CC BY
62БЮЛЛЕТЕНЬ КОМИССИИ ПО ИЗУЧЕНИЮ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА
№ 69, 2009 г.
ПРОБЛЕМЫ РАСЧЛЕНЕНИЯ И КОРРЕЛЯЦИИ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЮГА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
B.C. Зыкин, B.C. Зыкина
Введение
Западно-Сибирская равнина - один из регионов России, где континентальные четвертичные осадки представлены наиболее полно, имеют отчетливое циклическое строение, палеонтологически и геохронологически охарактеризованы. Это служит надежной основой для детального расчленения и точной корреляции отложений, позволяющей достоверно регистрировать палеоклима-тические события и изменения природной среды. Уникальность Западно-Сибирской равнины для исследований изменений природной среды и климата определяется также широтным характером размещения и последовательным чередованием с севера на юг природных зон, зональностью распределения важнейших элементов климата, ее положением в умеренных широтах. Эти особенности позволяют фиксировать изменения глобального климата и природной среды наиболее отчетливо.
Достоверность информации о закономерностях изменений природной среды и климата определяется состоянием стратиграфии и хронологии плейстоцена. В последние годы объем материалов по стратиграфии, хронологии и палеогеографии плейстоцена и голоцена Сибири значительно увеличился. Повышение детальности и комплексности исследований, широкое применение абсолютного датирования и внедрение новых методов привели к качественному изменению этой информации. Детальность стратиграфических схем плейстоцена Западно-Сибирской равнины базируется на закономерно чередующейся смене как крупных похолоданий (ледниковые горизонты) и потеплений климата (межледниковые горизонты), так и более мелких колебаний.
Стратиграфия плейстоцена юга Западной Сибири изучена недостаточно полно. В статье рассмотрены только некоторые основные проблемы стратиграфии этого региона и намечены пути их решения на основании данных, полученных в последнее время. Новые материалы позволяют внести существенные коррективы в стратиграфию рассматриваемого интервала. Они касаются проведения границы плиоцена и четвертичной системы в регионе, а также стратиграфии эоплей-стоцена и субаэрального неоплейстоцена. Одна из
основных проблем, возникающая при разработке шкалы любого стратиграфического интервала и поддержании стабильности в стратиграфической классификации - проведение и корреляция границ общих стратиграфических подразделений. Точное проведение этих границ в конкретных районах, удаленных от стратотипов границ на различное расстояние, а тем более во внутриконтиненталь-ных районах, представляет сложную задачу. Чем более сложное геологическое строение имеет регион, тем труднее реконструировать входящие в него частные геосистемы и свести их изменения и перестройки в единую хронологическую последовательность. Характер смены признаков на стратиграфических границах меняется по простиранию как в масштабе Земли, так и в каждом конкретном регионе. Границы общих стратиграфических подразделений, установленные по рубежам в развитии морских групп фауны, трудно соотнести с рубежами изменения континентальных фаун и флор. Поэтому большинство границ общих стратиграфических подразделений в кайнозойских отложениях внутриконтинентальных регионов проводится достаточно условно. Тем не менее, комплексное применение литологических, палеонтологических, палеомагнитных и геохронологических данных позволяет наметить в некоторых разрезах определенные уровни, приближенные к границам общих подразделений кайнозоя.
Для обеспечения лучшего распознавания границ общих стратиграфических подразделений в других фациях или в других палеобиогеографических областях «Дополнениями к Стратиграфическому кодексу России» предусмотрено использование вспомогательных стратиграфических уровней - стратотипических точек, являющихся подчиненными по отношению к точкам глобальных стратотипов границ. Выделение таких разрезов позволяет обеспечить стабильность границ и объемов общих стратиграфических подразделений в конкретных регионах. Прослеживание изохронных уровней, являющихся границами стандартных подразделений общей стратиграфической шкалы, в континентальных отложениях возможно только на основе принципа хронологической взаимозаменяемости признаков C.B. Мейена [1989].
Разрезы, в которых можно провести достаточно точно рубежи между основными подразделениями общей шкалы с использованием этого принципа, и где имеются стратиграфические признаки, обладающие наибольшим корреляционным потенциалом и позволяющие прослеживать эти рубежи на значительные расстояния в регионе, следует принимать за региональные стратотипы границ общих стратиграфических подразделений.
Результаты и проблемы исследований
К настоящему времени после многолетних дискуссий произошли существенные изменения общей стратиграфической шкалы четвертичной системы. Вместо прежнего плейстоцена в объеме одной палеомагнитной эпохи Брюнес с границей на уровне 0,8 млн. лет назад решениями Комиссии по стратиграфии Международного союза геологических наук (МСГН) и Комиссии по стратиграфии Международного союза по изучению четвертичного периода (ИНКВА) его продолжительность увеличена до хронологического уровня 1,6 млн. лет назад. После уточнения астрономической хронологией возраст этого уровня оценивается в 1,81 млн. лет назад [Ве㧧геп е1 а1., 1995]. В международном стратотипическом разрезе Врика в Италии нижняя граница плейстоцена проходит у вершины субзоны прямой полярности Олдувей [Aguirre, РазЫ, 1985]. В связи с принятием этой границы на уровне 1,81 млн. лет возникли значительные трудности при ее точной идентификации в различных районах мира. Особенно осложняется эта проблема во внутриконтинентальных районах, где отсутствуют многие корреляционные признаки проведения границы, пригодные для морских отложений. Одним из основных критериев ее проведения здесь являются палеомагнитные и палеоклима-тические данные. Использование палеомагнитных критериев сводится к обнаружению палеомагнитной субзоны Олдувей. Приблизительно близ этой границы происходит смена фауны млекопитающих среднего и верхнего виллафранка.
Одним из путей, облегчающих прослеживание границ общих стратиграфических подразделений в различных регионах, является выделение региональных стратотипов этих границ, обладающих значительным корреляционным потенциалом. В России эта граница принята Межведомственным стратиграфическим комитетом (МСК) в 1991 г. Для Западной Сибири нижняя граница плейстоцена на хронологическом уровне 1,81 млн. лет идентифицирована в опорном разрезе на р. Бите-ке (правый приток р. Ишим) по палеомагнитным и биостратиграфическим данным [Зыкин и др., 1987; Казанский, Зыкин, 1991]. В практически
непрерывной последовательности осадконако-пления муккурской и карагашской свит на р. Би-теке в нижней части карагашской свиты выявлена субзона прямой полярности Олдувей, к верхней части которой приурочена международно признанная граница между неогеновой и четвертичной системами. Идентификация субзоны Олдувей подтверждена сменой лебяжьинской (средневиллаф-ранкской, хапровской) фауны млекопитающих на карагашскую (поздневиллафранкскую, одесскую) на границе муккурской и карагашской свит. Этот разрез предлагается в качестве регионального стра-тотипа для Северной и Внутренней Азии. Граница фиксируется в нижней части карагашской свиты похолоданием климата, проявившимся в обеднении систематического состава фауны пресноводных и наземных моллюсков и остракод. Непосредственно выше этой границы появляется вид мелких млекопитающих АПоркаютуБ рИосаетсш.
