Структура и вещественный состав осадочного чехла Хубсугульской впадины как летопись тектоно-климатической эволюции Северной Монголии в Позднем Кайнозое

Рис.4. I- строение днища впадины без учета осадочного чехла: цифры в кружке- южный блок (1), центральный блок (2) и северный блок (3); условные обозначения- сбросы (1), границы тектонических пластин и блоков, перемычки (3). II- схематический разрез кровли фундамента Хубсугульской впадины. III-соотношение ширины грабенов Хубсугульской и Байкальской рифтовых впадин, стрелками показана их ширина, жирной точкой - предполагаемая точка разворота Хубсугульской впадины.

На основе соотношений морфотектонической структуры Прихубсугулья со структурой осадочного чехла тектоническая летопись западной части БРЗ делится на два этапа и несколько стадий.

4.2. Прото-Хубсугульский этап. На протяжении последних десятилетий активно ведется дискуссия о причинах происхождения как Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) в целом, так и отдельных ее частей. Наибольшую известность получили модели активного и пассивного рифтогенеза.

Модель активного рифтогенеза основана на представлениях о поднятии кровли астеносферы до основания коры. Образование Байкальского грабена связывается с изостатическим становлением сводового поднятия над астеносферным диапиром (Зорин, 1966, 1971; Артюшков и др., 1990; Артюшков, 1993 и др.). В модели пассивного рифтогенеза основным механизмом образования БРЗ является воздействие Индо-Азиатской коллизии при столкновении континентальных массивов Индостана и Евразии (Molnar, Tapponnier, 1975; Molnar, 1993; Zonenshain et al., 1981; Petit et al., 1996). В данной модели одна из главных ролей отводится субширотным трансформным разломам в виде северо-западных и субмеридиональных сдвигов (Шерман, Леви, 1978; Лукина, 1989; Balla et al., 1991; Sherman, 1992). И, в частности, взаимодействию между региональными полями напряжения, структурными элементами литосферы и геометрией Сибирской платформы (Ruppel et al., 1992, 1993; Ruppel, 1995; Petit et al., 1996; Delvaux et al., 1997).

Субмеридиональное расположение Хубсугульской рифтовой впадины должно обеспечивать контрастное и различное реагирование как на формирование субширотного поля растяжения в результате внедрения мантийного плюма, так и на воздействие Индо-Азиатской коллизии, формирующей северо-восточную направленность силы сжатия. Локальный источник в результате внедрения мантийного плюма должен вызывать более активное раскрытие Хубсугульской впадины по сравнению с удаленным воздействием Индо-Азиатской коллизии.

За начало тектонической активизации, вызвавшей начало разрушения мел-ранненеогеновой поверхности выравнивания в Центральной и Западной Монголии, принят ранний-средний миоцен (Лискун, Бадамгаров, 1977; Девяткин, 1981). В Северной и Западной Монголии миоценовые осадки повсеместно ложатся на красноцветные толщи олигоцена с размывом, часто своими разными горизонтами. На побережье Хубсугула также имеются проявления делювиально-коллювиальных красноцветных суглинков, расположенных вблизи водоразделов склонов южной оконечности озера. В данных красноцветах обнаружены немногочисленные останки двух типов раковин моллюсков, принадлежащих к семействам Valvatidae (предположительно вид sibirica)и Lymnaea (предположительно вид lagotis), экологической нишей которых являются мелкие водоемы (Круглов, 2005).

В основании разреза миоцена Северной Монголии наблюдаются горизонты галечников и гравийников (Белова и др., 1989), свидетельствующие о проявлении тектонического импульса, вызвавшего увеличение сноса обломочного материала в бассейны. С данной фазой тектонической активизации соотносятся «вершинные» базальты Северного и Западного Прихубсугулья, имеющие субгоризонтальное залегание и датируемые периодом 24,4-17 млн. лет (Амирханов и др., 1985; Иваненко и др., 1989; Rasskazov et al., 2003). В Байкальской впадине эрозионное расчленение исходного пенеплена также началось в позднем олигоцене (Логачев, 1974; Мац и др., 2001). Если принять во внимание, что сейсморазрезы вскрывают практически весь осадочный чехол Хубсугульской впадины, а время его формирования не превышает 6 млн. лет назад, то можно предположить, что региональная позднеолигоценовая - миоценовая фаза тектонической активизации не сформировала Хубсугульскую впадину в его нынешнем виде.

4.3. Нео-Хубсугульский этап. Под данным этапом тектонического развития подразумевается начало активного формирования современного облика Хубсугульской впадины. Данный этап знаменуется началом формирования озерных осадков, начиная примерно, с 5,5-6 млн. лет. Рассматривая соотношение визуальных углов погружения толщ и количества сингенетических разломов, как один из показателей тектонической активности и вертикальных движений, становится видно, что региональная тектоническая активность в нео-Хубсугульский этап была неоднородна. Для взаимосвязи углов погружения толщ с количеством сингенетических разломов был введен индекс тектонической активности (рис. 5). Данный индекс представлен в виде lg(a^b), где а - визуальный угол наклона толщ, b - количество сингенетических разломов в каждой из толщ. При этом, поскольку в расчете учитываются углы погружения толщ, этот индекс будет соответствовать интенсивности раздвига бортов котловины в субширотном и СЗ направлении.

Если данный индекс действительно отображает временную последовательность смены поля напряжения, то отчетливо видно существование двух тектонических макро-режимов (рис. 5). Первый тектонический макро-режим (от ~5.5 до ~0.4 млн. лет) характеризовался высокой тектонической активностью. Что же послужило источником высокой тектонической активности этого периода? Если рассматривать Индо-Азиатскую коллизию, как первопричину данного события, то от момента начала воздействия на Центрально-Азиатский регион коллизии, до начала формирования Хубсугульской рифтовой впадины, прошло порядка нескольких десятков миллионов лет. Хотя в регионе момент столкновения Индии с Азией отчетливо проявился в начале разрушения мелового-ранненеогенового пенеплена, но это не послужило причиной активного формирования структур БРЗ.

