думитрашко H.B. История Байкальской впадины и ее развитие в четвертичном периоде // Материалы по четвертичному периоду СССР. 1952. -Вып. 9.-С. 49-61.

95. Думитрашко Н.В., Мартинсон Г.Г. Результаты изучения спонгиофауны террас Прибайкалья // Известия АН СССР, сер. геол. 1940. - № 5. - С. 114-125.

96. Ендрихинский A.C. Хронология и палеогеографические условия осадконакопления в Байкальской рифтовой зоне в позднем плейстоцене и голоцене // Доклады АН СССР. 1977. - Т. 232, № 5. - С. 1150-1153.

97. Ендрихинский A.C. Высокие педименты Байкальской рифтовой зоны // Геоморфология. 1978. - № 4. - С. 24-32.

98. Ендрихинский A.C. Литогенетические особенности и условия накопления четвертичных отложений на западном участке трассы БАМа (Становое нагорье) // Сейсмотектоника и сейсмичность района строительства БАМа. М.: Наука, 1980. -С. 135-166.

99. Ендрихинский A.C. Развитие речной сети Станового нагорья в позднем кайнозое. Рельеф и четвертичные отложения Станового нагорья. М.: Наука, 1981. с. 135-166.

100. Ендрихинский A.C. Последовательность основных геологических событий на территории южной Сибири в позднем плейстоцене и голоцене // Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 635.

101. Ендрихинский A.C. Особенности стратиграфического расчленения плейстоцена внутриконтинентальных горных областей // Плейстоцен Сибири. Стратиграфические и межрегиональные корреляции. Новосибирск: Наука, 1989. - С. 75-80.

102. Ендрихинский A.C., Кульчицкий A.A. Четвертичные отложения западного участка БАМ // Геологические и сейсмические условия района БАМ. -Новосибирск: Наука, 1978. С. 38-47.

103. Еникеев Ф.И. Обстановка осадконакопления Чарской впадины в позднем плейстоцене, голоцене // Вопросы геологии и металлогении Читинской области. -М.: Изд-во Мингео РСФСР, 1986. С. 37-43.

104. Еникеев Ф.И. Депрессии снеговых границ плейстоценовых оледенений Восточного Забайкалья // Геоморфология. 2006. - № 3. - С. 56-65.

105. Еникеев Ф.И. Поздний кайнозой Северного Забайкалья и палеоклимат юга Восточной Сибири // Геология и геофизика. 2008. - Т. 49, № 8. - С. 794-804.

106. Еникеев Ф.И. Плейстоценовые оледенения Восточного Забайкалья и юго-востока Восточной Сибири // Геоморфология. 2009. - № 2. - С. 33-49.

107. Еникеев Ф.И., Потемкина В.И. Поздний кайнозой Чарской впадины // Актуальные проблемы палинологии на рубеже третьего тысячелетия. М.: ИГиРГИ, 1999.-С. 105-112.

108. Ермолов В.В. Генетически однородные поверхности в геоморфологическом картировании. Новосибирск: Наука, 1964. - 42 с.

109. Ершов Э.Д. Влагоперенос и криогенные текстуры в дисперсных породах. М.: Изд-воМГУ, 1979.-213 с.

110. Ершов Э.Д. Криолитогенез. М.: Недра, 1982. - 211 с.

111. Ершов Э.Д. Общая геокриология. М.: Недра, 1990. - 550 с.

112. Ершов Э.Д., Данилов И.Д., Чеверев В.Г. Петрография мерзлых пород. М.: Изд-воМГУ, 1987.-311с.

113. Заклинская Е.Д. 1950. Некоторые данные по плиоценовой флоре Баргузинской долины // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. № 15. - С. 87-92.

114. Замараев С.М. Гравитационный тектогенез в осадочной толще впадины озера Байкал // Круговорот вещества и энергии в озерных водоемах. Новосибирск: Наука, 1975.-С. 418-423.

115. Замараев С.М., Мазукабзов А.М. Роль промежуточных ступеней в структуре Байкальской рифтовой зоны // Динамика земной коры Восточной Сибири. -Новосибирск: Наука, 1978. С. 94-98.

116. Замараев С.М., Самсонов B.B. Геологическое строение и нефтегазоносность Селингинской депрессии // Геология и нефтегазоносность Восточной Сибири. -М.: Гостоптехиздат, 1959. С. 435-475.

117. Замараев С.М., Васильев Е.П., Мазукабзов A.M. и др. Соотношение древней и кайнозойской структур в Байкальской рифтовой зоне. Новосибирск: Наука, 1979.- 124 с.

118. Заморуев В.В. Некоторые вопросы палеогляциологии Забайкалья в эпоху позднечетвертичного оледенения // Известия АН СССР, сер. географ. 1967а. - № 6. - С. 76-82.

119. Заморуев В.В. Четвертичное оледенение Южного Прибайкалья и Забайкалья: Автореф. дисс. канд. геогр. наук. Л.: ЛГУ, 19676. - 16 с.

120. Зеленский Е.Е. Кайнозойские отложения нижнего течения р. Муя // Вопросы геологии Бурятии. Труды отделения Геологии БФ СО АН СССР, вып. 3 (11). -Улан-Удэ: Бурятское книжное изд-во, 1971. С. 53-60.

121. Золотарев А.Г. Рельеф и новейшая структура Байкало-Патомского нагорья. -Новосибирск: Наука, 1974. -118 с.

122. Золотарев А. Г., Кулаков В. С. История развития рельефа Прихубсугулья // Природные условия и ресурсы Присубсугулья в МНР, вып. 4. М.: Недра, 1976. -С. 66-87.

123. Золотарев А.Г., Кулаков B.C., Хилько С.Д. Прихубсугульское нагорье // Геоморфология Монгольской Народной Республики. Труды совместной Советско-Монгольской научно-исследовательской экспедиции, вып. 28. М.: Наука, 1982а.-С. 109-122.

124. Золотарев А.Г., Мангазеев Б. Я., Демин А. А. Главные геоморфологические уровни Прихубсугулья // Позднекайнозойская история озер в СССР. -Новосибирск: Наука, 19826. С.80-88.

125. Золотарев А.Г., Хилько С.Д., Кулаков B.C. Новейшая тектоника // Атлас озера Хубсугул (МНР). М.: ГУГК, 1989. - С. 96-97.

126. Зольников И.Д. Стратотипы четвертичных отложений Яломано-Катунекой зоны Горного Алтая // Геология и геофизика 2008. - Т. 49, № 9. - С. 906-918.

127. Зольников И.Д., Мистрюков А.А. Четвертичные отложения и рельеф долин Чуй и Катуни. Новосибирск: Параллель, 2008. - 182 с.

128. Зоненшайн Л.П., Гольмшток А.Я., Хатчинсон Д.Р. Структура байкальского рифта // Геотектоника. 1992. - № 5. - С. 63-77.

129. Зоненшайн Л.П., Казьмин В.Г., Кузьмин М.И. Новые данные по истории Байкала: результаты наблюдений с подводных обитаемых аппаратов // Геотектоника. 1995. - № 3. - С. 46-58.

130. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. Книга 1. М.: Недра, 1990. - 328 с.

131. Зорин Ю.А. Новейшая структура и изостазия Байкальской рифтовой зоны и сопредельной территории. М.: Наука, 1971. - 168 с.

132. Зорин Ю.А., Корделл Л. Растяжение земной коры в Байкальской рифтовой зоне по гравиметрическим данным // Физика Земли. 1991. - № 5. - С. 3-11.

133. Зорин Ю.А., Турутанов Е.Х., Арвисбаатар Н. Строение кайнозойских впадин Прихубсугулья по гравиметрическим данным // Геология и геофизика. — 1989. № 10.-С. 130-136.

134. Зубарев А.П. История лесной растительности среднегорного Хамар-Дабана в голоцене // Палеоботанические исследования в лесах Северной Азии. -Новосибирск: Наука, 1981. С. 30-44.

135. Иваненко В.В., Карпенко М.И., Яшина Р.М и др. Новые данные о калий-аргоновом возрасте базальтов западного борта Хубсугульского рифта (МНР) // Доклады АН СССР. 1989. - Т. 309, № 4. - С. 915-930.

136. Иванов А.Д. Эоловые пески Западного Забайкалья и Прибайкалья. Улан-Удэ: Бурятское книжное изд-во, 1966. - 232 с.

137. Иванов А.Х. Восточное Прикосоголье // Монгольская Народная Республика. Географическое и геологическое описание. Труды Монгольской комиссии АН СССР, вып. 3. - М.: Изд-во АН СССР, 1953. - 266 с.

138. Ивановский JI.H. Проблема древнего оледенения и селеопасность на южном побережье Байкала // Позднекайнозойская история озер СССР. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 38-42.

139. Ивановский Л.Н. Значение селей в формировании отложений плейстоцена южного побережья Байкала // География и природные ресурсы. 1985. - № 3. - С. 35-42.

140. Ивановский Л.Н. Основные вопросы древнего оледенения Прибайкалья // География и природные ресурсы. 1993.- № 3. - С. 148-156.

141. Ивановский Л.Н. Псевдоледниковые формы рельефа в долине реки Выдриной (Южное Прибайкалье)/ // География и природные ресурсы. 2006. - № 4. - С. 161167.

142. Иметхенов А.Б. Поздний кайнозой юго-восточного побережья оз. Байкал. Автореф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. Иркутск, 1982. - 18 с.

143. Иметхенов А.Б. Позднекайнозойские отложения побережья озера Байкал. -Новосибирск: Наука, 1987. -150 с.

144. Иметхенов А.Б. Памятники природы Бурятии. Улан-Удэ: Бурятское книжное изд-во, 1990. - 160 с.

145. История Ладожского, Онежского, Псковско-Чудского озер, Байкала и Ханки. -Л.: Наука, 1990.-280 с.

146. История озер позднего мезозоя и кайнозоя.- Л.: Наука, 1988. 291 с.

147. Калмыков Н.П. Фауна млекопитающих местонахождения Северобайкальск // Вопросы геологии и палеогеографии Сибири и Дальнего Востока. Иркутск: Изд-во Иркутского ун-та, 1985.-С. 152-157.

148. Карабанов Е.Б., Кузьмин М.И., Вильяме Д.Ф. и др. Глобальные похолодания Центральной Азии в позднем кайнозое согласно осадочной записи из озера Байкал // Доклады РАН. 2000. - Т. 370, № 1. - С. 61-66.