Ревизия палеомагнитных данных, полученных Г.А. Поспеловой и Г.Я. Ларионовой в 1973 г. при исследовании плиоцен-четвертичных отложений Приобской возвышенной равнины по скважинам 2-Е (пос. Елунино) и 3-Х (Харьково), также позволила выявить в них субзону Олдувей. Барнаульская свита и перекрывающая ее ерестнинская свита в разрезах скважин намагничены преимущественно обратно. Эта магнитозона сопоставлена с ортозоной обратной полярности Матуяма. В верхней части барнаульских отложений (в интервале глубин 139-152 м от поверхности в скважине 2-Е) в обратно намагниченной зоне этими исследователями установлена не идентифицированная ими достаточно мощная субзона прямой полярности. Корреляция барнаульской свиты с муккурской свитой Северного Казахстана по фауне пресноводных моллюсков позволяет сопоставлять эту субзону прямой полярности с субхроном Олдувей или субхроном С2п шкалы У.А. Берггрена. Следовательно, по биостратиграфическим и палеомагнитным данным граница неогена и кварте-ра фиксируется на Предалтайской равнине между барнаульской и ерестнинской свитами.
В настоящее время широко обсуждается вариант дальнейшего понижения нижнего рубежа четвертичной системы до нижней границы гелазско-го яруса на уровне 2,6 млн. лет назад, что соответствует первому глубокому похолоданию климата, связанному с началом оледенения Северного полушария. В этом случае граница проходит вблизи рубежа хронов Гаусс и Матуяма. В Западной Сибири этот рубеж переместится под иртышский горизонт, охарактеризованный лебяжьинской фауной млекопитающих. Этот горизонт, являющийся возрастным аналогом гелазия Средиземноморья, включает иртышскую, барнаульскую и муккур-
скую свиты, а также нижнюю часть карагашской свиты. Единственным палеонтологически хорошо охарактеризованным разрезом, который следует рассматривать в качестве регионального страто-типа нижней границы квартера на этом уровне для Северной Азии, является обнажение на правом берегу долины р. Иртыша у пос. Лебяжье, где граница проходит между аксорской и иртышской свитами. В разрезе этот рубеж почти совмещен с границей хронов Гаусс и Матуяма [Зыкин и др., 1991]. На этом рубеже на юге Западно-Сибирской равнины заканчивается красноцветное осадко-накопление. В муккурское время, по-видимому, стало возможным первое проникновение человека в Евразию. Определяющими при раннем расселении гоминид в Евразии следует считать распад зоны аридного климата в Передней и Средней Азии около 2,1 млн. лет назад и возникновение влажных и теплых условий, фиксируемых по появлению среди сино-индийской малакофауны Западной Сибири среднеазиатских и переднеазиат-ских родов СогЫси1а, СогЫсиИпа и АИостта.
Важный стратиграфический рубеж на юге Западно-Сибирской равнины представляет собой граница эоплейстоцена и неоплейстоцена (нижнего и среднего плейстоцена зарубежных схем), совпадающая с границей хронов Брюнес и Матуяма (Б-М). Близ этого рубежа на юге ЗападноСибирской равнины началось лессовое осадко-накопление, связанное с аридизацией климата в холодные эпохи. В разрезах Приобской увалистой равнины (Песчанка, Вяткино, Белово, Володарка, Малиновка, Шелаболиха, Елунино, Гоньба), сложенных субаэральными отложениями, наблюдается практически полная стратиграфическая последовательность неоплейстоценовых отложений [Зыкина, 2006], позволившая при палеомагнитных исследованиях определить положение этой границы. Наибольшей стратиграфической полнотой из разрезов неоплейстоценовой толщи Западной Сибири обладает разрез Белово. В нем представлены почти все климатостратиграфические горизонты (без шипуновского педокомплекса(ПК) последней ортозоны Брюнес), отражающие основные климатические этапы осадконакопления четвертичного периода. Положение границы Б-М в этом разрезе отмечается разными авторами вблизи евсинского ПК, коррелируемого с 19-й изотопно-кислородной стадией. К этому ПК приурочено местонахождение ранневяткинской микротериофауны. Возрастными аналогами вяткинских фаун являются фауны тираспольского фаунистического комплекса, большая часть которых находится в прямо намагниченных отложениях (ортозона Брюнес), хотя известны отдельные местонахождения из обратно намагниченных слоев (ортозона Матуяма) - на-
пример, Шамин с примитивной тираспольской фауной [Маркова, 1982]. Граница Б-М проводилась либо внутри педокомплекса [Мотузко, Фаустов, 1972; Архипов и др., 1973], либо в суглинке под ним [Разрез новейших..., 1978; Большаков, Сви-точ, 1988; Большаков, 2007]. По данным Т.А. Поспеловой и А.Н. Зудина [1967], последний обратно намагниченный образец был отмечен выше педокомплекса. Палеомагнитные данные, полученные З.Н. Гнибиденко [Архипов др., 1997], показывают, что все отложения, вскрывающиеся в разрезе Белово, намагничены по современному магнитному полю. В балке Благодатная зона обратной намагниченности не выявлена, отмечаются только два интервала в лессовидных суглинках над и под ев-синской палеопочвой; породы верхнего интервала имеют аномальную намагниченность, а нижнего -обратную. Обратно намагниченными оказываются лишь залегающие под песками суглинки; в балке Благодатная они уходят под урез воды, а вскрываются в разрезе, расположенном выше по течению Оби. Исходя из этих данных, границу Б-М следует проводить стратиграфически ниже евсинского ПК, в основании песков.
Подобные разночтения в проведении границы Б-М явились причиной дальнейшего детального исследования разрезов Белово, Вяткино и Володарка. В первом выявлена переходная зона смены полярности, приуроченная к евсинскому ПК [Зыкина и др., 2000; Чиркин и др., 2009]. В разрезе Вяткино переходная зона границы Б-М мощностью 1 м зафиксирована в суглинке между почвами евсинского ПК. Зона обратной намагниченности начинается в основании этого суглинка. В данном разрезе выделена еще одна аномальная зона у уреза воды, которую можно сопоставить с эпизодом Харамильо. Это предположение подтверждают данные исследований микротериофауны, проведенные B.C. За-жигиным. Фауна мелких млекопитающих из синих глин разреза Вяткино относится к поздней стадии развития раздольинского комплекса и содержит представителей подрода Microtus, что также соответствует эпизоду Харамильо [Зажигин, 2009; Чиркин и др., 2009]. В разрезе Володарка этот рубеж зафиксирован в суглинке, отделяющем беловский ПК от нижней почвы евсинского ПК [Зыкина, 2006; Чиркин и др., 2009]. Ранее палеомагнитные исследования в данном разрезе были выполнены В.А. Большаковым [Большаков, Свиточ, 1988, Большаков, 2007]. Согласно этим данным, в разрезе Володарка, повторяющем строение нижней части разреза Белово, фиксируются два перехода от обратной к прямой полярности. Нижний интервал прямой намагниченности сопоставляется в указанных работах с эпизодом Харамильо (как можно понять из описания, его нижняя граница проходит
над почвой Малиновского ПК), а граница Б-М проводится по верхней почве беловског© ПК, т.е. существенно выше евсинского ПК.