Рис.5. (A) Часть сейсмопрофиля донных осадков озера Хубсугул. Толстой черной линией проведена граница разделения осадков, сформированных в условиях режима активного (нижняя часть разреза) и в условиях пассивного (верхняя часть разреза) растяжения. На схеме показано распределение современного тектонического поля напряжения в регионе. (Б) Индекс тектонической активности lg(a^b), (В) Магнитная восприимчивость (SI 10^-5 ед.) донных осадков из KDP-01 (Казанский и др., 2005; Нургалиев и др., 2005). Ломанная пунктирная линия выделяет переход от высокой скорости денудации водосборного бассейна к низкой.

Поскольку по данным современной GPS-геодезии эффект коллизионного воздействия на регион присутствует (Саньков и др., 2005) то, был необходим дополнительный механизм, способный активизировать процесс рифтогенеза. Исходя из гипотез формирования БРЗ, наиболее вероятным таким механизмом могло послужить внедрение астеносферных плюмов, на наличие которых указывает аномалия гравитационного поля в регионе (Рогожина, Кожевников, 1979; Алакшин, 1984; Зорин и др., 1986; Krylov et al., 1991; Gao et al 2002; Zorin et al., 2003).

Начало процесса интенсивного растяжения коры можно отнести к периоду массового излияния базальтов (10,0-8,0 млн. лет) (Rasskazov et al., 2003). Сейчас нельзя уверенно говорить, что именно в этот период произошло внедрение мантийного плюма, но, по крайней мере, с этим временным рубежом, вероятнее всего, связанно окончательное формирование условий, способствующих образованию хубсугульского сводообразного поднятия. Как нетрудно посчитать, от периода мобилизации базальтов до начала реорганизации приповерхностной структуры земной коры и начала формирования Хубсугульской впадины прошло 3 - 4 млн. лет.

Тектонический режим первого макро-этапа имел следующую природу. Коллизионное сжатие СВ направления запустило процесс деструкции и оживления тектонического режима региона, повлекшее проявления регионального базальтового вулканизма. При этом, касательно ослабленной субмеридиональной зоны земной коры, на месте которой сформируется Хубсугульская впадина, кинематический эффект от СВ сдавливания выражался в пассивном СЗ раздвижении ее бортов. В следующую фазу произошла глобальная активизация мантийных процессов. С одной стороны, это придало ускорение коллизионному воздействию Индостана с Евразией, что усилило СВ поле сжатия. С другой стороны, данные мантийные процессы не могли не повлиять на активность астеносферных плюмов, которые при своем внедрении в земную кору резко усилили поле СЗ растяжения. Таким образом, можно предположить, что в период, примерно, 4.5-3 млн. лет произошло наложение максимумов этих двух полей, а субмеридиональная ориентировка впадины способствовала интенсивному раздвигу его бортов. На главенство СЗ ориентировки растяжения указывает и веерообразное раскрытие Хубсугульской впадины и «миграция» блока п-ова Долоон-Ул в этом же направлении, а произошедший при этом разрыв 9 млн.-летних покровов базальтов указывает на молодость данного события.

После рубежа в 2,5 млн. лет проявляется тенденция к затуханию тектонической активности (рис. 5). Некоторая активизация наблюдалась в период 1,5-1 млн. лет, но она была не столь значительна, как в описанном выше периоде. Причина угасания тектонической активности, очевидно, связана с ослаблением активности воздействия астеносферного плюма и началом доминирования коллизионного СВ поля сдавливания. Как отклик на изменение термального и структурного режима литосферы в Прихубсугулье, отмечается смещение/миграция вулканических полей молодых генераций в СЗ направлении от Хубсугульской котловины в сторону Тувы и Южного Прибайкалья (Рассказов и др., 2000).

Начиная с ~0,4 млн. лет назад и по наше время, скорость раздвигания бортов Хубсугульской впадины резко сократилась, что маркируется практически горизонтальным залеганием осадочных толщ (1-4), сформированных за последние 400 тыс. лет. Предположительной причиной этого является окончательная смена условий деформации земной коры под действием коллизионного СВ сжатия. Это поле напряжений вызывает медленное пассивное раскрытие Хубсугульской впадины. В результате продолжающегося усиления удаленного воздействия Индо-Азиатской коллизии, такой режим установился на всей территории, примыкающей к Сибирской платформе с юго-запада. Косвенным свидетельством снижения тектонической активности является уменьшение интенсивности денудационных процессов в водосборе озера. Поставка терригенных магнитных минералов с водосбора в Хубсугул рассматривается как маркер интенсивности денудационных процессов. Снижение интенсивности растяжения после ~0,4 млн. лет вызвало замедление скорости денудации, что ясно видно в резком снижении доли поступления магнитных зерен в донные осадки по сравнению с предыдущей тектонической фазой.

Таким образом, на начальных стадиях развитие структур БРЗ было связано с дивергентными движениями вдоль края Сибирской платформы на фоне внедрения мантийных плюмов. Взаимодействие сил растяжения, как возможного результата растекания мантийных аномалий и сжатия со стороны Индо-Азиатской коллизии в плиоцен-четвертичное время, привело к усилению рифтовых процессов. Дальнейшее увеличение деформаций сжатия в рифтовых впадинах юго-западной части БРЗ привело к затуханию процессов растяжения и инверсии тектонического режима в плейстоцене ~0,4 млн. лет.

Глава 5. ЛИТОЛОГИЯ И ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ДОННЫХ ОСАДКОВ ОЗЕРА ХУБСУГУЛ

В работе рассмотрение процессов седиментации, характеризующих периоды межледниковий, основывается на голоценовом типе осадконакопления. Ледниковые периоды рассматриваются на примере осадконакопления последнего оледенения позднего плейстоцена (Сартанское оледенение, МИС 2).