149. Кизевальтер Д.С., Раскатов Г.И., Рыжова A.A. Геоморфология и четвертичная геология. (Геоморфология и генетические типы отложений). М.: Недра, 1981. -215 с.

150. Кинг Л. Морфология Земли: изучение и синтез сведений о рельефе Земли. -М.: Прогресс, 1967. 554 с.

151. Кинд H.B. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М.: Наука, 1974. - 240 с.

152. Климин М.А., Орлова JI.A., Базарова В.Б. Искажения радиоуглеродных датировок в торфяных отложениях: одна из причин // Изучение глобальных изменений на Дальнем Востоке. Владивосток: Дальнаука, 2007. - С. 46-50.

153. Книжников Ю.Ф., Зинчук H.H., Харьковец Е.Г. Анаглифическая презентация новое средство обучения стереоскопическим наблюдениям и измерениям аэрокосмических снимков // Известия вузов. Геодезия и аэрофотосъемка. 2005. -№ 5. - С. 82-96.

154. Книжников Ю.Ф., Кравцова В.И., Тутубалина О.В. Аэрокосмические методы географических исследований. М.: Изд Центр «Академия», 2004. - 333 с.

155. Кожов М.М. Очерки по байкаловедению. Иркутск: Восточно-Сибирское книжное изд-во, 1972. - 185 с.

156. Книжников Ю.Ф., Кравцова В.И., Балдина Е.А. и др. Цифровая стереоскопическая модель местности: экспериментальные исследования. М.: Научный мир, 2004. - 243 с.

157. Коллектив исполнителей проекта Байкал-Бурение. Результаты бурения первой скважины на озере Байкал в районе Бугульдейской перемычки // Геология и геофизика. 1995. 36, № 2. - С. 3-32.

158. Коллектив исполнителей проекта Байкал-Бурение. Позднекайнозойская палеоклиматическая запись в осадках озера Байкал (по результатам исследования 600-метрового керна глубокого бурения) // Геология и геофизика. 2000. - Т. 41, № 1.-С. 3-32.

159. Коллектив участников проекта "Байкал-Бурение". Непрерывная запись климатических изменений в отложениях озера Байкал за последние 5 миллионов лет// Геология и геофизика. 1998. - Т. 39, № 22. - С.139-156.

160. Кольцова В.Г., Старикова Э.В., Жидовленко В.А. Развитие растительности и возраст торфяника в долине р. Давшее (Баргузинский заповедник) // Бюлл. комиссии по изучению четвертичного периода. 1979, № 49. - С. 121-124.

161. Кононов Е.Е. Высокие террасы оз. Байкал // Геология и геофизика.- 1993. Т. 34,№ 10.-С. 201-209.

162. Кононов Е.Е., Мац В.Д. История формирования стока вод Байкала // Известия вузов, Сер. Геология и разведка. 1986. - № 6. - С. 91-98.

163. Кордэ Н.В. Биостратиграфия отложений озера Котокель // Мезозойские и кайнозойские озера Сибири. М.: Наука, 1968. - С. 150-170.

164. Корейша М.М. Оледенение Верхояно-Колымской области. М.: Наука, 1991. -144 с.

165. Корнутова Е.И., Хотина Е.Б., Заморуев В.В. Геоморфологическое строение Забайкалья // Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1968. - С. 178-187.

166. Костюкевич В.В., Днепровская O.A., Иванов И.Е. Радиоуглеродные даты лаборатории Ин-та мерзлотоведения СО АН СССР // Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода. 1985. № 54. - С. 149-152.

167. Кравцова В.И. Космические методы картографирования. М.: Изд-во МГУ, 1995.- 168 с.

168. Кривоногов С.К. Природный памятник Пески // Удокан. Подготовка территории к освоению. Чита: ЧИПР, 1992. - С. 197-210.

169. Кривоногов С.К. Генезис рельефа Тункинской впадины // Тезисы докладов геоморфологического семинара «Генезис рельефа» 26-30 сентября 1995 г. -Иркутск, 1995. С. 87-89.

170. Кривоногов С.К. Пневые горизонты в позднеплейстоценовых отложениях Сибири // Новости палеонтологии и стратиграфии. 2001. - № 4. - С. 143-152.

171. Кривоногов С.К. Изменения уровня озер Хубсугул и Байкал за последний ледниково-межледниковый цикл // Тезисы докладов XXVIII пленума Геоморфологической комиссии 20-24 сентября 2004. Новосибирск, 2004. С. 147150.

172. Кривоногов С.К., Безрукова Е.В. К истории осадконакопления, развития растительности и климата Верхнечарской котловины в конце позднего плейстоцена и голоцена // Геология и геофизика. 1993. - Т. 34, № 10-11. - С. 226237.

173. Кривоногов С.К., Шейнкман B.C. Позднеплейстоценовый ледниковый максимум в горах Сибири // Тезисы докладов V Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. Москва, 2007. С. 201-204.

174. Кригер Н.И. О происхождении лесса // Современный и четвертичный континентальный литогенез. М.: Наука, 1966. С. 105-120.

175. Кропоткин П.А. Поездка в Окинский караул // Записки Сибирского отделения РГО. 1867. - Книга 9/10. - С. 1-95.

176. Кропоткин П.А. Общий очерк орографии Восточной Сибири // Записки Сибирского отделения РГО по общей географии. 1875. - Книга 5. - С. 1-93.

177. Крылов C.B., Мандельбаум М.М., Мишенькин Б.П. Недра Байкала (по сейсмическим данным). Новосибирск: Наука, 1981. - 105 с.

178. Кузнецов Г.А., Кулаков B.C., Сульдин В.А., Бессолицын А.Е., Дамдинжав В., Золотько JI.A. .Плотников Н.К. Структура впадины озера Хубсугул И Природные условия и ресурсы Прихубсугулья. Иркутск-Улан-Батор: 1973. - С.19-33.

179. Кузьмин М.И., Карабанов Е.В., Прокопенко A.A. и др. Глубоководное бурение на Байкале основные результаты // Геология и геофизика. - 2001. - Т. 42, № 1-2. - С. 8-34.

180. Кулагина Н.В. Палиностратиграфия четвертичных отложений Северного Прибайкалья: Автореф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. Иркутск, 1995. - 21 с.

181. Кулагина Н.В. Трофимов А.Г. Голоцен долины реки Верхняя Ангара (Северное Прибайкалье). // Известия Академии наук, Сер. геол.- 1992. № 12. - С. 156-160.

182. Кулаков B.C. Древнее и современное оледенения Северной Монголии (Прихубсугулье) // Труды Советско-Монгольской комплексной Хубсугульской экспедиции / Природные условия и ресурсы Прихубсугулья. Иркутск: 1981. - С. 10-19.

183. Кулаков B.C., Белова В.А. Четвертичная палеогеография бассейна озера Хубсугул // История озер и внутренних морей аридной зоны. JL: Ленинградское книжное изд-во, 1975. - С. 108-114.

184. Кулаков B.C., Белова В.А. Минералогический состав и возраст под- и межбазальтовых отложений на побережье озера Хубсугул // Природные условия иресурсы некоторых районов Монгольской Народной Республики. Улан-Батор: 1980.-С. 15-18.

185. Кульчицкий A.A. Отложения и палеонтология эпохи максимального оледенения Предбайкальской впадины // Геология и геофизика. 1973. - № 9. - С. 60-65.

186. Кульчицкий A.A. Плейстоценовые оледенения Северо-Западного Прибайкалья в зоне Байкало-Амурской магистрали // Геология и геофизика. -1985.-№2.-С. 3-10.

187. Кульчицкий A.A. Возраст рельефа морен плейстоценового оледенения гор северо-западного Прибайкалья // Время и возраст рельефа: Тезисы докладов Иркутского геоморфологического семинара сентября 1991. Иркутск, 1991. - С. 146-1474.

188. Кульчицкий A.A. Верхнечетвертичная тектоника Муйско-Куандинского грабена Байкальской рифтовой зоны // Тезисы докладов Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. 14-18 ноября 1994. Москва, 1994.-С. 137.

189. Кульчицкий A.A., Орлова JI.A. Абсолютный возраст пневого горизонта террасовидной поверхности Муйской долины: Тезисы докладов Иркутского геоморфологического семинара Время и возраст рельефа сентября, 1991. Иркутск, 1991.-С. 142-144.

190. Кульчицкий A.A., Попова С.М. Позднекаргинское потепление в Западном Прибайкалье (геохронология и палинология степановского аллювия) // Доклады РАН. 1999. - Т. 364, №3. - С. 356-359.

191. Кульчицкий A.A., Свинин В.В., Фирсов Л.В. Первые радиоуглеродные даты на Северном Байкале // Известия Восточно-Сибирского отделения ГО СССР. -1976.-Т. 69.-С. 219-220.

192. Кульчицкий A.A., Сковитина Т.М., Уфимцев Г.Ф. Плотинные озера в днищах рифтов Восточной Сибири: свидетельства из прошлого и вероятность в будущем // География и природные ресурсы. 1997. - № 21. - С. 61-65.

193. Кульчицкий A.A., Кривоногов С.К., Мишарина В.А., Черняева Г.П. Опорный разрез верхнекайнозойских отложений Северного Байкала // Геология и геофизика. 1993а. - № 2. - С. 3-11.

194. Кульчицкий A.A., Кулагина Н.В., Трофимов А.Г., Черняева Г.П. Янчуйская свита верхнего плейстоцена Северного Прибайкалья // Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири: Тезисы докладов Иркутск. 1993в. - С. 61-62.

195. Кульчицкий A.A., Фирсов Л.В., Панычев В.А., Орлова Л.А. Результаты определения абсолютного возраста (по С14) голоценовых отложений высокой поймы р. Муи // Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири. -Новосибирск: Наука, 1982. С. 165-166.

196. Кульчицкий A.A., Кривоногов С.К., Филева Т.С и др. Позднемоценовые угленосные отложения северо-западного побережья Байкала // Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири: Тезисы докладов Иркутск. - 19936. -С. 155-156.

197. Кульчицкий A.A., Свинин В.В., Адаменко P.C. и др. К палеогеографии Байкала по археологическим материалам из Большой Лударской пещеры // Известия Восточно-Сибирского отдела ГО СССР. 1971. - Т. 68. - С. 189-196.

198. Лаврушин Ю.А. Аллювий равнинных рек субарктического пояса и перигляциальных областей материковых оледенений // Труды ГИН АН СССР. -Вып. 258. М.: Изд-во АН СССР, 1963. - 261 с.

199. Лаврушин Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. М.: Наука, 1976. - 183 с.