Важной задачей стратиграфии неоплейстоцена Западной Сибири является разработка стратиграфической последовательности, сопоставимой с изотопно-кислородной шкалой глубоководных отложений Мирового океана, наиболее полно отражающей глобальные климатические события, связанные с изменениями орбитальных параметров планеты. Среди континентальных отложе-
ний неоплейстоцена Западной Сибири наиболее полной стратиграфической шкалой в настоящее время является лессово-почвенная (Л-П) последовательность, стратиграфические горизонты которой отчетливо соответствуют стадиям изотопно-кислородной шкалы океанических осадков и других глобальных записей климата. Следовательно, она является единственной эталонной шкалой для внутри- и межрегиональных корреляций (рис. 1).
Лессовая толща в Западной и Средней Сибири широко распространена (между 50° и 60° се-
1 [
2 I 13
]4
С -----1 £
3 щ N1 в ■ = »' = к | О
X
Рис. 1. Стратиграфическая схема лессово-почвенной последовательности плейстоцена Западной и Средней Сибири 1 - гумусовый горизонт почв; 2 - иллювиальный горизонт почв; 3 - криогенные образования; 4 - лессы; 5 - стадии потепления; 6 - интервал, имеющий радиоуглеродные даты; 7 - интервал, имеющий ТЛ даты.
верной широты; 70° и 110° восточной долготы); она занимает территорию лесостепной и отчасти степной зон, ее мощность колеблется от 6 м до 120 м. Наиболее достоверные сведения о климатических изменениях четвертичного времени получены в полных лессовых разрезах Западной Сибири, расположенных в умеренных широтах, где климатические колебания проявились наиболее четко. Толща циклично построена: закономерно чередуются мощные лессовые горизонты и педокомплексы, состоящие из ископаемых почв, прошедших стадию криогенеза. Таких полных циклитов в Л-П последовательности Сибири в хроне Брюнес установлено девять. При формировании лессовой толщи преобладали процессы аккумуляции, однако в северной краевой зоне лессонакопления, наиболее приближенной к зоне оледенения, в определенные интервалы плейстоцена происходило усиление процессов дефляции, приводивших к перерывам в Л-П последовательности. Однако и в этой зоне имеются разрезы, где субаэральное осадконакопление длительное время происходило почти непрерывно. Это разрезы Искитимского района близ г. Новосибирска, где сохранилась непрерывная Л-П последовательность верхнего и среднего неоплейстоцена; разрезы Приобской увалистой равнины и Кузнецкой котловины, где распространены почти все элементы неоплейстоцена; Куртакский район (Средняя Сибирь), где наиболее полно представлен субаэ-ральный верхний неоплейстоцен.
В полной Л-П последовательности неоплейстоцена выделяется 9 ПК и 9 горизонтов лессовидных суглинков. Стратиграфическая последовательность и корреляция разрезов контролировались радиоуглеродными датами (от 35 тыс. лет назад и моложе); общностью в характере строения ископаемых почв и структуре педокомплексов, расположением их в рельефе; термолюминесцентным датированием; палеонтологическими остатками и положением границы Б-М. Палеомаг-нитные данные из разреза Мраморный (Верхнее Приобье) показывают, что граница Б-М проходит в суглинке над нижней евсинской почвой [Поспелова, Гнибиденко, 1982; Волков и др., 1984], а в разрезах Белово, Вяткино и Володарка (Приобская увалистая равнина) она установлена внутри педокомплекса [Зыкина и др., 2000, Чиркин и др., 2009]. Это определяет сопоставление евсинского ПК с 19-й стадией изотопно-кислородной шкалы, к которой приурочена граница Б-М [Bassinot et al., 1994]. Евсинский ПК содержит также ранневят-кинскую микротериофауну, возрастным аналогом которой является фауна тираспольского комплекса [Архипов и др., 1997; Зыкина и др., 2000]. Таким образом, анализ полученных данных позво-
лил уточнить предыдущую стратиграфическую схему [Зыкина и др., 1981; Зыкина, Круковер, 1988; Волков, Зыкина, 1991; Архипов и др., 1997; Zykina, 1999; Зыкин и др., 2000; Унифицированная ..., 2000] и установить в эпохе Брюнес, начиная от голоценового горизонта, полную последовательность субаэрального осадконакопления на юге Сибири [Воробьева, Зыкина, 2002; Zander et al., 2003; Добрецов и др., 2003, Frechen et al., 2005; Зыкина, 2006; Zykina, Zykin, 2008; Зыкин и др., 2008].
Состав и строение лессовой толщи отражают общую интенсивность атмосферной циркуляции. Эпохи слабой активности атмосферной деятельности характеризовались биогенным осадконако-плением и формированием почв, образующих педокомплексы. Последние соответствуют теплым периодам плейстоцена и состоят из двух или трех почв, которые разделены лессами небольшой мощности. Во всех педокомплексах Л-П последовательности нижняя почва, как правило, сохраняет признаки наиболее интенсивного проявления педогенеза; она всегда имеет наибольшую мощность и, следовательно, наибольшую продолжительность и более высокий термический режим формирования почвенного профиля. Строение педокомплексов в лессовой записи Западной Сибири отчетливо отражает структуру теплых нечетных стадий непрерывных глобальных последовательностей, состоящих из сближенных теплых событий, разделенных относительно короткими холодными событиями [Добрецов и др., 2003; Zykina, Zykin, 2008; Зыкина, 2006]. Это легло в основу детального сопоставления строения лессовой толщи плейстоцена Западной Сибири (и особенно строения педокомплексов) со структурой теплых нечетных стадий изотопно-кислородной шкалы [Bassinot et al., 1994], теплых стадий байкальской летописи [Кузьмин и др., 2001; Goldberg et al., 2000], записей температуры и пыли из ледяных кернов станции Восток в Антарктиде [Petit et al., 1999; Котляков, Лориус, 2000] и магнитной восприимчивости Л-П последовательности Китая [Kukla et al., 1990] (рис. 2).
Так, сопоставление Л-П последовательности Западной Сибири с непрерывной байкальской записью биогенного кремния из осадков скважины BDP-96-2, охватывающей возрастной интервал хрона Брюнес [Кузьмин и др., 2001], показало, что количество главных пиков и минимумов байкальской записи хорошо совпадает с количеством основных эпох почвообразования и лессонакопления в Западной Сибири [Добрецов и др., 2003, Зыкина, 2006; Zykina, Zykin, 2008]. Педокомплексы соответствует сгруппированным пикам BiSi, синхронизированным с нечетными стадиями изотопно-кислородной шкалы. Это свидетель-
Магнитная
Интенсивность
Изотопное Содержание биогенного восприимчивость педогенеза,
отношение 6 "О кремнезема, % Температура, (°С) Пыль (р.р.т.) (единицы СИ) баллы
2 0 -2 ИКС 20 40 -8 -6 -4 -2 0 2 0 0,5 1.0 1.5 0 100 200 ПК 1 2 3 4 5
Индийский океан, оз. Байкал, Антарктида, Антарктида, Китай, почвенно- Лёссово-
керн MD900963 керн BDP-96-2+GC-1 ст. Восток ст. Восток лёссовый разрез почвенная
[Bassinotetal., 1994] [Карабанов и др., 2001] [Petit et al., 1999] [Petit et al., 1999] [Kukla et al., 1988] шкала Сибири
Рис. 2. Корреляция лессово-почвенной последовательности юга Западной Сибири с глобальными палеоклимагическими событиями.