Донные осадки голоцен-позднеплейстоценового возраста. Разрез донных осадков, сформированных в этот период, представлен тремя типами осадка. Верхняя часть (0-~70/80 см) представлена диатомово-пелитовыми илами. Далее идет переходный слой мощностью 10-15 см, обогащенный черными 1-2 мм слойками и вкрапленностями. Ниже по разрезу интервал 70/82-200 см представлен песчанисто-алевритовыми глинами с линзами, гнездами и прослоями несортированного, слабо окатанного, мелко-, средне- и крупнозернистого песка. Переход от диатомовых илов к глинам четко отбивается уменьшением влажности керна (с 80 до 25-30%), биогенного кремнезема (с 20 до 4%), доли пыльцы древесных видов, органического углерода (с 6 до 0,5%). Глины характеризуются возрастанием карбонатной составляющей (с 0 до 8%), а также в десятки раз повышением доли водорастворимых солей и элементов, связанных с карбонатами, таких как Са, Sr, Mg, С_неорг. Карбонаты в глинах представлены кальцитом, магнезиокальцитом и доломитом. Ассоциация глинистых минералов аналогична байкальской - это смешанослойные иллит-смектиты, мусковит, иллит, хлорит, хлорит-смектиты и каолинит (Солотчина и др., 2003)

В верхней части керна среди диатомей преобладающим видом является Cyclotella ocellata Pant. с численностью, доходящей до 100 млн. створок/г осадка (Федотов и др., 2001; Fedotov et al., 2000). Содержание планктонных видов Cyclotella bodanica Eulenst. и Stephanodiscus aff. аlpinus незначительно, и не превышает 0,8 млн. створок/г осадка. Содержание донных водорослей родов Achnanthes Bory., Cocconeis Ehr., Navicula Bory., Cymbella Ag. и прочих очень мало, и в сумме не превышает 1 млн. створок/г осадка. В глинистой части керна бентосные и планктонные виды, за исключением узких в несколько сантиметров интервалов, практически полностью отсутствуют. Для диатомово-пелитовой части керна характерно высокое содержание пыльцы древесных видов, из которых в наибольших количествах присутствует пыльца сосны обыкновенной (до 90%) и кедра сибирского (до 40%). Содержание пыльцы лиственницы, ели и березы в своих максимумах не превышает 18%, при рассмотрении разреза снизу вверх отмечается плавное снижение их численности до 5-8%. Содержание пыльцы и спор недревесных растений не превышает 12% от общего числа пыльцы и спор в образцах. В глинистой части керна пыльца древесных практически отсутствует, либо представлена в существенно меньших количествах (Fedotov et al., 2000).

По результатам радиоуглеродного датирования и на основе единообразного хода развития диатомей в различных частях озера можно предположить, что начало развития планктонных диатомовых водорослей в Хубсугуле приходится на рубеж ~11,385 тыс. календарных лет назад. Этот временной рубеж соответствует границе между поздним юнгер-дриасом (ЮД) и предбореальным (ПБ) периодом голоцена (Roberts, 1998; Stuiver et al., 1998).

Палеоклиматическая интерпретация летописи последних 20 тыс. лет

В период последнего оледенения плейстоцена уровень озера был ниже современного, по крайней мере, на сотню метров (Fedotov et al., 2003, 2004; Prokopenko et al., 2005; Fedotov et al., 2005). Судя по содержанию солей в водных экстрактах из осадка, в период температурного минимума последнего оледенения плейстоцена вода озера была насыщена сульфатом и гидрокарбонатом кальция (Fedotov et al., 2003, 2004). Обогащение сульфатом вод палеоозера происходило за счет испарения его вод и поступления с аэрозолем. Об этом свидетельствуют высокие пики катионов и сульфата, многократно превышающие современный и средний для голоцена уровень. Отсутствие диатомовых водорослей в период накопления глин может быть связано как с недостатком биогенных элементов или повышением мутности вод озера, так и с тем, что створки диатомей после захоронения в осадках, растворялись за счет высокой карбонатности поровых вод, или же доминанты хубсугульских диатомей были не приспособлены жить в столь соленой воде.

Рис.6. Летопись переходного периода от позднего плейстоцена к голоцену в сравнении с изменением содержания изотопов кислорода в Гренландском ледовом щите - нижняя панель (Grootes, Stuiver, 1997).

Самые резкие колебания климатических параметров происходили во время переходов беллинг-аллеред-юнгер-дриас-голоцен. В этот период наблюдается небольшой прирост содержания пыльцы древесных растений, прежде всего, сосны обыкновенной и сибирского кедра. Химический состав воды в озере изменился в сторону опреснения, и появились бентосные диатомеи. Изменение химического состава воды, обеспечившее существование диатомеям, было вызвано поступлением питательных веществ из водосбора в связи с ростом выпадения атмосферных осадков. С наступлением голоцена концентрации растворимых катионов Mg²⁺, K⁺, Na⁺ в поровых водах упали, примерно, в 10 раз, по сравнению с периодом МИС 2. Индикаторами этого изменения являются повышенные концентрации Br, W, Cu, Sb, V, U, Ni, РЗЭ и наоборот, понижение содержаний Ca, Mg, C_неорг, Sr. Планктонные виды начали развиваться с запаздыванием от бентосных видов примерно на 1,5 тыс. лет. Практически весь период юнгер-дриас они находились в угнетенном состоянии (рис.6). Максимум развития всех планктонных видов пришелся на бореальный период голоцена. В это же время был максимум развития древесных форм растительности. О региональном увлажнении климата в предбореальный и бореальный периоды голоцена свидетельствует широкая встречаемость пыльцы ели в летописях из Хубсугула и Байкала (Федотов и др., 2001; Безрукова, 1999; Fedotov et al., 2000; Bezrukova et al., 2003). Судя по количеству пыльцы ели и широколиственных видов, эти периоды были максимально увлажненными для Северной Монголии. Начиная примерно с 7 тыс. лет и по настоящее время намечается неуклонный тренд на аридизацию климата и доминированию сосны обыкновенной. Очень важной деталью является событие на отрезке 5,8 тыс. лет, вызвавшее полное вымирание пелагической Cyclotella bodanica. Это событие было синхронно изменению циркуляции в Северной Атлантике, которое вызвало резкое окончание африканского влажного периода и разрастание пустыни Сахара (deMenocal et al., 2000; Swezey, 2001) и временному наступлению прерий в районе озера Лосиное в Северной Америке (Dean, 1997; Smith et al., 2002).