200. Ладохин Н.П. О древнем оледенении Баргузинского хребта // Материалы по изучению производительных сил Бурят-Монгольской АССР. Вып. 1. Улан-Удэ: Бурят-Монгольское книжное изд-во, 1954. - С. 147-162.

201. Ладохин Н.П. Современные тектонические движения в заливе Провал и методика их изучения // Известия АН СССР, сер. геогр. 1960. - № 1/2. - С. 59-66.

202. Лазуков Г.И. Плейстоцен территории СССР: Учеб. пособие. М.: Высшая школа, 1989.-319 с.

203. Ламакин В.В. Прошлое рельефообразование в Тункинском Прибайкалье // Землеведение. 1935. - Т. 37, № 1. - С. 13-27.

204. Ламакин В. В. Об открытии третичных отложений в Баргузинской долине // Бюлл. МОИП. 1952а. - Т. 27, № 2. - С. 65-08.

205. Ламакин В.В. Ушканьи острова и проблема происхождения Байкала. М.: Географгиз, 19526.- 199 с.

206. Ламакин В.В. Обручевский сброс в Байкальской впадине // Вопросы геологии Азии. Том 2. М.: Изд-во АН СССР, 1955.- С. 448-478.

207. Ламакин В.В. О стратиграфическом расчленении четвертичной системы в береговой полосе Байкала // Труды ГИН АН СССР. 1959. вып. 32. - С. 45-78.

208. Ламакин В.В. Ледниковые отложения в береговой полосе Байкала // Краевые формы рельефа материкового оледенения / Труды Комиссии по изучения четвертичного периода. 1963. вып. 21. С. 126-147.

209. Ламакин В.В. Неотектоника Байкальской впадины. -М.: Наука, 1968. 247 с.

210. Леви К.Г, Мац В.Д., Куснер Ю.С и др. Постгляциальная тектоника в Байкальском рифте // Российский журнал наук о Земле, 1998. Т. 1, №21.-С. 6188.

211. Левина Т.П., Орлова Л.А. Климатические ритмы голоцена юга Западной Сибири // Геология и геофизика. 1993. - Т. 34, № 3. - С. 38-55.

212. Лимнология и палеолимнология Монголии / Д.В. Севастьянов, В.Ф. Шувалов, И.Ю. Неуструева СПб.: Наука, 1994. - 304 с.

213. Логачев H.A. Кайнозойский вулканизм Тункинской впадины // Материалы по изучению производительных сил Бурят-Монгольской АССР. Вып. 1. Улан-Удэ: Бурят-Монгольское книжное изд-во, 1954. - С. 139-145.

214. Логачев H.A. К геологии базальтов юго-западного Прибайкалья. Мат-лы по изуч. производительных сил Бурят-Монгольской АССР. Вып. 2. Улан-Удэ: Бурят-Монгольское книжное изд-во, 1956. - Улан-Удэ. - С. 111-130.

215. Логачев H.A. Кайнозойские континентальные отложения впадин байкальского типа // Известия АН СССР, сер. геол. 1958а. - № 4. - С. 18-20.

216. Логачев H.A. О происхождении четвертичных песков Прибайкалья // Известия СО АН СССР. Геология и геофизика. 19586. - Вып. 1. - С. 84-95.

217. Логачев H.A. 1968. Осадочные и вулканогенные формации Байкальской рифтовой зоны // Байкальский рифт. М.: Наука, 1968. - С. 72-101.

218. Логачев H.A. Саяно-Байкальское Становое нагорье // Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. М.: Наука, 1974. - С. 16-162.

219. Логачев H.A. История и геодинамика Байкальского рифта // Геология и геофизика. 2003. - Т. 376, № 4. - С. 510-513.

220. Логачев H.A., Галкин В.И., Голдырев Г.С. Впадины Байкальской системы // Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. М.: Наука, 1974. - С. 21-55.

221. Логачев H.A., Ломоносова Т.К., Климанова В.М. Кайнозойские отложения Иркутского амфитеатра. М.: Наука, 1964. - 195 с.

222. Лопатин Д.В. Основные черты рельефа Чарской впадины // Вопросы геологии Прибайкалья и Забайкалья. / Забайкальский отдел географического об-ва СССР, геологическая секция им. Обручева. Чита: 1966. - С. 154-156.

223. Лопатин Д.В. Типы рельефа Чарской впадины // Региональная геоморфология Сибири и Дальнего Востока. Л.: Наука, 1969. - С. 65-92.

224. Лопатин Д.В. Геоморфология восточной части Байкальской рифтовой зоны. -Новосибирск: Наука, 1972. 116 с.

225. Лунгерсгаузен Г.Ф: Основные этапы развития рельефа Витимо-Патомского нагорья // Известия Забайкальского отдела ВГО. 1965. - Т. 1, Вып. 3. - С. 45-50.

226. Лунгерсгаузен Г.Ф., Музис А.И. Этапы развития Кодаро-Удоканской горной страны // Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и дальнего Востока. Новосибирск: Наука, 1968. - С. 170—177.

227. Лунина О.В., Гладков A.C., Неведрова H.H. Рифтовые впадины Прибайкалья: тектоническое строение и история развития. Новосибирск: ГЕО, 2009 .-316 с.

228. Лунина О.В., Гладков A.C., Шерман С.И. Вариации полей напряжений Тункинского рифта (Юго-западное Прибайкалье) // Геотектоника. 2007. - № 3. -С. 69-96.

229. Лут Б.Ф. Геоморфология дна Байкала // Геоморфология дна Байкала и его берегов. М.: Наука, 1964. - С. 5-123.

230. Лут Б.Ф. Геоморфология Прибайкалья и впадины оз. Байкал. Новосибирск: Наука, 1978.-214 с.

231. Львов А., Кропачев Г. Краткий отчет о результатах исследования "Аршана", произведенного по поручению Восточно-Сибирского отдела Географического

232. Общества и Общества врачей // Известия Восточно-Сибирского отдела ИРГО. -1909.-т. XL.-С. 41-77.

233. Мазилов В.Н., Кашик С.А., Уфимцев Г.С. Геоморфология и осадочное наполнение впадин-сателлитов Байкальской котловины. Геоморфологический риск // Иркутский геоморфологический семинар: Тезисы докладов Иркутск, 19936. С. 126-127.

234. Мазилов В.Н., Кашик С.А., Мишарина В.А., Филева Т.С. Вещественный состав и условия образования четвертичных отложений Котокельской котловины // Геология и геофизика. 1993а. - Т. 34, № 5. - С. 68-76.

235. Мангазеев В.Я., Рогозин A.A., Якимов A.A. Морфометрия впадины оз. Хубсугул // Природные условия и ресурсы Прихубсугулья в МНР. М.: Недра, 1976.-С. 87-90.

236. Маринов H.A. Древнее оледенение Монголии // Известия АН СССР, сер. геогр. 1954. - № 6. - С. 28-40.

237. Маринов H.A. Впадина оз. Хубсугул (Косогол) в Северной Монголии // Материалы Комиссии по изучению подземных вод Сибири и Дальнего Востока, вып. III. СО АН СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1967. - С. 186-196.

238. Марков К.К., Величко A.A., Лазуков Г.И., Николаев В.А. Плейстоцен. М.: Высшая школа, 1968. - 304 с.

239. Мартинсон Г.Г. Третичная фауна моллюсков восточного Прибайкалья // Труды Байкальской лимнологической станции. М.-Л., Изд-во АН СССР, 1951. -Вып. 13. С. 5-92.

240. Мац В.Д. Новая неолитовая стоянка на Северном Байкале // Геологические и гидрологические исследования озер Средней Сибири: (Оперативные информационные материалы). Лиственничное на Байкале: Лимнологический инт, 1973. - С. 45-50.

241. Мац В.Д. Байкальские террасы низкого комплекса // Природа Байкала. Л.: ВГО, 1974.-С. 31-56.

242. Мац В.Д. Кайнозой Байкальской впадины: Автореф. дисс . д-ра геол.-мин. наук. Иркутск, 1987. - 42 с.

243. Мац В.Д. Кайнозойские отложения Байкальской впадины // Палеолимнологические реконструкции. Байкальская рифтовая зона. Новосибирск: Наука, 1989. С. 7-19.

244. Мац В.Д. Происхождение и развитие Байкальской впадины // История Ладожского, Онежского, Псковско-Чудского озер, Байкала и Ханки. Д.: Наука, 1990.-С. 167-191.

245. Мац В.Д., Белова В.А. Новые данные о стратиграфии кайнозойских отложений Северного Байкала // Геологические и гидрогеологические исследования озер Средней Сибири. Иркутск: Изд. лимнологического ин-та, 1973.-С. 26-31.

246. Мац В.Д., Покатилов А.Г. Стратиграфия четвертичных отложений в береговой полосе озера Байкал // Известия АН СССР, сер. геол. 1976. - № 3. - С. 133-139.

247. Мац В.Д., Корнутова Е.И., Покатилов А.Г. и др. К стратиграфии четвертичных отложений Северного Байкала // Динамика Байкальской впадины. -Новосибирск: Наука, 1975. С. 258-273.

248. Мац В.Д., Плешанов С.Л., Покатилов А.Г. и др. Байкальский рифт. Иркутск: Люберцы, 1985. - 233 с. - Деп. в ВИНИТИ, № 7547-В.

249. Мац В.Д, Покатилов А.Г., Попова С.М. и др. Плиоцен и плейстоцен Среднего Байкала. Новосибирск: Наука, 1982. - 192 с.

250. Мац В.Д., Уфимцев Г.Ф., Мандельбаум М.М. и др. Кайнозой Байкальской рифтовой впадины: Строение и геологическая история. Новосибирск: Изд-во «Гео», 2001. - 252 с.

251. Методическое руководство по изучению и геологической съемке четвертичных отложений. Л.: Недра, 1987. - 308 с.

252. Миланкович М. Математическая климатология и астрономическая теория колебаний климата. М.: ГОНТИ, 1939. - 207 с.

253. Миронюк Е.П., Любимов Б. К., Магнушевский О. Л. Геология западной части Алданского щита. М.: Наука, 1971. - 238 с.

254. Музис А.И. К вопросу о стратиграфии кайнозойских отложений Северного Забайкалья // Четвертичный период Сибири. М.: Наука, 1966. - С. 145—154.

255. Музис А.И. 1968. Среднечетвертичный озерный водоем Чарской впадины (Олекмо-Витимская горная страна) // Мезозойские и кайнозойские озера Сибири. М.: "Наука", 1968. - С. 125-138.