ствует в пользу того, что количество крупных похолоданий и потеплений в обеих последовательностях одинаково, а также о том, что в средних широтах Сибири климатические изменения были синхронными. Однако в Л-П последовательности Сибири 3-я изотоп но-кислородная стадия представлена более полно - двумя менее развитыми по сравнению с современной почвами. В байкальской записи BiSi это время отражено очень слабо, и выражено одним очень слабым пиком [Кузьмин др., 2001]. Особенно хорошим совпадением отличается лессовая летопись Западной Сибири с записью температуры в керне станции Восток. В лессовой записи, как и в ледяном керне, наиболее сильные и продолжительные потепления соответствует начальным подстадиям нечетных стадий, более поздние теплые события нечетных стадий в обеих записях выражены слабее (рис. 2).
Совпадение Л-П последовательности Западной Сибири с непрерывными записями климата [Bassinot et al., 1994; Кузьмин и др., 2001; Goldberg et al., 2000; Petit et al., 1999; Котляков, Лори-ус, 2000; Kukla et al., 1990], в которых спектральным анализом выявлены циклы с периодичностью около 20, 40 и 100 тыс. лет, обусловленные изменениями орбитальных параметров планеты, показывает наличие аналогичной периодичности и в лессовой толще. Подтверждением этому являются данные спектрального анализа FD временных серий, полученные по Л-П последовательности Сибири [Kravchinsky et al., 2008], которые показали присутствие сигналов Миланковича на 100 тыс. лет (эксцентриситет), 40 тыс. лет (наклонение орбиты) и 23 тыс. лет (прецессия). В хро-не Брюнес отчетливо доминирует цикл длиной в 100 тыс. лет, обуславливающий чередование мощных слоев лесса, соответствующих четным стадиям изотопно-кислородной кривой, и педокомплексов, отвечающих нечетным стадиям. В течение большинства теплых эпох, соответствующих нечетным морским изотопным стадиям, осадкона-копление контролировалось орбитальным циклом продолжительностью 20 тыс. лет. Оно выражено в педокомплексах в чередовании ископаемых почв и маломощных прослоев лесса. Орбитальный цикл продолжительностью 20 тыс. лет не фиксируется в холодные эпохи среднего плейстоцена, во время которых в Западной Сибири формировались мощные толщи лесса, но в позднеплейстоценовой лессовой записи он проявляется отчетливо, обусловливая чередование шести слаборазвитых почв.
Отчетливая синхронность эпох аридизации и увлажнения климата как в зоне западного переноса воздушных масс, так и регионах с муссонным климатом установлена в результате межрегиональной корреляции климатостратиграфических
горизонтов полной неоплейстоценовой Л-П последовательности Сибири с одновозрастными горизонтами лессовых провинций Средней Азии ([Додонов, 2002] и др.), Китая ([Liu, 1985; Kukla, 1987, Kukla et al., 1990] и др.) и Восточной Европы (Русская равнина - [Величко и др., 1992; Лессово-почвенная ..., 1997; Шик, 1993] и др.; Украина -[Веклич, 1968; Сиренко, Турло, 1986; Герасименко, 2004]), обладающими наибольшей полнотой стратиграфической и палеогеографической информации. Это подтверждает глобальность, общность хода и единый механизм эволюции климата [Зыкина, 2006]. В качестве сверочного стандарта использовались морские изотопно-кислородные стадии [Bassinot et al., 1994].
В эпохи активизации атмосферной циркуляции атмосфера была насыщена пылью, которая, осаждаясь, образовывала лессовые покровы. Отчетливое совпадение времени формирования мощных лессовых горизонтов с холодными (четными) стадиями изотопно-кислородной кривой, а также обогащение пылью холодных интервалов антарктического и гренландских кернов [Petit et al., 1999; Котляков, Лориус, 2000; Biscaye et al., 1997] свидетельствуют о формировании лессов в периоды похолодания и аридизации климата. Во время максимумов оледенений содержание пыли в атмосфере в 30 раз превышало ее количество в течение максимумов межледниковий [Broecker, 2000]. Накопление единых лессовых покровов в периоды похолодания свидетельствует о слабой географической дифференциации и возникновении гиперзональности. В это время существовали холодные пустыни, формировались обширные дефляционные поверхности и замкнутые дефляционные котловины. Примером последней является котловина озера Аксор в Павлодарском Прииртышье. Об ее эоловом происхождении в условиях аридного климата свидетельствует наличие на дне котловины пустынной мостовой, ветрогранников, карбонатной коры и пустынного загара на обломках и гальках коренных пород, растрескавшихся крупных галек и мелких валунов. Возраст формирования котловины - ермаковское оледенение, соответствующее 4-й морской изотопно-кислородной стадии [Зыкин и др., 2003]. Замкнутой дефляционной котловиной, занятой бессточным озером, является современная котловина оз. Чаны. На дне ее обнаружены клинья усыхания, образовавшейся во время сартанского оледенения во 2-ю морскую изотопно-кислородную стадию (МИС) [Пульсирующее ..., 1982].
Детальные стратиграфические и палеогеографические данные получены для отложений сартанского оледенения оз. Аксор, соответствующих МИС-2 [Зыкин и др., 2003]. Согласно получен-
ным радиоуглеродным датам, формирование отложений началось с 24 тыс. лет назад. В разрезе выделено не менее восьми эпох кратковременных умеренно-холодных и влажных условий. В это время происходила деградация мерзлоты, сопровождаемая вытаиванием первично-песчаных жил, и трансгрессия озера. В течение восьми эпох сильных похолоданий и аридизации климата озерный водоем осушался, его дно промерзало, образовывались первично-песчаные жилы, происходила дефляция. Различия в температуре интервалов сильного и умеренного холода составляли от 9 до 17 °С. При определении продолжительности быстро сменяющихся эпох похолоданий и относительных потеплений климата возникает некоторая неопределенность из-за неточного возраста нижней границы сартанской эпохи. Принимая за нижний рубеж сартанской эпохи уровень 24-25 тыс. лет назад [Кинд, 1974], учитывая радиоуглеродную дату из верхней почвы в 16210±850 лет назад, а также исходя из наличия в этом интервале семи эпох резких потеплений и похолоданий климата, можно заключить, что наблюдаемые в разрезе циклы имеют продолжительность около 1100-1300 лет. Учитывая синхронность крупных эпох похолоданий и потеплений, по крайней мере в течение последних 500 тыс. лет [Broecker, 2000], следует считать западно-сибирские радиоуглеродные даты омоложенными и принимать границу каргинского и сартанского горизонтов согласно глобальной хронологии [Martinson et al., 1987] на уровне 28 тыс. лет.