Итак, основной чертой хубсугульских летописей ледниковий-межледниковий является следующее. В период оледенения в Северной Монголии развивался степной и горно-тундровый ландшафт, озеро имело низкий уровень, и было бессточным, вследствие интенсивного испарения из озера и низкого уровня атмосферных осадков воды палео-озера были сильно минерализованы, и происходила садка карбоната. Под действием увеличения влажности климата озеро в течение порядка 1-1,5 тыс. лет переходило из мелководного в глубоководное состояние. При трансгрессии воды озера опреснялись, прекращалось осаждение карбонатов, развивались диатомеи, ландшафт Прихубсугулья сменялся на лесостепной.

5.3. Донные осадки, сформированные в течение последнего 1 млн. лет изучаются по данным анализа 53-метрового бурового керна KDP-01.

Литологическое строение керна. По своей сути, буровой керн KDP-01 состоит из последовательных 2-6 метровых секций осадка. На всем протяжении керн не содержит следов перерывов в осадконакоплении и не имеет нарушений, связанных с технологией бурения. Буровой керн в подавляющей своей массе, за исключением первых 16 см (диатомовые илы), представлен алевро-пелитовыми илами с преобладанием массивных и полосчатых текстур. В цветовой гамме донных осадков преобладают темно-зеленые, серые и оливково-черные оттенки (шкала цветов- Oyama, Takehara, 1997). Сильно корродированные створки диатомовых водорослей (Cyclotella ocellata Pant, Cyclobodanica Eulenst, Stephanodiscus aff. alpinus) обнаружены только на нескольких горизонтах и диатомовая летопись практически недоступна.

В распределении влажности и плотности осадка имеется явно выраженный тренд на уплотнение осадка с глубиной. Содержание воды в осадке изменяется от 75 % в начале керна до 25% в конце керна. Доля крупнозернистой фракции (более 200 µm) в осадочном разрезе составляет не более 16%, а в среднем 4%, что подтверждает отсутствие в разрезе перерывов в осадконакоплении, связанных с накоплением субаэральных осадков. В байкальских осадках, сформированных за последние 200 тыс. лет, доля крупной фракции (свыше 200 мm) также не превышает 10-12% (Грачев и др., 1997; Скляров, Федотов и др., 1999). Из аутигенных минералов в осадке часто встречается гидротроилит, пирит и карбонатные стяжения и обрастания, представленные кальцитом. Редко в осадке встречаются створки двустворчатых моллюсков класса Bivalvia, семейства Euglesidae и широко встречаются створки остракод, представленные Candona lepnevae, Cytherissa lacustris, Leucocythere sp. and Limnocythere inopinata (Poberezhnaya, Fedotov, et al., 2006).

Возрастная модель керна и скорости осадконакопления. Возраст керна KDP-01 дается на основе распределения в осадке палеомагнитных маркеров (Fedotov et al., 2004; Казанский, Федотов и др., 2005). По знаку наклонения NRM выделяются три четкие зоны, разделенные переходными интервалами: зона прямой полярности от верха керна до глубины 4000 см, зона обратной полярности от 4000 до 5050 см и зона прямой полярности от 5050 см до забоя скважины. В верхней, прямо намагниченной части колонки, установлено 16 интервалов с заниженными (широта палеополюса < 45є), вплоть до отрицательных, значениями наклонения. Очевидно, что все аномальные интервалы имеют свои аналоги экскурсов. Наиболее вероятно, что зона прямой полярности соответствует хрону Брюнес, зона обратной полярности хрону Матуяма, а два интервала прямой полярности в нижней части колонки отвечают субхрону Харамильо. Нижняя граница субхрона Харамильо, имеющая возраст 10685 тыс. лет (Поспелова, 2002), в разрезе не вскрыта. Предположительный возраст осадков в забое скважины равен 1050 тыс. лет. Линейная модель скорости осадконакопления только на основе возрастов предполагаемых экскурсов (Horng et al., 2002; Petrova et al., 1990), без учета возрастов реперных границ Матуяма/Брюнес и Харамильо/Матуяма, дает оценку 4,99 см/тыс. лет, а с учетом этих границ 5,03 см/тыс. лет (Казанский, Федотов, и др., 2005).

Стиль осадконакопления последнего 1 млн. лет условно можно разделить на два типа. Первый тип осадконакопления существовал, примерно, с 1,05 млн. лет до 0,4 млн. лет. Для него характерно существование весьма продолжительных периодов как с высокими массовыми скоростями осадконакопления (до 14 г/см²/10³ лет), так и низкими (около 4 г/см²/10³ лет). Второй тип осадконакопления - это когда на фоне довольно значительного потока материала на дно (около 8 г/см²/10³ лет) имелись коротко-временные периоды увеличения массовых скоростей до аномально высоких значений (до 14 г/см²/10³ лет). О наличии периодов с высокими скоростями осадконакопления свидетельствует и неравномерное распределение у донных осадков гистерезисных магнитных параметров (Нургалиев и др., 2004; Nourgaliev et al., 2005).