256. Музис А.И. Эоплейстоценовые (доледниковые) образования Кодаро-Удоканского района // Проблемы изучения четвертичного периода. М.: Наука, 1972.-С. 47-53.

257. Мурзаева В. Э., Маринов Н. А., Сырнев И. П. Палеогеография четвертичного периода Монголии // Известия ВГО. 1971. - Т. 103, вып. 5. - С. 403-410.

258. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья / Логачев H.A., Антощенко-Оленев И.В., Базаров Д.Б. и др. М.: Наука, 1974. - 359 с.

259. Намолова М.М. К проблеме генезиса и возраста илистых толщ малых впадин Станового нагорья // Вопросы геологии и палеогеографии Сибири и Дальнего Востока. Иркутск: ИГУ, 1985. С. 190-117.

260. Новоселова М.Р. Строение земной коры северо-восточной части Байкальской рифтовой зоны по геофизическим данным: Автореф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. Иркутск, 1972. - 23 с.

261. Обручев В.А. Геология Сибири. Т. 3: Мезозой и кайнозой. - М.: Изд-во АН СССР, 1938.-С. 782-1354.

262. Обручев C.B. Восточная часть Саяно-Тувинского нагорья в четвертичное время // Известия ВГО. 1953. - Т. 85, вып. 5. - С. 533-547.

263. Олюнин В.Н. Неотектоника и оледенение Восточного Саяна. М.: Наука, 1965.- 127 с.

264. Орлов А.П. О землетрясениях вообще и о землетрясениях Южной Сибири и Туркестанской области в особенности. Казань: Лито- и типография К.А. Тилли, 1872. - 78 с.

265. Орлова Л.А., Панычев В.А. Погребенные почвы и проблема надежности датирования их по радиоуглероду // Проблемы стратиграфии и палеогеографии плейстоцена Сибири. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 28-36.

266. Осадочные бассейны: методика изучения, строение и эволюция // Труды ГИН РАН. Вып.543 / Под ред. Ю.Г. Леонова, Ю.А. Воложа. М.: Научный мир, 2004. -526 с.

267. Осадчий С.С. К проблеме соотношения плювиальных и ледниковых эпох на территории Забайкальского севера // Позднекайнозойская история озер в СССР. -Новосибирск: Наука, 1982. С. 61-71.

268. Осипов Э.Ю. Реконструкция оледенения последнего ледникового максимума плейстоцена на северо-западе Баргузинского хребта (Северное Прибайкалье): Автореф. дисс. . канд. геогр. наук. Иркутск, 2003. - 26 с.

269. Осипов Э.Ю., Грачев М.А., Мац В.Д. и др. Реконструкция горных ледников последнего плейстоценового оледенения в северо-западной части Баргузинского хребта (Северное Прибайкалье) // Геология и геофизика, 2003, Т. 44, № 7. С. 652-663.

270. Основы геокриологии, Ч.З, Региональная и историческая геокриология мира / Ершов Э.Д., Кондратьева К.А., Горбунов А.П. и др. М.: Изд-во МГУ, 1998, - 576 с.

271. Отчет Грамначинской партии за 1983-88 г.г. по теме: Стратиграфия и история развития растительности севера Читинской области в позднем кайнозое / Еникеев Ф.И., Потемкина В.И. и др. Чита, 1988.

272. Отчет о гидрогеологической съемке масштаба 1:200000, проведенной Долинной партией на площади, прилегающей к полосе БАМ в 1975-79 г.г. / Еникеев Ф.И., Дудецкая Т.И. и др. Чита, 1980.

273. Очерки по глубинному строению Байкальского рифта / Под. ред. H.A. Флоренсова. Новосибирск: Наука, 1977. - 153 с.

274. Павлов С.Ф., Кашик A.C., Ломоносова Т.К. и др. Кайнозойские коры выветривания и осадочные формации Западного Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1976.- 160 с.

275. Павловский Е.В. О четвертичном оледенении Прибайкалья // Известия АН СССР, сер. геол. 1948. -№ 5. - С. 156-160.

276. Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет: Атлас-монография. М.: Наука, 1982. - 156 с.

277. Палеогеография Прибайкалья в позднеледниковье и голоцене. Новосибирск: Наука, 1999. - 128 с.

278. Палеолимнологические реконструкции (Байкальская рифтовая зона) / Попова С.М., Мац В.Д., Черняева Г.П. и др. Новосибирск: Наука, 1989. - 111 с.

279. Палыпин Г.Б. Кайнозойские отложения и оползни юго-восточного побережья Байкала. М.: Изд-во АН СССР, 1955. - 203 с.

280. Палыпин Г.Б. Инженерная геология Прибайкалья. М.: Наука, 1968; - 192 с.

281. Перетолчин С.П. Физико-географический очерк озера Косогол // Труды общества естествоиспытателей при Императорском Казанском ун-те, 1903. Т. 38. Вып. 1.

282. Перетолчин С.П. Ледники хребта Мунку-Сардык // Известия Томского технологического ин-та. 1908. - Т. 9, № 1.

283. Пиннекер Е.В., Шабынин Л.Л., Ясько В.Г. Геология и сейсмичность зоны БАМ. Гидрогеология. Новосибирск: Наука, 1983. - 170 с.

284. Плиоцен и плейстоцен Среднего Байкала / Мац В.Д., Покатилов А.Г., Попова С.М. и др. Новосибирск: Наука, 1982. - 192 с.

285. Плоскогорья и низменности Восточной Сибири // История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока / Под ред. О.М. Адаменко. М.: Наука, 1971.- 320 с.

286. Попов А.И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология). М.: Изд-во МГУ, 1967.- 189 с.

287. Попов А.И. Альбом криогенных образований в земной коре и рельефе. М.: Изд-во МГУ, 1973.- 55 с.

288. Попов А.И., Кузнецова Т.П., Розенбаум Г.Э. Криогенные формы рельефа. -М.: Изд-во МГУ, 1983. 40 с.

289. Попов А.И., Розенбаум Г.Э., Тумель Н.В. Криолитология. М.: Изд-во МГУ, 1985.-239с.

290. Поспелова Г.А. О геомагнитных экскурсах // Физика Земли. 2002. - Т. 5. - С. 30-41.

291. Путеводитель экскурсий А-13, С-В (Прибайкалье): материалы XI конгресса ИНКВА.-М., 1981.-42 с.

292. Равский Э.И. Осадконакопление и климаты внутренней Азии в антропогене. -М.: Наука, 1972. 335 с.

293. Равский Э.И., Александрова Л.И., Вангенгейм Э.И. и др. Антопогеновые отложения юга Восточной Сибири. М.: Наука, 1964. - 280 с.

294. Развитие ландшафтов и климата Северной Евразии: поздний плейстоцен-голоцен; элементы прогноза / Спасская И.И., Астахов В.И., Глушкова О.Ю. и др. -М.: Наука, 1993. 102 с.

295. Рассказов C.B. Магматизм Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск: Наука, 1993. - 287 с.

296. Рассказов C.B., Логачев H.A., Брандт И.С. и др. Геохронология и геодинамика позднего кайнозоя (Южная Сибирь и Восточная Азия). Новосибирск: Наука, 2000. - 288 с.

297. Рассказов C.B., Лямина H.A., Черняева Г.П. и др. Стратиграфия кайнозоя Витимского плоскогорья: Феномен длительного рифтогенеза на юге Восточной Сибири. Новосибирск: ГЕО, 2007. - 193 с.

298. Резанов И.Н. Кайнозойские отложения и морфоструктура Восточного Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1988. - 126 с.

299. Рогозин A.A. Береговая зона Байкала и Хубсугула: морфология, динамика и история развития. Новосибирск: Наука, 1993. - 168 с.

300. Рогозин A.A., Якимов A.A. Активизация размыва берегов на озере Хубсугул // Природные условия и ресурсы некоторых районов МНР. Иркутск: 1977. - С. 911.

301. Романовский H.H. Формирование полигонально-жильных структур. -Новосибирск: Наука, 1977. 216 с.

302. Романовский H.H. Основы криогенеза литосферы. М.: Изд-во МГУ, 1993. -336 с.

303. Ружич В.В., Шерман С.И., Тарасевич С.И. Новые данные о надвигах в юго-западной части Байкальской рифтовой зоны // Доклады АН СССР. 1972. - Т. 205, №4.-С. 920-923.

304. Руководство по изучению новейших отложений / Под ред. П.А. Каплина. 2-е изд. М.: Изд-во МГУ, 1987. - 310 с.

305. Савина J1.H. Тенденции развития прибрежных ландшафтов оз. Байкал // Позднекайнозойская история озер в СССР. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 4252.

306. Савиных В.П., Цветков В.Я. Геоинформационный анализ данных дистанционного зондирования. М.: Картгеоцентр-Геодезиздат, 2001. - 228 с.

307. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. Т. 1. М.: Недра, 1964. -515 с.

308. Саркисян С Г. Мезозойские и третичные отложения Прибайкалья, Забайкалья и Дальнего Востока. М.: Изд-во АН СССР, 1958. - 337 с.

309. Саркисян С.Г. Соколова Л.Г., Климова Л.Г., Тумарев К.К. Третичные отложения Прибайкалья и условия их образования // Тр ин-та нефти АН СССР. -1955. Вып. 5. - С. 22-48.

310. Сейсмогеология и детальное сейсмиреское районирование Прибайкалья / Под ред. В.П. Солоненко. Новосибирск: Наука, 1981. 168 с.

311. Сейсмотектоника и сейсмичность рифтовой системы Прибайкалья / Под ред. В.П. Солоненко. М.: Наука, 1968. - 220 с.

312. Селиванов Е.И. Неоген-четвертичные озера-гиганты в Забайкалье и Северной Монголии // Доклады АН СССР. 1967. - № 177. - С. 175-178.

313. Селиванов Е.И. Спущенные озера // Природа. 1968. - № 3. - С. 81-82.

314. Семинский К.Ж., Гладков A.C., Лунина О.В., Тугарина М.А. Внутренняя структура континентальных разломных зон. Прикладной аспект. Новосибирск: ГЕО, 2005. - 293 с.

315. Сизиков A.M. К вопросу о верхнем плейстоцене голоцене Северного Прибайкалья // Древняя история народов юга Восточной Сибири. - Иркутск: Изд-во Иркутского университета, 1975. - Вып. 3. - С. 115-120.