При проведении границы МИС-2 и МИС-3 изотопно-кислородных стадий на уровне 28 тыс. лет [Bond et al., 1997] продолжительность климатических циклов увеличивается до 1600-1700 лет. Таким образом, выявленная в разрезе продолжительность цикличных климатических изменений хорошо совпадает с установленными впервые во льдах Гренландии и осадках Северной Атлантики [Bond et al., 1993; Dansgaard et al., 1993] резкими изменениями температуры тысячелетней продолжительности. О совпадении этих событий также свидетельствуют данные о значительном увеличении пыли в атмосфере Северной Атлантики во время периодов сильного холода [Broecker, 2000] и о резком увеличении дефляции в Павлодарском Прииртышье во время формирования полигональных первично-песчаных структур. Самая поздняя озерная трансгрессия, осадки которой залегают выше последней датированной почвы, по-видимому, соответствуют времени последней дегляциации, начало которой зафиксировано в изотопно-кислородной записи осадков центральной части Северного Ледовитого океана на уровне 15700 лет назад [Stein et al., 1994].
Для времени последнего (сартанского) оледенения проведен анализ распространения субаэ-ральных (преимущественно эоловых) отложений и сложенных ими форм рельефа на территории Западно-Сибирской равнины. На основе оригинальных материалов и данных предыдущих исследователей ([Волков и др., 1969; Величко и др., 2007] и др.) составлен первый вариант карты распространения субаэральных эоловых отложений равнины, на которой показано, что Западная Сибирь в это время представляла огромную холодную пустыню с характерными для нее обстанов-ками осадконакопления (рис. 3).
Одним из наиболее дискуссионных является вопрос об атмосферной циркуляции во время ледниковых эпох. Некоторые исследователи полагают существенное ослабление воздействия воздушных масс западного переноса в умеренных широтах вследствие общей перестройки атмосферной циркуляции над Северной Атлантикой [Величко, 1980; Додонов, 2002; Ра^Ы^е, 1972]. Однако по соотношению дефляционных и аккумулятивных форм рельефа, формирующихся в эпохи оледенений, можно достаточно точно определить направления господствующих ветров.
На юге Западно-Сибирской равнины эти формы наиболее полно сохранились со времени последнего оледенения в виде районов распространения гривного рельефа и длительно формировавшихся крупных увалов восточной части Кулунды [Волков, 1976]. Расположение отрицательных дефляционных форм рельефа (озерных котловин) западнее аккумулятивных форм (грив) показывает значительное усиление циклонических ветров западного переноса, оказывающих мощное эрозионное и аккумулятивное воздействие на земную поверхность в умеренных широтах. В восточных районах Азии во время оледенений усилившийся западный перенос совпадал с интенсификацией зимних муссонов.
Осадки озер, расположенных в замкнутых бессточных котловинах внутриконтинентальных районов, служат прекрасным архивом изменений природной среды и климата. Климат играет значительную роль в образовании таких котловин и развитии в них внутриконтинентальных озер. Осадконакопление и колебания уровня озер напрямую связаны с изменениями их водного режима, термическими условиями и влажностью территорий. Озерные отложения сохраняют диагностические признаки, свидетельствующие о различных палеогеографических и геологических условиях времени их формирования. Одним из таких бессточных водоемов является озеро Чаны. Поданным И. А. Волкова [Волков, Волкова, 1982], замкнутая котловина образовалась в результате
Рис. 3. Распространение субаэральных эоловых отложений и эоловых форм рельефа во время последнего оледенения в Западной Сибири
1 - область распространения сартанского оледенения; 2 - область распространения перевеянных песков; 3 - субаэральные отложения с преобладанием эолового рельефа; 4 - Сибирские Увалы; 5 - граница Западно-Сибирской равнины; 6 - область гривного рельефа; 7 - увалы; 8 - область развития дефляционных котловин и эоловых песков.
дефляции во время глубокой аридизации климата (19-14 тыс. лет назад). За этот период на ее дне сформировались эоловые гривы, главным образом продольные по отношению к господствующим западным и юго-западным ветрам. Все первоначально сформировавшиеся гривы вблизи озера переработаны или срезаны процессами древней и современной озерной абразии. К настоящему времени получены новые данные о развитии озера в позднеплейстоценовое время.
В районе впадины оз. Чаны, в том числе и в пределах акватории самого озера, широко распространены своеобразные лессовидные отложения. Они слагают многочисленные гряды (гривы), протягивающиеся параллельно друг другу в восток -северо-восточном направлении. Происхождение грив до сих пор является дискуссионным. Хотя большинство исследователей относит гривы к эоловым формам, некоторые специалисты считают их водно-эрозионными образованиями [Грос-вальд, 1999]. Доказательством эолового происхождения грив служит характер пространственного расположения аккумулятивных форм относительно отрицательных форм рельефа, представленных озерными котловинами, с учетом преобладающего направления ветров. В пределах Чанинской депрессии наблюдается два типа грив (эоловых гряд), первые из которых ориентированы по направлению преобладающих ветров (продольные), вторые - расположены поперек направления ветров (поперечные). Расположение поперечных грив на северо-восточном берегу озер при западном и юго-западном ветре, при выдувании материала из отрицательной формы рельефа в эпохи аридизации показывает их отчетливый эоловый генезис. При гумидизации климата отрицательные формы были заполнены водой, и в них образовались озера. Продольные гривы размещаются вдоль берегов озер преимущественно северовосточного простирания. Проводилось детальное исследование строения гривных толщ. Эти отложения представляют собой в основном древний эоловый влекомый нанос, формировавшийся в аридной обстановке в результате проявления эоловых процессов во вторую половину сартанской стадии оледенения [Волков, Волкова, 1982]. Суба-эральный генезис грив подтверждается характером границ между отдельными слоями, входящими в гривную толщу и не имеющими следов эрозионного воздействия водной среды; отсутствием материала водной сортировки и оглеения; присутствием горизонтов выветривания, слабо развитых почвенных горизонтов, мелких трещин усыхания. При формировании грив чередовались процессы аккумуляции эолового материала, дефляции, кратковременного развития почв, их растрескива-
ния и формирования слабо развитых карбонатных уровней и гипса.
Детальное изучение строения гривной толщи в разрезе берегового уступа оз. Горькое позволило установить под ней озерную толщу, в кровле которой отмечены мерзлотные деформации. Из озерных отложений получена радиоуглеродная дата 14295±185 лет назад (СОАН-6114). Непосредственно под озерными осадками вскрыты отложения еще одной гривной толщи. Таким образом, мы имеем две возрастные генерации грив-ного рельефа, разделенные озерными осадками.