Карбонатная летопись. В буровом керне среднее содержание карбонатов достигает 8.5%, а максимальные значения могут доходить до 16%. Направленность накопления Са определенного ICP-MS методом при экстракции из осадка слабой азотной кислотой идентична распределению СО_2карб. На принадлежность большинства измеренного Са к карбонатам указывает и идентичность распределения спутников карбоната Mg and Sr. В карбонатной летописи отмечается тренд на уменьшение доли карбонатов с глубиной, при этом происходит увеличение встречаемости периодов с низкой долей карбонатов, порядка 1,5-2%. Для палеоклиматических реконструкций более интересно распределение аутигенных карбонатов в осадке, как показателя интенсивности испарения с озера. Для разделения аутигенных и терригенных карбонатов было использовано два способа. Первый способ основывается на предположении, что терригенные карбонаты и доломиты кембрийского возраста должны иметь более высокую долю Mg по сравнению с аутигенным карбонатом. Это подтверждается прямыми измерениями элементного состава у заведомо аутигенных и терригенных карбонатов. Для максимальной оценки доли терригенных карбонатов весь Mg по каждому из образцу донных осадков был пересчитан на доломит. Весь оставшийся кальций (пересчитанный из СО_{2 карб}), не вошедший в массу доломита, был отнесен к аутигенному кальциту. Второй способ - это сверка в реперных точках карбонатного профиля, отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr донного осадка с эталонными отношениями изотопов стронция в береговых карбонатах, современной воде озера и атмосферных осадках (Иванов, Демонтерова, 2003). Эти расчеты показывают, что большая часть измеренного карбоната от 70 до 80% представлена аутигенными карбонатами, при этом, с верха к низу керна, происходит уменьшение доли аутигенных карбонатов. Наиболее часто горизонты с низким содержанием хемогенного карбоната встречаются в интервале 1,05-0,7 млн. лет. Наиболее продолжительный интервал керна, когда не происходила садка аутигенного карбоната, соотносится со временем 0,41-0,380 млн. лет.

Водорастворимые соли донных осадков. В керне было исследовано как общее содержание водорастворимых солей, так и содержание сульфат-иона (Fedotov et al., 2004, 2006; Федотов и др., 2006). Содержание солей изменяется от практически нулевых значений до 8 мг/г. сухого осадка. На основе распределения средне-интервального содержания солей в керне можно выделить три стадии в накоплении солей.

Первая стадия (интервал в керне 53-40 м) характеризуется преобладанием низких концентраций солей на уровне 0.8 мг/г сух. осадка. Вторая стадия (интервал в керне 40-20 м) характеризуется устойчивым ростом концентрации солей, при этом среднее содержание солей составляет 2 мг/г, а самые низкие значения, практически, не опускаются ниже уровня в 1 мг/г. Устойчивый максимум солей (до 8 мг/г) приходится на интервал 22-27 м. Третья стадия 0-22 м характеризуется резкими колебаниями от низкого содержания солей к высокому. В целом, минимумы солей соотносятся с глобальными межледниковыми периодами. При этом резкий рост доли солей в осадке происходил, начиная с рубежа, примерно, в 0,75 млн. лет. Если рассматривать долю солей как меру аридности климата, то максимум уровня региональной аридности климата пришелся на временной интервал 0,55-0,42 млн. лет (Fedotov et al., 2004).

Главным компонентом хубсугульских водорастворимых солей является сульфат. Распределение сульфата имеет линейную зависимость с общим распределением солей, т.е. в характере накопления сульфата в донных осадках выявляются те же три этапа, как и в накоплении солей. Обнаруженная концентрация сульфата в солях доходила до 2160 мг/л. Как правило, высокому содержанию сульфата соответствует высокое содержание хлора, что указывает на повышенную скорость осадконакопления, когда осадок «быстро» выводился из зоны интенсивной сульфатредукции, а также на первично высокий уровень сульфата и хлора в водах палео-озера. Исходя из того, что хлор-ион является устойчивым компонентом поровых вод, слабо участвующим в диагенезе (Страхов и др., 1954; Тагеева, Тихомирова, 1962), для качественной оценки уровня солености палео-озера были использованы отношения содержания Cl-, как в современном озере, так и в водорастворимых солях из различных горизонтов бурового керна. Полученные результаты свидетельствуют о том, что относительно современного уровня солености вод, в некоторые периоды соленость палеовод озера была в 20-49 раз выше и максимальная минерализация вод могла доходить до 8 г/л. Очевидно, что столь высокая минерализация вод озера вносила дополнительный вклад в снижение первичной биопродуктивности озера.

Гранулометрический состав донных осадков. Из данных полного гранулометрического анализа зерен с размерностью, лежащих в интервале от 0,2 до 750 мm следует, что наибольший объем, занимают фракции 0,2-7 и 8-12 мm, в среднем 35 и 25% соответственно (Федотов и др., 2006). Средняя размерность осадка в некоторых интервалах может доходить до 175 мm. Из перечисленных групп наименьший разброс, от среднего значения, имеет фракция 8-12 мm, что свидетельствует о практически стабильном механизме поступления данной размерности в озеро независимо от изменения климатических режимов.

Рис.7. Содержание солей в водных экстрактах осадков бурового керна KDP-01. Тонкая линия - сглаженный профиль на логарифмической шкале (оси инвертированы). На нижней панели приведена изотопная океаническая кривая (¹⁸O), маркирующая изменение уровня океана, с указанием теплых стадий, согласно Shackleton et al., (1990).

Горизонты, обогащенные материалом алевритовой размерности, более характерны для темно-серых (местами до черного) осадков, а песчаная размерность наиболее характерна для сизых глин. В накоплении крупнозернистой фракции можно выделить три фазы (последовательность снизу вверх керна). Первая фаза (интервал 53-30 м) характеризовалась низкой интенсивностью накопления крупнозернистого материала на уровне 2-4%, что свидетельствует о низкой дефляции почв, как следствие интенсивного покрытия растительностью водосбора и, возможно, снежных зим. Вторая фаза (интервал 30-7 м) характеризуется многократным увеличением доли крупнозернистой составляющей в осадке, что свидетельствует о более интенсивной дефляции материала из водосбора и снижении снежности зим, а также смещение палео-береговой линии к центру озера. Условия формирования третьей фазы (интервал 7-0 м) были весьма схожи с первой фазой.

Сравнение профиля распределения отношения глина/средний алеврит в Хубсугульском керне со стандартным палеоклиматическим профилем изотопов кислорода из бентосных фораминифер, описывающих глобальные климатические осцилляции (Shacleton, 1990) свидетельствует, что размерность донных осадков Хубсугула определялась климатическим фактором. Доминирование глин над средним алевритом приходится на периоды оледенений или эпизоды похолоданий в межледниковые стадии. По данным спектрального анализа распределения средне-алевритовой фракции в хубсугульских осадках выделяются пики с периодами, близкими к орбитальным циклам Земли: 100, ~ 41, 23 тыс. лет (Федотов и др., 2006).