316. Сковитина Т.М. Плотинные озера Саяно-Байкальской Становой горной области // Геоморфология. 2002. - № 3. - С. 79-88.

317. Сковитина Т.М., Уфимцев Г.Ф. Классификация и морфология плотинных озер юга Восточной Сибири // Проблемы геологии и освоения минерально-сырьевых ресурсов Восточной Сибири: Тезисы докладов конференции 5-8 октября 1998. -Иркутск, 1998. С. 198-200.

318. Сковитина Т.М., Уфимцев Г.Ф., Кульчицкий A.A. Муйское плотинное палеоозеро // III Верещагинская Байкальская конференция: Тезисы докладов -Иркутск, 2000. С. 209-210.

319. Солоненко В.П. Сейсмотектоника и современное структурное развитие Байкальской рифтовой зоны // Байкальский рифт. М.: Наука, 1968. - С. 57-71.

320. Солотчина Э.П., Кузьмин М.И., Столповская В.Н и др. Минералогические и кристаллохимические индикаторы изменений окружающей среды и климата в голоцен-плейстоценовых осадках озера Хубсугул (Монголия) // Доклады РАН. -2003. Т. 391, № 4. - С. 527-531.

321. Солотчина Э.П., Прокопенко A.A., Кузьмин М.И. и др. Различия ледниковых и межледниковых ассоциаций глинистых минералов осадков озера Байкал в кернах глубокого бурения BDP-93-2 и BDP-96 // Геология и геофизика. 2001. -Т. 42,№ 1-2.-С. 146-156.

322. Состояние изученности стратиграфии докембрия и фанерозоя России. Задачи дальнейших исследований // Постановления Межведомственного стратиграфического комитета и его постоянных комиссий. Вып. 38.- СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2008.- 131 с.

323. Спиркин А.И. О древних озерах Дархадской котловины (Западное Прихубсугулье) // Геология мезозоя и кайнозоя Западной Монголии / Под ред. Е.В. Девяткина. -М.: Наука, 1970. С. 143-150.

324. Спрыгин И.И. Материалы к изучению водяного ореха рода Trapa II И.И. Спрыгин. Материалы к познанию растительности Среднего Поволжья. Научное наследство. Том 11. М.: Наука, 1986. - С. 291-494.

325. Стариков Э.В., Жидовленко В.А. Радиоуглеродные датировки голоценовых образцов Средней и Восточной Сибири (индекс КРИЛ). // Палеоботанические исследования в лесах Северной Азии. Новосибирск: Наука, 1981. - С. 158-161.

326. Стационарное изучение динамики экзогенных геологических процессов в пределах Верхнее-Чарскрй впадины и ее горного обрамления // Отчет экзогенного отряда Режимной партии и результаты работ по изучению ЭГП за 1982-1987 гг. / Малыгина В.В. Чита, 1988.

327. Суходольский С.Е. Парагенезис подземных льдов и многолетнемерзлых пород. М.: Наука, 1982. -150 с.

328. Тарасов П.Е., Дорофеюк Н.И., Виппер П.Б. Динамика растительности Бурятии в голоцене, по данным пыльцевого и радиоуглеродного анализов озерных отложений // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2002. - Т. 10, № 1. - С. 108-117.

329. Трофимов А.Г. Основные геологические события позднего плейстоцена Северного Прибайкалья. Геоморфологический риск // Иркутский геоморфологический семинар: Тезисы докладов Иркутск, 1993. С. 128-129.

330. Трофимов А.Г. Геология флювиальных отложений и этапы развития речной сети Северного Прибайкалья: Автореф. дисс. . канд. геол.-мин. наук. Иркутск, 1994. - 19 с.

331. Трофимов А.Г., Кулагина Н.В. Осадконакопление и палеогеография верхнего плейстоцена Северобайкальской впадины // География и природные ресурсы.-1994.-№ 1. С.97-102.

332. Трофимов А.Г., Кулагина Н.В., Попова С.М., Шибанова И.В. Новые данные по плейстоцену Тункинских впадин // Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе: Тезисы докладов Т. 1. Иркутск, 1995. С. 5051.

333. Уфимцев Г.Ф. Следы гигантского выброса каменного материала из долины р. Инны в Баргузинскую впадину // География и природные ресурсы. 1986. - № 3. -С. 73-78.

334. Уфимцев Г.Ф. Морфотектоника Евразии. Иркутск: Изд-во Иркутского Гос. Ун-та, 2002. - 494 с.

335. Уфимцев Г.Ф. Гималайская тетрадь. М.: Научный мир, 2005. - 302 с.

336. Уфимцев Г.Ф., Сковитина Т.М., Резанов И.Н. Инский сад камней. Иркутск: Изд-во ин-та географии СО РАН, 2004а. - 39 с.

337. Уфимцев Г.Ф., Щетников A.A., Филинов И.А. Речные террасы Тункинской рифтовой долины // Геоморфология. 20046. - № 1. - С. 113-122.

338. Уфимцев Г.Ф., Щетников A.A., Филинов И.А. Геоморфологические особенности Торской котловины // География и природные ресурсы, 2004в. № 2. -С. 89-93.

339. Уфимцев Г.Ф., Щетников A.A., Филинов И.А. Новейшая геодинамика Тункинского рифта (Прибайкалье) // Литосфера. 2006. - № 2. - С. 95-102.

340. Уфимцев Г.Ф., Щетников A.A., Филинов И.А. Инверсии в новейшей геодинамике Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика. 2009. - Т. 50, № 7. - С. 796-808.

341. Уфимцев Г.Ф., Джанотга А, Перевалов A.B. и др. Эоловые ландшафты Тункинской долины // География и природные ресурсы. 1999а. - № 1. - С.65-70.

342. Уфимцев Г.Ф., Перевалов AB., Резанова В.П. и др. Ряд погружения вулканов Тункинской впадины (Юго-Западное Прибайкалье) // Геология и разведка. -19996.-№4.-С. 158-160.

343. Уфимцев Г.Ф., Перевалов AB., Резанова В.П. и др. Радиотермолюминисцентное датирование четвертичных отложений Тункинского рифта // Геология и геофизика. 2003. - Т. 44, № 3. - С. 224-230.

344. Уфимцев Г.Ф., Шибанова И.В., Кулагина Н.В. и др. Верхнеплейстоценовые и голоценовые отложения Тункинского рифта (Южное Прибайкалье) // Стратиграфия и геологическая корреляция. 2002. - Т. 10, № 3. - С. 90-99.

345. Уфлянд А.К., Ильин A.B., Спиркин А.И. Впадины байкальского типа Северной Монголии // Бюллетень МОИП, отд. геол. 1969. - Т. 44, № 6. - С. 5-22.

346. Уфлянд А.К., Ильин A.B., Спиркин А.И., Шилова Г.Н. Основные черты стратиграфии и условия формирования кайнозойских образований Прикосоголья (МНР) // Бюллетень МОИП, отд. геол. 1971. - Т. 46, вып. 1. - С. 54-69.

347. Федотов А.П. Структура и вещественный состав осадочного чехла Хубсугульской впадины как летопись тектоно-климатической эволюции Северной Монголии в позднем кайнозое. Автореф. дисс. . д-ра геол.-мин. наук. Казань, 2007. - 42 с.

348. Федотов А.П., Безрукова Е.В., Воробьева С.С. и др. Осадки озера Хубсугул как летопись палеоклиматов голоцена и позднего плейстоцена // Геология и геофизика. 2001. - Т. 42. - № 1-2. - С. 384-390.

349. Федотов А.П., М. Де Батист, Е. Шапрон и др. Сейсмопрофилирование осадков озера Хубсугул // Доклады РАН. 2002. - № 2. - С. 261-263

350. Филиппов А.Г. Улан-Макитское позднеплестоценовое подпрудное озеро в Муйско-Куандинской впадине // III Верещагинская Байкальская конференция: Тезисы докладов Иркутск, 2000. С. 248-249.

351. Фирсов JI.B., Кульчицкий A.A., Свинин В.В. К хронологии отложений голоцена и палеогеографии Сев. Байкала // Древняя история народов юга Восточной Сибири. Вып.З. 1975. С. 142-149.

352. Флора Западной Сибири / Крылов П.Н. Т. I. Томск, ТГУ, 1935, с. 19—75.

353. Флора Центральной Сибири / Под ред. Л.И. Малышева, Г.А. Пешковой. -Новосибирск: Наука, 1979. 1048 с.

354. Флоренсов H.A. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1960. - 258 с.

355. Хатчинсон Д.Р., Гольмшток А.Я., Зоненшайн Л.П. и др. Особенности строения осадочной толщи оз. Байкал по результатам многоканальной сейсмической съемки (1989 г.) // Геология и геофизика. 1993. - Т. 34, № 10-11.-С. 25-36.

356. Хлыстов П.А., Дехтярева Л.В. Основные этапы мезо-кайнозойского выравнивания и корообразования в Западном Забайкалье // Материалы по геологии и полезным ископаемым Бурятской АССР. Вып. XIII. Улан-Удэ, 1970. - С. 50-57.

357. Хотинский H.A. Голоцен Северной Евразии.- М.: Наука, 1977.- 198 с.

358. Цветков В.П. Палеоген и неоген Верхнеангарской и Ангаро-Кичерской впадин. Среда и жизнь на рубежах эпох кайнозоя в Сибири и на Дальнем Востоке. Новосибирск: Наука, 1984: С. 124-128.

359. Чандра A.M., Гош С.К. Дистанционное зондирование и географические информационные системы. М.: Техносфера, 2008. - 312 с.

360. Черкасов А.Е., Шумеев В.П., Батсух Н. Гидрогеологический режим рек бассейна Хубсугула // Природные условия и ресурсы Прихубсугулья. Иркутск, Улан-Батор: 1972. - С. 74-86.

361. Черняева Г.П. История озера по данным о диатомовой флоре // История Ладожского, Онежского, Псковско-Чудского озер, Байкала и Ханки. Л.: Наука, 1990.-С. 213-217.

362. Чипизубов A.B., Аржанников С.Г., Семенов P.M., Смекалин О.П. Палеоземлетрясения и палеосейсмодислокации в зоне Баргузинского разлома (Байкальская рифтовая зона) // Геология и геофизика. 2007. - Т. 48, № 7. - С. 755-768.

363. Чистяков A.A., Макарова Н.В., Макаров В.И. Четвертичная геология. М.: ГЕОС, 2000. - 303 с.

364. Шанцер E.B. Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных образований. М.: Наука, 1966. - 239с.