В разрезах береговых обрывов оз. Чаны, обнажившихся после осушения Юдинского плеса, выделено пять трансгрессивно-регрессивных циклов, в каждом из которых присутствует горизонт озерного песка и перекрывающего его органогенного (минерально-торфянистого) горизонта. Эти осадки залегают на аккумулятивном горизонте луговой почвы различной сохранности, срезанном водной абразией при повышении уровня озера. Почва сформировалась на субаэральной толще - поверхности абрадированной гривы. Из гумусового горизонта луговой почвы получена радиоуглеродная дата 6300+80 лет назад. В это время уровень озера был существенно ниже современного, а его размеры - значительно меньше; это способствовало формированию в прибрежных частях озера почв гидроморфного генезиса. Отсутствие озерных осадков между почвой и гривными отложениями свидетельствует о том, что в раннем голоцене и позднеледниковье (до 6300 лет назад) уровень оз. Чаны никогда не превышал современного. Колебания его уровня происходили до абсолютных отметок +105 м. Существенное повышение уровня озера произошло после 6300 лет назад, что подтверждается наличием осадков регрессивно-трансгрессивных фаз озера выше луговой почвы. Из органогенных горизонтов, соответствующих регрессиям озера, было получено 37 радиоуглеродных дат [Орлова, 1990; наши исследования]. В интервале от 6300+80 лет назад до 250+45 лет назад уровень озера превышал современный. Колебания уровня озера происходили в пределах от +106 м до +109,6 м. На основании радиоуглеродных дат из органогенных горизонтов ископаемых гидроморфных почв в береговых разрезах озера (с учетом ревизии разрезов, опубликованных Л.А. Орловой [1990]) построена кривая изменения уровня озера за последние 2,5 тыс. лет [Зыкин и др., 2009]. По наличию на озерной террасе современной почвы, датированной 250+45 лет назад, установлено падение уровня озера до близкого к современному. После 250+45 лет назад колебания озера происходили вблизи современного уровня. Построенная кривая изменения
уровня оз. Чаны отражает квазипериодические изменения увлажнения в его бассейне с периодичностью около 300 лет. Но этом фоне происходили более короткопериодические изменения уровня [Васильев и др., 2006; Пульсирующее ..., 1982]. Итак, установлены три основные фазы изменения уровня озера Чаны: до 6300 лет назад - низкий уровень; от 6300 до 250 лет назад - максимальное повышение уровня, в пределах которого происходили его незначительные квазипериодические колебания; после 250 лет назад уровень озера стал близок к современному.
Короткопериодические изменения климата выявлены также при изучении позднеголоценового дюнного рельефа. Дюны на Предалтайской равнине имеют трехчленное строение; каждый из выделенных песчаных горизонтов, рыхлых или слоистых, сформировавшихся в холодные периоды, разделен гумусированными прослоями небольшой мощности, свидетельствующими о закреплении поверхности дюн и соответствующими кратковременному периоду почвообразования. Дюны приурочены к восточным берегам озерных котловин и достигают в высоту 10 м. Радиоуглеродные даты, полученные по одному из органогенных прослоев, относятся к теплому периоду средневекового оптимума. Данные радиоуглеродного датирования при корреляции с дендрохронологи-ческими записями показывают, что субаэральное осадконакопление отражает квазипериодические чередования через 200-300 лет фаз аридизации климата, происходящих при похолодании на 1°С (малый ледниковый период), и фаз увлажнения
при температурах, близких к современным. Фазы аридизации совпадали с похолоданиями и характеризовались развитием эоловых процессов, усы-ханием озерных водоемов, дефляцией и формированием дюнного рельефа. В фазы относительного увлажнения и потепления на Предалтайской равнине в районах распространения эолового рельефа формировался почвенный покров, доминировали почвообразовательные процессы.
Заключение
Комплексное применение литолого-генетичес-кого, палеогеографического, палеоклиматическо-го, палеомагнитного и различного рода биостратиграфических методов при достаточно полном и детальном изучении конкретных разрезов и строгой обоснованности выделения местных страто-нов позволило внести значительные коррективы в представления о строении осадочной толщи юга Западной Сибири. Существенно уточнена стратиграфическая последовательность осадконакопле-ния этого обширного региона и выявлены многие геологические, биотические и климатические события глобального и регионального характера. Полученные данные показывают отчетливую синхронность и общий ход изменений климата и природной среды в четвертичное время в Западной Сибири с глобальными климатическими событиями, и свидетельствуют о едином механизме климатических изменений на планете.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (№ 04-05-64486, 07-05-01109).
Литература
Архипов С.А., Галкина Л.И., Зудин А.Н., Липагина В.Я. Биостратиграфия и палеомагнетизм плиоцен-четвертичных толщ Приобского плато // Плейстоцен Сибири и смежных областей. М.: Наука, 1973. С. 103-108.
Архипов С.А., Зыкина B.C., Круковер A.A., Гнибиден-ко З.Н., Шелкопляс В Н. Стратиграфия и палеомагнетизм ледниковых и лессово-почвенных отложений Западно-Сибирской равнины // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 6. С. 1027-1048.
Большаков В.А. Корреляция лессово-почвенных разрезов Белово и Володарка на реке Обь // Палеомагнетизм и магнетизм горных пород. М.: Изд-во ГЕОС, 2007. С. 6-10.
Большаков В.А., Свиточ A.A. Новые палеомагнит-ные данные по отложениям краснодубровской свиты Приобского плато // Перспективы развития минерально-сырьевой базы Алтая. Тез. докл. Ч. 1. Барнаул: Научно-техническое горное общество СССР, 1988. С. 50-51.
Васильев О.Ф., Савкин В.М., Сапрыкина Я.В. Анализ колебаний уровня озера Чаны // Доклады РАН. 2006. Т. 407. № 4. С. 533-536.
Веклич М.Ф. Стратиграфия лессовой формации Украины и соседних стран. Киев: Наукова Думка, 1968. 238 с.
Величко A.A. Широтная асимметрия в состоянии природных компонентов ледниковых эпох в Северном полушарии // Известия АН СССР. Сер. Географ. 1980. №5. С. 5-23.
Величко A.A., Морозова Т.Д., Нечаев В.П., Ударцев В.П., Цацкин А.И. Проблемы хроностратиграфии и корреляции лессово-почвенной формации Русской равнины // Стратиграфия и палеогеография четвертичного периода Восточной Европы. М.: Институт географии РАН, 1992. С. 115-140.
Величко A.A., Тимирева С.Н., Кременецкий К.В., Мак-Дональд Г., Смит Л. Западно-Сибирская равнина в облике позднеледниковой пустыни // Известия РАН. Сер. Географ. 2007. № 4. С. 16-28.
Волков И.А. Роль эолового фактора в эволюции рельефа // Проблемы экзогенного рельефообразования. Кн. 1. М.: Наука, 1976. С. 264-269.
Волков И.А., Волкова B.C. Позднеледниковая и го-лоценовая история озер южной части ЗападноСибирской равнины по геологическим данным // Позднекайнозойская история озер в СССР. Новосибирск: Наука, 1982. С. 101-108.