Элементный состав донных осадков. Так же как и в осадках, сформированных в голоцен-позднеплейстоценовое время, в буровом керне наблюдается приуроченность в накоплении некоторых элементов к интервалам, обогащенным или обедненным аутигенными карбонатами и солями. Поскольку в буровом керне диатомовая летопись практически недоступна, то в распределении элементов наиболее интересно распределение элементов принадлежащих к «теплому-плювиальному» климатическому стеку Sc, Ni, Zn, Y, РЗЭ, W, U, Cu типичных для голоценовых осадков. В целом, содержания этих элементов в анализируемых осадках находятся на уровне кларковых значений. Содержания выше среднего большинства элементов из «плювиального» стека в буровом керне соотносятся с минимумами аутигенных карбонатов и карбонатофильных элементов (Sr, Са, Mg, C_неорг.). При этом ширина интервалов с высокими значениями «плювиальных» элементов близко соотносится с шириной интервалов, имеющих низкие значения содержания карбонатов и карбонатофильных элементов. Основной формой миграции практически всех элементов отнесенных к «плювиальному» стеку является речная взвесь в виде глинистых частиц или коллоидальных гидроокисей (Глаголева, 1959; Routh, Joyanto, 1985; Hakansson et al., 1989; Puls et al., 1991). Хотя Cu, U и отчасти V в условиях высокого окислительно-восстановительного потенциала и высокого рН почти не гидролизуются, что способствует их миграции в растворенном состоянии. Следовательно, интенсивность накопления большинства элементов «плювиального» стека имеет линейную зависимость от интенсивности речного стока в озеро. Если это предположение справедливо, то аллювиальный механизм транспортировки наиболее интенсивно действовал в течение формирования интервалов керна 53-33 м и 24-19 м

Глава 6. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА ДОННЫХ ОСАДКОВ ХУБСУГУЛА И НАЗЕМНЫХ РАЗРЕЗОВ СЕВЕРНОЙ МОНГОЛИИ ПРИ ПАЛЕОКЛИМАТИЧЕСКИХ РЕКОНСТРУКЦИЯХ

Основные черты развития регионального палеоклимата за последний 1 млн. лет

Полученный фактический материал свидетельствует, что в четвертичный период развитие озера Хубсугул определялось климатическими изменениями, и во многом зависело от регионального уровня влажности. При отрицательном гидрологическом балансе, когда величина испарения превышала величину количества выпадающих на водосборную площадь атмосферных осадков, озеро становилось бессточным. В условиях бессточности и интенсивного испарения с озера, повышалась минерализация его вод. Если в регионе происходило увеличение уровня влажности, то характер данной взаимосвязи менялся на противоположный.

Палеоклиматические сигналы Хубсугула могут быть разделены на два стека, аридный и плювиальный. Аридный стек состоит из: летописей водорастворимых солей, сульфат-иона и аутигенного карбоната. Высокие значения этих сигналов свидетельствуют о низком уровне озера и высокой солености его вод, вследствие аридности регионального климата. Плювиальный стек строится на основе распределений элементов (W, Ni, Cu, V, U, Y, РЗЭ), маркирующих интенсивность аллювиального стока в палео-Хубсугул. Следовательно, высокие содержания этих элементов должны соответствовать повышению уровня озера и снижению минерализации его вод, вследствие снижения аридности регионального климата. В подтверждение этого характер распределения аридного и плювиального стеков имеет обратную зависимость (рис.8).

На основе произведения растворимости кальцита и концентраций хемогенного карбоната в донных осадках было рассчитано, какое количество воды палео-Хубсугула за единицу времени необходимо испарить, чтобы образовалось необходимое количество хемогенного карбоната, регистрируемого в керне. Поскольку интенсивность испарения имеет прямую зависимость от уровня атмосферных осадков, выпадающих в этот период, была произведена оценка минимального количества атмосферных осадков, обеспечивающих данный баланс (рис. 9).

Рис.8 Климатические стеки построенные с учетом основных палеоклиматических летописей из донных осадков Хубсугула. Цифрами показаны три макро- стадии развития палеоклимата Северной Монголии.

Климатические стеки и расчетные данные по количеству атмосферных осадков, маркируют три макро-стадии развития регионального палеоклимата, за последний 1 млн. лет (Fedotov et al., 2004) (рис.9).

1- стадия (1,05-0,7 млн. лет назад). Вероятнее всего, в этот период параметры регионального климатического режима были во многом схожи с современными параметрами. Минимальное количество атмосферных осадков было на уровне 200-250 мм/год.В эту стадию были интервалы длительностью в 20-30 тыс. лет, когда не происходило осаждение карбонатов и гидрохимические параметры озера были сравнимы с современными. 2- стадия (0,7-0,42 млн. лет). С началом этой стадии произошло резкое усиление аридности и континентальности климата (рис.9). Практически на всем ее протяжении в регионе сохранялся высокий уровень аридности, и Хубсугул испытывал многочисленные регрессионные циклы, в результате чего в донных осадках активно накапливались аутигенные карбонаты и сульфаты. О значительных регрессиях свидетельствует широкое присутствие в донных осадках, сформированных в этот период, двустворчатых моллюсков, типичных для литорали. Так, наряду с хубсугульскими летописями, сигнал резкого климатического сдвига запечатлен и в лессовых разрезах Китая. С рубежа в 0.7 млн. лет произошло скачкообразное увеличение количества грубозернистого материала в данных разрезах (Liu, Ding, 1998; An, 2000; Ding et al., 2005).

Рис.9. Верхняя панель - соотношение хубсугульского аридного стека с глобальными палеолетописями из Тихого океана (Berger, 1999), Ю.Китайского моря и лёссов северного Китая (Wang et al., 2004; Ding et al., 2005). Цифрами показаны три макро-стадии развития регионального палеоклимата,стрелки - начало формирования 100 тысячелетнего цикла, серые стрелки - отклик летописей на изменение данной цикличности.