365. Шанцер Е.В. О принципах генетической классификации континентальных осадочных образований // Генезис и классификация осадочных пород. М.: Наука, 1968.-С. 35-40.

366. Шейнкман B.C. Гляциология и палеогляциология горной системы Черского и сопредельных районов Северо-Востока СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1987. - 154 с.

367. Шейнкман B.C. Об интерпретации следов древнего оледенения в горах Сибири // Гляциологические исследования. 1993. - Вып. 77. - С. 111-120.

368. Шейнкман B.C., Антипов А.Н. Байкальская палеоклиматическая летопись: дискуссионные вопросы ее возможной корреляции с древними оледенениями гор Сибири // География и природные ресурсы. 2007. - № 1. - С. 6-13.

369. Шерман С.И., Леви К.Г. Трансформные разломы Байкальской рифтовой зоны и сейсмичность ее флангов // Тектоника и сейсмичность континентальных рифтовыхзон. М.: Наука, 1978. - С. 7-18.

370. Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А. и др. Разломообразование в литосфере. Зоны растяжения. Новосибирск: Наука, 1992. - 228 с.

371. Шерман С.И., Семинский К.Ж., Гладков A.C. и др. Опыт применения тектонофизического анализа при оценке тектонической активности и сейсмической опасности района Саяно-Шушенской ГЭС // Геология и геофизика. 1996. - Т. 37, № 5. - С. 89-96.

372. Шувалов В.Ф., Николаева Т.В. О возрасте и геоморфологическом положении кайнозойских платобазальтов в Центральной, Северной и Юго-Восточной Монголии // Вестн. ЛГУ, Сер. 7. 1989, № 3. - С. 102-106.

373. Щербакова Е.М. О возрасте и развитии Восточного Саяна. Материалы по палеогеографии. Вып. 1. М.: Изд-во МГУ, 1954а. С. 5-26.

374. Щербакова Е.М. Новая находка винторогой антилопы на территории СССР. Материалы по палеогеографии. Вып. 1. М.: Изд-во МГУ, 19546. С. 86-88.

375. Щетников A.A. Геоморфология Тункинского рифта // Геоморфология. -2001а.-№2.-С. 93-103.

376. Щетников A.A. Структура рельефа и новейшая тектоника Тункинского рифта. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. Иркутск, 20016. - 16 с.

377. Щетников A.A., Уфимцев Г.Ф. Структура рельефа и новейшая тектоника Тункинского рифта (Юго-Западное Прибайкалье). М.: Научный мир, 2004.- 160 с.

378. Щетников A.A., Филинов И.А., Шибанова И.В. и др. Разрез "Славин яр" в Тункинской рифтовой долине // Материалы XXIX Пленума Геоморфологической комиссии РАН "Проблемы флювиальной геоморфологии". Ижевск: Научная книга, 2006. - С. 140-142.

379. Щетников A.A., Филинов И.А., Шибанова И.В. и др. Новый опорный разрез верхнего кайнозоя Славин Яр в Тункинской рифтовой долине (Юго-Западное Прибайкалье) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2009. - Т. 17, № 4. -С. 114-119.

380. Эпов М.И., Неведрова H.H., Санчаа A.M. Геоэлектрическая модель Баргузинской впадины Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика. -2007. Т. 48, № 7. - С. 811-829.

381. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Рифтогенный магматизм активных континентальных окраин и его рудоносность. М.: Наука, 1991. - 263 с.

382. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Глубинная геодинамика, мантийные плюмы и их роль в формировании Центрально-Азиатского складчатого пояса // Петрология. 2003. - Т. 11, № 6. - С. 556-586.

383. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Иванов В.Г. Внутриплитная позднемезозойская-кайнозойская вулканическая провинция Центральной-Восточной Азии проекция горячего поля мантии // Геотектоника. - 1995. - № 5. -С. 41-67.

384. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И. Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника. 2000. - № 5. -С. 3-29.

385. Ячевский Л.А. Краткий предварительный отчет о геологической части экспедиции подполковника Генерального Штаба Н.П. Бобыря // Известия Восточно-Сибирского отдела ИРГО. 1888. - Т. 19, вып. 1. - С. 1-17.

386. Anderson P.M., Lozhkin A.V., Brubaker L.B. Implications of a 24,000-yr palynological record for a Younger Dryas cooling and for boreal forest development in northeastern Siberia // Quaternary Research. 2002. - V. 57. - P. 325-333.

387. Anderson T.W., MacPherson J.B. Wisconsinan late-glacial environmental change in Newfoundland: a regional review // Journal of Quaternary Science. 1994. - V. 9. - P. 171-178.

388. Andreev A.A., Siegert C., Klimanov V.A. et al. Late Pleistocene and Holocene vegetation and climate on the Taymyr Lowland, Northern Siberia // Quaternary Research. 2002. - V. 57. - P. 138-150.

389. Back S., Strecker R.M. Asymmetric Late Pleistocene Glaciations in the North Basin, of the Baikal Rift, Russia // Journal of the Geological Society. London. 1998. -V. 155.-P. 61-69.

390. Back S., De Batist M, Kirillov P. et al. The Frolikha Fan: a Large Pleistocene glaciolacustrine out wash fan in northern Lake Baikal, Siberia // Journal of Sedimentary Research. 1998. - V. 68, no. 5. - P. 841-849.

391. Bagnold R.A. Physics of blown sand and desert dunes. London: Methuen, 1941. -265 p.

392. Baker V., Banker R. Cataclysmic Late Pleistocene flooding from glacial Lake Missoula: a review // Quaternary Science Reviews. 1985. - V. 4. - P. 1-41.

393. Bassinot F.C, Labeyrie L., Vincent E., Quidelleur X., Shackleton N.J., Lancelot Y. The astronomical theory of climate and the age of the Brunhes-Matuyama magnetic reversal // Earth and Planetary Science Letters. 1994. - V. 126, no. 1-3. - P. 91-108.

394. BDP-99 Baikal Drilling Project Members, 2005. A new Quaternary record of regional tectonic, sedimentation and paleoclimate changes from drill core BDP-99 at Posolskaya Bank, Lake Baikal // Quaternary International. 2005. - V. 136. - P. 105121.

395. Benson L.; Liddicoat J.; Smoot J. et al. Age of the Mono Lake excursion and associated tephra // Quaternary science reviews. 2003. - V. 22, no. 2-4. - P. 135-140.

396. Beveridge N.A.S. Evidence for a change in atmospheric circulation during the Younger Dryas // Long-term climatic variations. NATO ASI Series. 1994. - V. 122. -P. 251-258.

397. Blair T.S., McPherson J.G. Alluvial fans and their natural distinction from rivers based on morphology, hydraulic processes, sedimentary processes, and facies assemblages // Journal of Sedimentary Research. V. A64, no. 3. - P. 450-489.

398. Bond G., Broecker W., Johnsen S. et al. Correlations between climate records from North Atlantic sediments and Greenland ice // Nature. 1993. - V. 365. - P. 143-147.

399. Bradbury J.P., Bezrukova Ye. V., Chernyaeva G.P. et al. A synthesis of post-glacial diatom records from Lake Baikal // Journal of Paleolimnology. 1994. - V. 10. - P. 213-252.

400. Brodzikowski K., vanLoon A.J. Glacigenic sediments. Amsterdam-Tokyo: Elsevier, 1991.-667 p.

401. Cartwright W., Miller S., Pettit C. Geographical visualization: past, present and future developments // Spatial Sciences. 2004. - V. 49, no. 1. - P. 25-36.

402. Clark M.J. (ed.). Advances in periglacial geomorphology. Chichester: Wiley and sons, 1988.-481 p.

403. Clarke G., Mathew, W., Pack R. Outburst floods from glacial Lake Missoula // Quaternary Research. 1984. - V. 22. - P. 289-299.

404. Collinson J.D., Thompson D.B. Sedimentary structures. Oxford: Chapman & Hall, 1989. - 207 p.

405. Colman S.M. Water-level changes in Lake Baikal, Siberia: Tectonism versus climate // Geology. 1998. - V. 26, no. 6. - P. 531-534.

406. Colman, S.M., Karabanov, E.B., Nelson, C.H. Quaternary sedimentation and subsidence history of Lake Baikal, Siberia, based on seismic stratigraphy and coring // Journal of Sedimentary Geology. 2003. - V. 73. - P. 941- 956.

407. Colman S.M., Peck J.A., Karabanov E.B. et al. Continental climate response to orbital forcing from biogenic silica records in Lake Baikal, Siberia // Nature. 1995. -V. 378. - P. 769-771.

408. Cook R.V., Warren A. Geomorphology in deserts. Berkeley: Univ. of California Press, 1973. -207 p.

409. Dansgaard W., White J.W., Johnsen S.J. The abrupt termination of the Younger Dryas climatic event // Nature. 1989. - V. 339. - P. 532-534.

410. Demske D., Heumann G., Granoszewski W. et al. Late glacial and Holocene vegetation and regional climate variability evidenced in high-resolution pollen records from Lake Baikal // Global and Planetary Change. 2005. - V. 46. - P. 255-279.

411. Devyatova A., Zhdanova A., Krivonogov S., Solotchina E. GIS model of the sediments transportation into the Hovsgol Lake, Northen Mongolia // Proceedings 32 International Geological Congress 20-28 August 2004. Florence, 2004. - V. 1. P. 305.

412. Devyatova A.Y., Zhdanova A., Krivonogov S., Solotchina E. GIS modeling of the sedimentation in the Khovsgol lake, Northen Mongolia // Proceedings 3 International Symposium "Environmental Change in Central Asia". Ulaanbaatar, 2005. P. 29-30

413. Eisner W.R., Colinvaux P.A. A long Pollen Record from Ahaliorak Lake, Arctic Alaska // Review of Palaeobotany and Palynology. 1990. - V. 63. - P. 35-52.

414. Evenson E.B., Schluchter Ch., Rabassa J. (eds.). Tills and related deposits. -Rotterdam: Balkema, 1983. 464 p.

415. Fastook J.L., Grosswald M.G. Quaternary Glaciation of Lake Baikal and Ajacent Highlands: Modeling Experiments // IPPCCE Newsletter. 1998. - No. 11. - P. 35-45

416. Fedotov A.P., Bezrukova E.V., Chebykin E.P. et al. Potential value of bottom sediments of Lake Khubsugul (Mongolia) for paleoclimate reconstructions // Berliner Geowissenschaftliche Abhandlungen E. 2000. - V. A205. - P. 107-112.