Волков И.А., Волкова B.C., Задкова И.И. Покровные лессовидные отложения и палеогеография юго-запада Западной Сибири в плиоцен-четвертичное время. Новосибирск: Наука, 1969. 328 с.
Волков И.А., Зыкина B.C. Цикличность субаэральной толщи Западной Сибири и история климата в плейстоцене // Эволюция климата, биоты и среды обитания человека в позднем кайнозое Сибири. Новосибирск: ОИГГМ СО АН СССР, 1991. С. 40-51.
Волков И.А., Зыкина B.C., Семенов В.В. Нижняя граница четвертичной системы в субаэральной толще Западной Сибири // Стратиграфия пограничных отложений неогена и антропогена Сибири. Новосибирск: Институт геологии и геофизики СО АН СССР, 1984. С. 72-84.
Воробьева Г.А., Зыкина B.C. Реконструкция почвенного покрова Сибири // Динамика ландшафтных компонентов и внутренних морских бассейнов Северной Евразии за последние 130000 лет (Атлас-монография «Развитие ландшафтов и климата Северной Евразии. Поздний плейстоцен-голоцен - элементы прогноза». Вып. 2). М.: Изд-во ГЕОС, 2002. С. 114-117.
Герасименко Н.П. Развитие зональных ландшафтов четвертичного периода на территории Украины. Авто-реф. дисс. ... докт. геогр. наук. Киев, 2004. 43 с.
Гросвальд М.Г. Евразийские гидросферные катастрофы и оледенение Арктики. М.: Научный мир, 1999. 120 с.
Добрецов Н.Л., Зыкин B.C., Зыкина B.C. Структура лессово-почвенной последовательности плейстоцена Западной Сибири и ее сопоставление с Байкальской и глобальными летописями изменения климата // Доклады РАН. 2003. Т. 391. № 6. С. 821-824.
Додонов А.Е. Четвертичный период Средней Азии: стратиграфия, корреляция, палеогеография. М.: Изд-во ГЕОС, 2002. 250 с.
Зажигин B.C. Комплексы мелких млекопитающих позднего плиоцена - раннего плейстоцена юга Западной Сибири. // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. Матер. VI Всероссийск. совещ. по изуч. четвертич. периода (Новосибирск, 19-23 октября 2009 г.) (в печати).
Зыкин B.C., Зажигин B.C., Казанский А.Ю. Поздний неоген юга Западно-Сибирской равнины: стратиграфия, палеомагнетизм, основные климатические события // Геология и геофизика. 1991. № 1. С. 78-86.
Зыкин B.C., Зажигин B.C., Присяжнюк В.А. Стратиграфия плиоценовых и эоплейстоценовых отложений в долине р. Битеке (Северный Казахстан) // Геология и геофизика. 1987. № 3. С. 12-19.
Зыкин B.C., Зыкина B.C., Орлова Л.А. Стратиграфия и основные закономерности изменения природной среды и климата в плейстоцене и голоцене Западной Сибири //Археология, этнография и антропология Евразии. 2000. № 1 (1). С. 3-22.
Зыкин B.C., Зыкина B.C., Орлова Л. А. Реконструкция изменений природной среды и климата позднего плейстоцена на юге Западной Сибири по отложениям котловины озера Аксор // Археология, этнография и антропология Евразии. 2003. № 4 (16). С. 2-16.
Зыкин B.C., Зыкина B.C., Орлова Л.А. Изменение природной среды и климата позднего кайнозоя Западной Сибири // Глобальные и региональные изменения климата и природной среды позднего кайнозоя Сибири (Интеграционные проекты СО РАН. Вып. 16). Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2008. С. 173-245.
Зыкин B.C., Зыкина B.C., Орлова Л.А., Чиркин К.А., Балакин П.В., Смолянинова Л.Г. О развитии озера Чаны в поздненеоплейстоцен-голоценовое время // Палеогеография, теория и практика: современные проблемы и перспективы. Барнаул: Изд-во АГУ, 2009. С. 95-98.
Зыкина B.C. Структура лессово-почвенной последовательности и эволюция педогенеза плейстоцена Западной Сибири // Автореферат дисс. ... докт. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2006. 32 с.
Зыкина B.C., Волков И.А., Дергачева М.И. Верхнечетвертичные отложения и ископаемые почвы Новосибирского Приобья. М.: Наука, 1981. 204 с.
Зыкина B.C., Волков И.А., Семенов В.В. Реконструкция климата неоплейстоцена Западной Сибири по данным изучения опорного разреза Белово // Проблемы реконструкции климата и природной среды голоцена и плейстоцена Сибири. Вып. 2. Новосибирск: Изд-во Института археологии и этнографии СО РАН, 2000. С. 229-249.
Зыкина B.C., Ким Ю.В. Почвообразование и лессона-копление в плейстоцене юго-восточной части Западной Сибири // Плейстоцен Сибири. Стратиграфия и межрегиональные корреляции. Новосибирск: Наука, 1989. С. 81-86.
Зыкина B.C., Круковер A.A. Новые данные по расчленению и корреляции четвертичных отложений Предалтайской равнины // Перспективы развития минерально-сырьевой базы Алтая. Тез. докл. Ч. 1. Барнаул: Научно-техническое горное общество СССР, 1988. С. 47-49.
Казанский А.Ю., Зыкин B.C. Магнитостратиграфия опорного разреза плиоцена и эоплейстоцена в долине р. Битеке (Северный Казахстан) // Тезисы докладов 4-го Всесоюзного съезда по геомагнетизму. М.: Институт физики Земли РАН, 1991. С. 76.
Кинд Н.В. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М.: Наука, 1974. 255 с.
Котляков В.М., Лориус К. Четыре климатических цикла по данным ледяного керна из глубокой скважины на станции Восток в Антарктиде // Известия РАН. Сер. Географ. 2000. № 1. С. 7-19.
Кузьмин М. И., Карабанов Е. В., Каваи Т., Вильяме Д., Бычинский В.А., Кербер Е.В., Кравчинский В.А., Безрукова Е.В., Прокопенко A.A., Гелетий В.Ф., Кал-
мычков Г.В., Горегляд A.B., Антипин B.C., Хомуто-ва М.Ю., Сошина Н.М., Иванов Е.В., Хурсевич Г.К., Ткаченко Л.Л., Солотчина Э.П., Йошида Н., Гвоздков А. H . Глубоководное бурение на Байкале-основные результаты // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 1-2. С. 8-34.
Лессово-почвенная формация Восточно-Европейской равнины. Палеогеография и стратиграфия. М.: Наука, 1997. 144 с.
Маркова А.К. Плейстоценовые грызуны Русской равнины (их значение для палеогеографии и стратиграфии). М.: Наука, 1982. 186 с.
Мейен C.B. Введение в теорию стратиграфии. М.: Наука, 1989. 216 с.
Мотузко А.И., Фаустов С.С. О стратиграфическом положении границы палеомагнитных зон Брюнес-Матуяма в разрезе Белово // Корреляция новейших отложений Севера Евразии. Л.: Географическое общество СССР, 1972. С. 97-99.