Поскольку Хубсугул и лессовые разрезы Китая находятся в зоне влияния Сибирского антициклона (An, 2000), нетрудно предположить, что наблюдаемая синхронность в этих летописях обусловлена активизацией Сибирского антициклона после 0.7 млн. летнего рубежа. Более медленная реакция на изменение климатического облика запечатлена в летописи д13С из морских фораминифер, когда максимум в накоплении д13С пришелся на МИС 12-13, что соответствует существенному изменению морской биопродуктивности в этот период.

В целом, формирование климатического облика Северной Монголии последних 0.7 млн. лет также было подчиненно колебаниям 100 тыс. летнего цикла. В глобальном плане начало 2-стадии совпадает с началом заложения перестройки климатической системы плейстоцена, когда цикличность типа «кролл» сменилась на цикличность типа «миланкович» с доминированием 100 тысячелетнего цикла (Berger, 1999). 3- стадия регионального климата начинается с 0.4 млн. лет назад и длится до наших дней. Отличие 3-стадии от второй заключается в резких сменах климатических режимов от аридных условий к плювиальным. При этом происходит сокращение продолжительности плювиальных периодов, примерно, до 11 тыс. лет, вместо наблюдавшихся в позднем эоплейстоцене 20-25 тысяч лет.

Климатические особенности последних 450 тыс. лет

Эоловый перенос и дефляция почв. Изучение, с помощью лазерного анализатора, гранулометрического состава современной речной взвеси вносимой в Хубсугул, показало, что в ее составе отсутствуют частицы с размерностью до 1 µm. Между тем в плейстоценовых донных осадках отмечаются интервалы, значительно обогащенные частицами этой размерности. В работе высказывается предположение, что эти частицы относятся к глобальному переносу аэрозоля. Для выявления регионального и глобального эолового переноса в буровом керне было изучено распределение частиц пыли в сравнении с летописями пыли из Тихого океана и Антарктиды (Hovan et al., 1991; EPICA community members, 2004). Сравнение этих летописей показывает практически полную тождественность времени проявления аэрозольных максимумов в летописях Хубсугула с глобальными летописями, хотя хубсугульская летопись несколько осложнена влиянием региональных источников аэрозоля. Региональным сигналом усиления эоловых процессов является существенный максимум содержания аэрозольных частиц, приходящийся на межледниковье МИС 9, точнее ее подстадию 9b (308-321 тыс. лет назад). Наличие данного максимума может свидетельствовать о значительной дефляции почв в этот период. В целом, региональный максимум дефляции почв приходился на время 250-370 (МИС8-МИС10) и 14-25 тыс. лет назад (МИС 2). В это время, как в периоды оледенений МИС 4 и 6, содержание пыли было минимальным. Данные различия могли контролироваться высотой снеговой линии, когда низкое ее положение оказывало блокирующее действие на дефляцию почв.

Оледенения Прихубсугулья среднего и позднего неоплейстоцена. Интерпретация стадийности дегляциации ледников Северного Прихубсугулья дается на основе геоморфологических исследований троговой долины р. Их-Хороо и данных сейсмоакустического профилирования северной части Хубсугула. По форме ледникового рельефа верховий троговых долин и взаимоотношению тилловых отложений выделяются два разновозрастных оледенения, а в сейсмостратиграфических комплексах выделяются три горизонта, сформированные конечными моренами. На основе этих данных, за последние 200 тыс. лет в Прихубсугулье максимальным было оледенение периода соотносимое с МИС 6. Оледенения периодов МИС 6 и МИС 4 были самостоятельны и разделялись межледниковьем МИС 5е. Размер оледенений располагался в следующей последовательности: МИС 6> МИС 4> МИС 2. Не исключено, что предположение, высказанное Уфляндом и др., (1971) «о наличии длительной ледниковой эпохи в плейстоцене, разделенной короткими потеплениями» справедливо для периода 70-14 тыс. лет (МИС4-МИС2), когда в регионе теплая составляющая климата каргинского интерстадиала (МИС3) была не полностью проявлена и ледники, сформировавшиеся в предыдущее оледенение (МИС 4) просуществовали до голоцена.

Новейшие колебания уровня озера описываются на основе сопоставления данных по картированию наземных озерных террасовых площадок Хубсугула с данными по уровням затопленных и перекрытых озерными осадками террас, регистрируемых в сесмоакустических профилях. Предлагается следующая последовательность изменения уровня озера: в МИС 9 формировался 30-40 м уровень наземных террас, в оледенение соотносимого с МИС 8 уровень озера был ниже современного на 120 м, данная регрессии была довольно продолжительной. В последующую трансгрессию периода МИС 7 была сформирована 18-20 м наземная терраса. Регрессия, в период оледенения МИС 6, вызвала понижение уровня озера до отметки -120 м. 5-12 м террасовый комплекс был сформирован в течение трансгрессии, соотносимой с МИС 5, при этом в этот период озеро испытывало и короткие, незначительные (в первые метры) регрессии.

По сравнению с описанными выше регрессиями, регрессия озера в период МИС 4 была незначительна, около -90 м. В МИС 3 уровень озера не поднимался до современной отметки, а был ниже его на 20-30 м. В период оледенения МИС 2 уровень понизился до отметки в -160 м. С началом голоцена, за 1-1,5 тыс. лет, уровень озера поднялся до современного.