417. Fodor R.V. Frozen earth: Explaining the ice ages. NJ: Enslow Publishers, 1981. -64 p.

418. Fowell S.J., Hansen B.C.S., Peck J.A. et al. Mid to late Holocene climate evolution of the Lake Telmen basin, North Central Mongolia, based on palynological data // Quaternary Research. 2003. - V. 59. - P. 353-363.

419. Fowell S.J., Wang Y., Peck J.A. et al. Palynological Indices Identify Mid to Late Holocene Changes in Moisture Availability at Lakes Telmen and Dood, Northern Mongolia // GSA Abstracts with Programs Paper. 2002, no. 86. - P. 15.

420. Gillespie A.R. Glacial history in Darhad basin // Abstracts of 2001 International Workshop for the Baikal & Hovsgol Drilling Project in Ulaanbaatar. October 4-7, 2001. Ulaanbaatar, 2001. P. 12-13.

421. Gillespie A.R., Burke R.M. Pre-LGM alpine glaciation in Central Asia // GSA Abstracts with Program. 2000. - V. 32, no. 7. - P. 511.

422. Gillespie A.R., Molnar P. Asynchronism of maximum advances of mountain and continental glaciations // Reviews of Geophysics. 1995. - V. 33. - P. 311-364.

423. Gillespie A.R., Burke R.M., Komatsu G., Bayasgalan A. Late Pleistocene glaciers in Darhad Basin, northern Mongolia // Quaternary Research. 2008. - V. 69. - P. 169187.

424. Goldthwait R.P., Matsch C.L. (eds.). Genetic classification of glaciogenic deposits.- Rotterdam: Balkema, 1989. 304 p.

425. Goslar T., Bafaga K., Arnold M., et al. Climate-related variations in the composition of the Lateglacial and Early Holocene sediments of Lake Perespilno (eastern Poland) // Quaternary Science Reviews. 1999. - V. 18. - P. 899-911.

426. Grachev M.A., Vorobyova S.S., Likhoshway Y.V. et al. A highresolution diatom record of the paleoclimates of east Siberia for the last 2.5 My from Lake Baikal // Quaternary Science Reviews. -1998. V. 17. - P. 1101-1106.

427. Granoszewski W., Demske D., Nita M. et al. Vegetation and climate variability during the Last Interglacial evidenced in the pollen record from Lake Baikal // Global and Planetary Change. 2005. - V. 46. - P. 187-198.

428. Grimm E.C. TGView. Illinois State Museum, Research and Collections Center, Springfield, 2004.

429. Grimm, E.C. TILIA 2.0 Version b.4 (Computer Software). Illinois State Museum, Research and Collections Center, Springfield, 1993.

430. Grosswald M.G., Hughes T.J. The Russian component of an Arctic Ice Sheet during the Last Glacial Maximum // Quaternary Science Reviews. 2002. - V. 21. - P. 121146.

431. Grosswald M.G., Kuhle M. Impact of glaciations on Lake Baikal // IPPCCE Newsletter. 1994. - no. 8. - P. 48-60.

432. Hamilton S.J., Whalley W.B. Topography of different ice-related deposits of mountainous areas // Geomorphology. 1995. - no. 14. - P. 73-80.

433. Hase Y., Krivonogov S.K., Iwauchi A. Geomorphological development of the Tunka Depression in the Baikal Rift Zone in Siberia, Russia // Kashiwaya K. (Ed.) Long Continental Records from Lake Baikal. Tokyo: Springer-Verlag, 2003. - P. 6172.

434. Horiuchi K., Matsuzaki H., Osipov E. et al. Cosmogenic l0Be and 26A1 dating of erratic boulders in the southern coastal area of Lake Baikal, Siberia // Nuclear Instruments and Methods in Physics Research B. 2004. - V. 223, no. 24. - P. 633638.

435. Horiuchi K., Minoura K., Hoshino et al. Palaeoenvironmental history of Lake Baikal during the last 23000 years // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. -2000. — V. 157.-P. 95-108.

436. Hutchinson D.R., Golmshtok A.S., Zonenshain, L.P. et al. Depositional and tectonic framework of the rift basin of Lake Baikal from multichannel seismic data // Geology. -1992. V. 20. - P. 589-592.

437. Imbrie J., Mclntyre A., Mix A. C. Oceanic Response to Orbital Forcing in the Late Quaternary: Observational and Experimental Strategies // A. Berger, S. H. Schneider,

438. J.-C. Duplessy (eds.) Climate and Geosciences. A Challenge for Science and Society in the 21st Century. D. Reidel Publishing Company, 1989. - P. 121-164.

439. Ivy-Ochs S. et al. Constraining the timing of the most recent cataclysmic flood event from ice-dammed lakes in the Russian Altai mountains, Siberia, using cosmogenic in-situ 10Be // Geology. 2006. - V. 34, no. 11. P. 913-916.

440. Jennings A.E., Knudsen K.L., Hald M. et al. A mid-Holocene shift in Arctic sea-ice variability on the East Greenland Shelf // The Holocene. 2002. - V. 12, no. 1. - P. 4958.

441. Karabanov E.V., Prokopenko A.A., Williams D.F., Colman S.M. Evidence from Lake Baikal for Siberian Glaciation during oxygen-isotope substage 5d // Quaternary Research. 1998. -V. 50. - P. 46-55.

442. Karabanov E.B., Prokopenko A.A., Williams D.F., Khursevich G.K. A new record of Holocene climatic change from bottom sediments of Lake Baikal // Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology. 2000. - V. 156. - P. 211-224.

443. Karabanov E.B., Prokopenko A.A., Williams D.F., Khursevich G.K. Evidence for mid-Eemian cooling in continental climatic record from Lake Baikal // Jornal of Paleolimnology. 2000. - V. 23. - P. 365-371.

444. Khursevich G.K., Karabanov E.B., Prokopenko A.A.et al. Insolation regime in Siberia as a major factor controlling diatom production in Lake Baikal during the past 800,000 years // Quaternary International. 2001. - V. 80-81. - P. 47- 58.

445. Kokurec G. Significance of interdune deposits and bounding surfaces in Aeolian sands // Sedimentology. 1981. - no. 28. - P. 753-780.

446. Komatsu G., Arzhannikov S.A., Gillespie A.R. et al. Quaternary paleolake formation and cataclysmic flooding along the upper Yenisei River // Geomorphology. -2009.-V. 104.-P. 143-164.

447. Kong P., Fink D., Na Ch., Huang F. Late Quaternary glaciation of the Tianshan, Central Asia, using cosmogenic lOBe surface exposure dating // Quaternary Research. -2009. V. 72, no. 2. - P. 229-233.

448. Koppes M.,Gillespie A.R., Burke R.M. et al. Late Quaternary glaciation in the Kyrgyz Tien Shan // Quaternary Science Reviews. 2008. - V. 27. - P. 846-866.

449. Krivonogov S.K. Late Pleistocene sedimentation in Tunka, south Baikal, Russia compared with the northern territories // Proceedings XIV INQUA Congress, 3-10 August 1995. Berlin, 1995. P. 149.

450. Krivonogov S.K. Levels of the Baikal and Hovsgol lakes in Holocene and Pre-Holocene time // Proceedings International Symposium 21 century COE Program. Kanazawa, 2003. V. 1. P. 123-127.

451. Krivonogov S.K. Late Cenozoic history of the Hovsgol area // The geology, Biodiversity and ecology of Lake Hovsgol (Mongolia) / C.E. Goulden, T. Sitnikova, J. Gelhaus, B. Boldgiv (Eds.). Leiden: Backhuys Publishers, 2006a. - P. 21-40.

452. Krivonogov S.K., Sheinkman V.S. Late Pleistocene glacial maximum in the Siberian mountains // Proceedings 3 International Conference Environmental Change in Central Asia / M. Walter (ed.), May 23-27, 2005. Ulaanbaatar, 2005. P. 68-69.

453. Krivonogov S.K., Sheinkman V.S., Mistruykov A.A. Stages in the development of the Darhad dammed lake (Northern Mongolia) during the Late Pleistocene and Holocene // Quaternary International. 2005. - V. 136. - P. 83-94.

454. Krivonogov S.K. Zabadaev I.S., Dobretsov N.N., Kirichenko N.V. The prospects of GIS use in investigations of the Baikal area // Berlner geowissenschaftliche Abhandlungen. 1999. -E 30. - S. 325-328.

455. Krivonogov S.K., Takahara H., Kuzmin Y.V. et al. Radiocarbon chronology of the Late Pleistocene Holocene paleogeographic events in Lake Baikal region (Siberia) // Radiocarbon. - 2004. - V. 46, no. 2. - P. 745-754.

456. Kukal Z. Geology of recent sediments. London: Academic Press, 1970.-490 p.

457. Lake Baikal: a mirror in time and space for understanding global change processes / Minoura K. (ed.). Amsterdam: Elsevier, 2000. - 332 p.

458. Likhoshway E.E. Fossil endemic centric diatoms from Lake Baikal, upper Pleistocene complexes // Proceedings 14 International Diatom Symposium / Sh. Mayama, M. Idei, I. Koizumi (eds.). Koenigstein: Koeltz Scientific Books, 1999. - P. 613-628.

459. Lisitsyna O.M., Romanovskii N.N. Dynamics of permafrost in Northern Eurasia during the last 20,000 years // Collection Nordicana. 1998. - V. 55. - P. 675-681.

460. Logatchev N.A., Zorin Yu. A. Baikal rift zone: Structure and geodynamics // Tectonophysics. 1992. - V. 208. - P. 273-286.

461. Long continental records from Lake Baikal / Kashiwaya K. (ed.). Tokyo: Springer, 2003.-370 p.

462. Lozhkin, A.V., Anderson, P.M., Eisner et al. Late Quaternary lacustrine pollen records from southwestern Beringia // Quaternary Research. 1993. - V. 39. - P. 314— 324.

463. Mashiko K., Kamaltynov R.M., Sherako D.Y. Genetic separation of a gammarid (Eulimnogammarus cyaneus) population by localized population changes in ancient Lake Baikal // Archieves Hydrobiologia. 1997. - V. 193. - P. 370-387.

464. Mats V.D. The structure and development of the Baikal rift depression // Earth-Science Reviews. 1993. - V. 34. - P. 81-118.

465. Milankovitch M. Theorie Mathématique des Phenomenes Thermiques produits par la Radiation Solaire. Gauthier-Villars Paris, 1920. - 340 p.