Орлова Л.А. Голоцен Барабы. Стратиграфия и радиоуглеродная хронология. Новосибирск: Наука, 1990. 125 с.
Поспелова Г.А., Гнибиденко З.Н. Магнитостратигра-фические разрезы неогеновых и четвертичных отложений Северной Азии и юго-восточной Европы и проблемы их корреляции // Геофизические методы в региональной геологии. Новосибирск: Наука, 1982. С. 76-94.
Поспелова Г.А., Зудин А Н. О расчленении плиоцен-четвертичных отложений Приобского плато (по палеомагнитным данным) // Геология и геофизика. 1967. №6. С. 11-20.
Пульсирующее озеро Чаны. Новосибирск: Наука, 1982. 304 с.
Разрез новейших отложений Алтая. М.: Изд-во МГУ, 1978. 208 с.
Сиренко H.A., Турло С.И. Развитие почв и растительности Украины в плиоцене и плейстоцене. Киев: Hayкова Думка, 1986. 186 с.
Унифицированная региональная стратиграфическая схема четвертичных отложений Западно-Сибирской равнины: Объяснительная записка. Новосибирск: СНИИГГиМС, 2000. 64 с.
Чиркин К.А., Смолянинова Л.Г, Зыкин B.C., Зыкина B.C., Зажигин B.C. О положении границы Брюнес-Матуяма в субаэральных отложениях юго-восточной части Западной Сибири // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований: Матер. VI Всероссийск. совещ. по изуч. четвертич. периода (Новосибирск, 19-23 октября 2009 г.) (в печати).
Шик С.М. Климатическая ритмичность в плейстоцене Восточно-Европейской платформы // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1993. Т. 1. № 4. С.105-109.
Aguirre J., Pasini G. The Pliocene-Pleistocene boundary // Episodes. 1985. Vol. 8. P. 116-120.
Bassinot F.C., Laberyrie L.D., Vincent E., Quidelleur X, Shackleton N.J., Lancelot Y. The astronomical theory of climate and the age of the Brunhes-Matuyama mag-
netic reversal // Earth and Planetary Science Letters. 1994. Vol. 126. P. 91-108.
Berggren W.A., Hilgen F.J., Langereis C.G., Kent D. V, Ob-radovichJ.D., Raffil., RaymoM.E. LateNeogene chronology: New perspectives in high-resolution stratigraphy // Geological Society of America Bulletin. 1995. Vol. 107. P. 1272-1287.
Biscaye PI., Crousset F.E., Revel M., van der Gaast S., Zielinski G.A., Vaars A., Kukla G. Asian provenance of glacial dust (Stage 2) in the Greenland Ice Sheet Project 2 ice core, Summit, Greenland // Journal of Geophysical Research. 1997. Vol. 102. P. 26765-26781.
Bond G., Broecker W., Johnsen S., McManus J., Laberyrie L., Jouzel J., Bonani G. Correlations between climate records from North Atlantic sediments and Greenland ice//Nature. 1993. Vol. 365. P. 143-147.
Bond G., Showers W., Cheseby M., Lotti R., Almasi P., de Menocal P., Priore P., Cullen H., Hajdas I., Bonani G. A pervasive millennial-scale cycle in North Atlantic Holocene and Glacial climates // Science. 1997. Vol. 278. P. 1257-1266.
Broecker W.S. Abrupt climate change: causal constraints provided by the paleoclimate record // Earth-Science Reviews. 2000. Vol. 51. P. 137-154.
Dansgaard W., Johnsen S.J., Clausen H.B., Dahl-Jensen D., GundestrupN.S., Hammer C. U., HvidbergC.N., Steffens-en J.P., Sveinbjornsdottir A.E., Jouzel J., Bond G. Evidence for general instability of past climate from 250 kyr ice record //Nature. 1993. Vol. 354. P. 218-220.
Fairbridge R. W. Climatology of glacial cycle // Quaternary Research. 1972. Vol. 2. P. 283-302.
Frechen M., Zander A., Zykina V, Boenigk W. The loess record from the section at Kurtak in Middle Siberia // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2005. Vol. 228. P. 228-244.
Goldberg E.L., Phedorin M.A., Grachev M.A., Bobrov V.A., Dolbnyal.P, KhlystovO.M., LevinaO. V, ZiborovaG.A. Geochemical signals of orbital forcing in the records of paleoclimates found in the sediments of Lake Baikal // Nuclear Instruments and Methods in Physics Research A. 2000. Vol. 448. P. 384-393.
Kravchinsky V.A., Zykina VS., Zykin VS. Magnetic indicator of global paleoclimate cycles in Siberian loess-pa-leosol sequence // Earth and Planetary Science Letters. 2008. Vol.265. P. 498-514.
Kukla G.J. Loess stratigraphy in Central China // Quaternary Science Reviews. 1987. Vol. 6. P. 191-219
Kukla G.J., An Z.S., Melice J.L., Gavin J., Xiao J.L. Magnetic susceptibility record of Chinese loess // Transactions of the Royal Society of Edinburgh. Earth Sciences Series. 1990. Vol. 81. P. 263-288.
Kutzbach J., Gallimore R., Harrison S., Behling P., Selin R., Laarif T. Climate and biome simulations for the past 21000 years // Quaternary Science Reviews. 1998. Vol. 17. P. 473-506.
Liu T.S. Loess and the environment. Beijing: China Ocean Press, 1985. 251 p.
Martinson D.G., Pisias N.G., Hayes J.D. Age-dating the orbital theory of the ice ages, development of high-resolution 0 to 300000-year chronostratigraphy // Quaternary Research. 1987. Vol. 27. P. 1-29.
Petit J.R., J ouzel J., Raynaud D., Barkov N.I., Barnola J.-M., Basile I., Bender M., Chappellaz J., Davis M, Dalaygue G., Delmotte M., Kotlyakov V.M., Legrand M., Lipenkov V.Y., Lorius C., Pepin L., Ritz C., Saltz-man E., StievenardM. Climate and atmospheric history of the past 420000 years from the Vostok Ice core, Antarctica //Nature. 1999. Vol. 399. P. 429^36.
Stein R., Nam S.-I., Schubert C. The last deglaciation event in eastern Central Arctic Ocean // Science. 1994. Vol. 264. P. 692-696.
Zander A., Frechen M., Zykina V, Boenigk W. Lumines-
cence chronology of the Upper Pleistocene loess record at Kurtak in Middle Siberia // Quaternary Science Reviews. 2003. Vol. 22. P. 999-1010.
Zykina V.S. Pedogenesis and climate change history during Pleistocene in Western Siberia // Antropozoikum (Sbomik Geologickych V£d, Journal of Geological Sciences). 1999. Vol. 23. P. 49-54.
Zykina V.S., Zykin V.S. The loess-soil sequence of the Brunhes chron from West Siberia and its correlation to global and climate records // Quaternary International. 2008. Vols. 106-107. P. 233-243.