466. Molnar P., Tapponier P. Cenozoic tectonics of Asia: Effects of a continental collision // Science. 1975. - V. 189, no. 4201. - P. 419-426.

467. Moor T.G., Klitgord K.D., Golmstok A.Ya., Weber E. The Central and North basins of Lake Baikal: the early phase of basin formation // GSA Bulletin. 1997. - V. 9. -No. 6.-P. 746-766.

468. Morley D.W., Leng, M.J., Mackay, A.W., Sloane, H.J., 2005. Late glacial and Holocene environmental change in the Lake Baikal region documented by oxygen isotopes from diatom silica // Global and Planetary Change. V. 46. - P. 221-233.

469. Nye J. Water flow in glaciers: jokulhlaups, tunnels and veins // Journal of Glaciology. 1976.- V. 17.-P. 181-207.

470. Oda T., Minoura K., Fujimura C. et al. Vegetation history of the Baikal drainage basin during the last 250,000 years // Japan Journal of Palynology. 2000. - V. 46. - P. 81-92.

471. Osipov E.Yu. Equilibrium-line altitudes on reconstructed LGM glaciers of the northwest Barguzinsky Ridge, Northern Baikal, Russia // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2004. - V. 209. - P. 219-226.

472. Owen L.A., Caffee M.W., Finkel R.C., Seong Y.B. Quaternary glaciation of the Himalayan-Tibetan orogen // Journal of Quaternary Science. 2008. - V. 23. - P. 513531.

473. Owen L.A., Richards B., Rhodes E.J. et al. Relic permafrost structures in the Gobi of Mongolia: age and significance // Journal of Quaternary Science. 1998. - V. 13. -P. 539-547.

474. Peck J. Mongolian Lake Sediments Record Climate Change // Martimes. 2000. -V. 42.-P. 21-24.

475. Peck J., King J.W., Kolman S.M., Kravchinsky V.A. A rock-magnetic record from Lake Baikal, Siberia: evidence for Late Quaternary climate change // Earth and Planetary Sciences Letters. 1994. - V. 122. - P. 221-238.

476. Peck J., King J.W., Kolman S.M., Kravchinsky V.A. An 84-Kyr paleomagnetic record from the sediments of Lake Baikal, Siberia // Journal of Geophysics Research. -1996.-V. 101.-No. B5.-P. 11356-11385.

477. Peck J.A., Khosbayar P., Fowell S. et al. Mongolian Lake Systems Record Holocene Climate Change // NSF Miniconference on Mongolian Paleoclimatology and Environmental Research, November 3-4,2000. Columbia University. P. 45-54.

478. Peck J.A., Khosbayar P., Fowell S.J. et al. Late Quaternary climate change as recorded in Mongolian lake sediments // EOS. 1999. - V. 80. - P. 501.

479. Peck J.A., Khosbayar P., King J. et al. The Latest Holocene Sedimentary Environmental Magnetic Record from Lake Dood, Mongolia // EOS. 2001. - V. 82, no. 47.-P. F337.

480. Prentice C.I., Guiot J., Huntley B., et al. Reconstructing biomes from palaeoecological data: a general method and its application to European pollen data at 0 and 6 Ka// Climate Dynamics. 1996. -V. 12. - P. 185-194.

481. Prokopenko A.A., Karabanov E.V., Kuz'min M.I., Williams D.F. The mechanism of early glaciation in Siberia during the transition from Kazantsevo climatic optimum to

482. Zyrjanka glacial period (evidence from bottom sediments of Lake Baikal) // Russian Geology and Geophysics. 2001a. - V. 42. - P. 55-65.

483. Prokopenko A.A., Karabanov E.V., Williams D.F., et al. The detailed record of climatic events during the past 75,000 yrs BP from the Lake Baikal drill core BDP-93-2 // Quaternary International. 2001b. - V. 80-81. - P. 59-68.

484. Prokopenko A.A., Khursevich G.K., Bezrukova E.V. et al. Paleoenvironmental proxy records from Lake Hovsgol, Mongolia, and a synthesis of Holocene climate change in the Lake Baikal watershed // Quaternary Research. 2007. - No. 68. - P. 217.

485. Prokopenko A.A., Williams D.F., Karabanov E.B., Khursevich G.K. Response of Lake Baikal ecosystem to climate forcing and p C02 change over the last glacial/interglacial transition // Earth and Planetary Science Letters. 1999. - V. 17. -P. 239-253.

486. Prokopenko A.A., Williams D.F., Karabanov E.B., Khursevich G.K. Continental response to Heinrich events and Bond cycles in sedimentary record of Lake Baikal, Siberia // Global and Planetary Change. 2001c. - V. 28. - P. 217-226.

487. Pye K. Aeolian dust and dust deposits. London: Academic Press, 1987. - 334 p.

488. Pye K (ed.). Sediment transport and deposition processes. Oxford: Blackwell Sei. Publ., 1994. -397 p.

489. Ralska-Iasiewiczowa M., Goslar V.T., Madeyska T., Starkel L. (Eds.). Lake Gosciar, Central Poland. A monographic study. Krakow: W. Szafer Institute of Botany, 1998. - 340 p.

490. Reimer P.J., Baillie M.G.L., Bard E. IntCal04 terrestrial radiocarbon age calibration, 0-26 cal kyr BP // Radiocarbon. 2004. - V. 46. - P. 1029-1058.

491. Roberts N. The Holocene. An environmental history. Second edition. Oxford: Blackwell, 1998.316 p.

492. Rohling E.J., Fenton M., Jorissen F.J., et al. Magnitudes of sea-level lovvstands of the past 500,000 years // Nature. 1998. - V. 394, no. 9. - P. 162-165.

493. Romashkin P.A., Williams D.F. Sedimentation history of the Selenga Delta, Lake Baikal: simulation and interpretation // Journal of Paleolimnology. 1997. - N 18. - P. 179-186.

494. Rudoy A.N. Glacier-dammed lakes and geological work of glacial super.oods in the Late Pleistocene, Southern Siberia, Altai Mountains // Quaternary International. 2002. -V. 87. P. 119-140.

495. Rudoy A.N., Baker V.R. Sedimentary effects of cataclysmic late Pleistocene glacial outburst flooding, Altai Mountains, Siberia // Sedimentary Geology. 1993. - V. 85. -P. 53-62.

496. Schluchter Ch. (ed.). Moraines and varves. Rotterdam: Balkema, 1979. - 455 p.

497. Sherman S.I. Faults and tectonic stresses of the Baikal rift zone // Tectonophysics. -1992.-V. 208.-P. 297-307.

498. Shichi K., Takahara H., Krivonogov S.K., et al. Late Pleistocene and Holocene vegetation and climate records from Lake Kotokel, central Baikal region // Quaternary International. 2009. - V. 205, no. 1-2. - P. 98-110.

499. Short D.A., Mengel J.G., Crowlev T.J., et al. Filtering of Milankovich cycles by Earth's geography // Quaternary Research. 1991. -V. 35. - P. 157-173.

500. Stauch G., Gualtieri L. Late Quaternary glaciations in northeastern Russia // Journal of Quaternary Sciences. 2008. - V. 23. - P. 545-558.

501. Stauch G., Lehmkuhl F., Frechen M. Luminescence chronology from the Verkhoyansk Mountains (north-eastern Siberia) // Quaternary Geochronology. 2007. -V. 2.-P. 255-259.

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

503. Swann G.E.A., Mackay A.W., Leng M.J., Demory F. Climatic change in Central Asia during MIS 3/2: a case study using biological responses from Lake Baikal // Global and Planetary Change. 2005. - V. 46. P. 235-253.

504. Tapponier P., Molnar P. Active faulting and Cenozoic tectonics of the Tien-Shan, Mongolia and Baikal region // Journal of Geophysical Research. 1979. - V. 84, no. 87. - P. 3425-3459.

505. Tarasov P.E., Bezrukova E.V., Krivonogov S.K. Late Glacial and Holocene changes in vegetation cover and climate in southern Siberia derived from a 15 kyr long pollen record from Lake Kotokel // Climate of the past. 2009. - ho. 5. - P. 285-295.

506. Tarasov P., Granoszewski W., Bezrukova E., et al. Quantitative reconstruction of the last interglacial vegetation and climate based on the pollen record from Lake Baikal, Russia // Climate Dynamics. 2005. - V. 25. - P. 625-637.

507. Tarasov P.E., Harrison S.P., Saarse L., et al. Lake status records from the former Soviet Union and Mongolia: Data base documentation. NOAA Paleoclimatology Publications Series Report 2. 1994. - 274 pp.

508. Tarasov P.E., Webb Т., Andreev A.A., et al. Present day and mid- Holocene biomes reconstructed from pollen and plant macrofossil data from the former Soviet Union and Mongolia // Journal of Biogeography. 1998. - V. 25. - P. 1029-1054.

509. Thackray G.D., Owen L.A., Yi C. Timing and nature of late Quaternary mountain glaciation // Journal of Quaternary Sciences. 2008. - V. 23. - P. 503-508.

510. The Geology, Biodiversity and Ecology of Lake Hovsgol (Mongolia) // C.E. Goulden, T. Sitnikova, J. Gelhaus, B. Boldgiv (Eds.). Backhuys Publishers, The Netherlands, 2006. 370 p.

511. Thompson L.G., Mosley-Thompson E., Davis M.E., et al. Glacial stage ice-core records from the subtropical Dunde ice cap, China // Annals of Glaciology. 1990. - V. 14.-P. 288-298.

512. Vandenberghe J. Changing fluvial processes under changing periglacial conditions. Zeitschrift fur Geomorphologie. - 1993. - Supplementband 88. - P. 17-28.

513. Walling D.E., Yair A., Berkowicz S. (Eds). Erosion, transport and deposition processes. Wallingford: International Association Hydrological Sciences, 1990. - 203 P

514. Whitlock C., Bartlein P. Vegetation and climate change in northwest America during the past 125 kyr. // Nature. 1997. - V. 388, no. 3. - P. 57-61.

515. Windley B.F., Allen M.B. Mongolian plateau: Evidence for a late Cenozoic mantle plume under central Asia // Geology. 1993. - V. 21, no. 4. - P. 295-298.

516. Winograd I.J., Landwehr J.M., Ludwig K.R., et al. Duration and Structure of the Past Four Interglaciations // Quaternary Research. 1997. - V. 48. - P. 141-154.

517. Yaeko I. A Lateglacial climatic reversion in Hokkaido, Northeast Asia, inferred from the Larix pollen record // Quaternary Science Reviews. 1996. - V. 15. - P. 989995.