Вариации изотопного состава кислорода и углерода в створках остракод. Измеренное д¹⁸О лежит в пределах от -3 до -10.6⁰/₀₀. В большинстве случаев разница изотопного соотношения, обусловленная межвидовыми различиями, не превышает 0.4-0.7⁰/₀₀. Регистрируемая прямая зависимость между утяжелением изотопного состава кислорода и возрастанием солености воды подтверждает гипотезу о существовании эпизодов, когда озеро имело отрицательный гидрологический баланс. При низком уровне озера эффект испарения оказывал большее влияние на формирование изотопного состава вод озера, чем поступление атмосферных осадков. Зачастую, интервалы с низкими значениями д¹⁸О соотносятся с теплыми морскими изотопными стадиями. Взаимосвязи между накоплением д¹³С, д¹⁸О и сульфат-иона свидетельствуют, что, как правило, отрицательные значения д¹³С соответствуют высоким значениям сульфат-иона и д¹⁸О, а положительные значения д¹³С, соответственно низким значениям (Федотов и др., 2006). При сравнении графиков распределения д¹³С и д¹⁸O видно, что изменения изотопного состава углерода происходили на 1-1,5 тыс. лет раньше, чем начинало снижаться изотопное отношение кислорода. То есть это время необходимо на опреснение вод пале-озера, но при этом карбонатная система оказывается более чувствительна к опреснению, по сравнению с кислородной системой. Обращают на себя внимание глубокие падения д¹³С в течение «холодных подстадий» теплых периодов, таких как 5d и 3b, что позволяет предположить, что эти похолодания были еще и существенно аридными.

Глава. 7. ХРОНО-СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ ОСНОВНЫХ ТЕКТОНО-КЛИМАТИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ ИЗ ХУБСУГУЛЬСКИХ РАЗРЕЗОВ С РАЗРЕЗАМИ МОНГОЛИИ, ВОСТОЧНОЙ И ЗАПАДНОЙ СИБИРИ

Полученные тектоно-климатические летописи разделены на 2 этапа и 4 стадии. Прото-Хубсугульский этап. Отсутствие озерного осадочного чехла Хубсугульской впадины свидетельствует, что тектоническая активизация и, как следствие, проявление вулканизма периодов 22-20 и 16-12 млн. лет (Амирханов и др., 1985; Шувалов, Николаева, 1989; Рассказов и др., 2000; Rasskazov et al., 2003), в результате которой началось разрушение исходного мел-ранненеогенового пенеплена, не вызвало формирования Хубсугульской тектонической впадины. На начальных этапах формирования Хубсугульской впадины в Северной Монголии был слабо расчлененный рельеф, маркируемый по разноуровневым положениям поверхностей выравнивания и практически горизонтальному залеганию базальтов.

На большей части Северной Монголии существовала разветвленная гидросеть. По сравнению с современными горными реками, впадающими в Хубсугул, реки того периода были более полноводными и формировали широкие и крупные палеодельты, что также свидетельствует о слабой расчлененности рельефа и формировании гидросети скорее больше равнинного, чем горного типа. Осадочный покров Хубсугульской впадины формировался в условиях мелководной озерно-дельтово-болотной фации. Эти условия осадконакопления свидетельствуют о достаточно мягком и влажном, по сравнению с современным, климате того периода.

Прото-Хубсугульский этап соотносится с периодом накопления в центральной и Северо-Западной Монголии озерных и аллювиальных осадков с мощностью порядка 100 м, стратиграфически соотносимых с верхней частью свиты ошин и, частично, с нижней частью свиты алтан-тэли (Лискун, Бадамгаров, 1977; Девяткин, 1981). Разрезы данной свиты свидетельствуют, что с приближением к северо-западу Монголии климат среднего-позднего миоцена приобретает явные черты «гумидности» и в литолого-формационном отношении приближается к разрезам миоцена Алтая (Девяткин, 1981). В отличие от Северной и Центральной Монголии, в Западной Сибири литологические разрезы среднего и позднего миоцена изменяются от озерных и речных песков, алевритов с прослоями желто-бурых глин среднего миоцена к монтмориллонитовым глинам и мергелям с друзами гипса позднего миоцена, что свидетельствует о нарастающей аридности климата, подтверждаемой и палинологическими данными (Волкова, Кулькова, 1987). Стратиграфически прото-Хубсугульский этап, вероятнее всего, соотносится с нижней-средней частью танхойской свиты байкальского разреза (Мац и др., 2001).

Нео-Хубсугульский этап. Начало данного этапа геохронологически приурочено к границе миоцен-ранний плиоцен. Нео-Хубсугульский этап был неоднороден, как по степени интенсивности тектонических движений, так и по характеру климатических режимов. I- стадия (5,5 - ~3,5 млн. лет). Этот период характеризуется наибольшей тектонической активностью за всю историю формирования Хубсугульской впадины. Хотя климатические условия раннего плиоцена в Прихубсугулье и прилегающих территориях к Восточным Саянам были вполне благоприятны для формирования глубокого палео-Хубсугульского водоема, но регулирование площади палео-озера осуществлялось за счет тектонического фактора. Стратиграфически хубсугульские осадки I стадии соотносятся, преимущественно, с субаэральными пролювиальными и аллювиальными отложениями свиты алтан-тэли для горных и предгорных районов внегобийской части Монголии, а также озерными и озерно-аллювиальными отложениями свиты хиргис-нур, отлагавшихся в крупных межгорных впадинах Западной и Центральной Монголии (Лискун, Бадамгаров, 1977; Девяткин, 1981; Девяткин, Жегалло, 1974, 1989). Залегание в базальных горизонтах данных свит либо пачки конгломератов, либо эрозионных врезов, заполненных песчаником (Девяткин и др., 1981) позволяет предположить, что начало оживления тектонической активности в начале плиоцена Хубсугульской котловины было не локальным событием Северной Монголии, а затронуло обширную площадь Монголии.

Хронологически I стадия нео-Хубсугульского этапа совпадает с поздней подстадией (10?-3,5 млн. лет назад) раннеорогенной байкальской стадии, в течение которой накапливалась верхняя часть разреза танхойской и осиновской свит (Мац и др., 2001). Как и в Прихубсугулье период 5-3,5 млн. лет также был весьма значимым в истории формирования Байкальского рифта. Так, начиная с рубежа в 5 млн. лет (Логачев, 2003) или 6,6 млн. лет (Kuzmin et al., 2003) происходит резкая неотектоническая активизация Байкальской впадины. Финальная часть I стадии нео-Хубсугульского этапа соотносится с ольхонской фазой тектоногенеза (~4-3 млн. лет назад) (Mats et al., 2000, Мац и др., 1982). Таким образом, I стадия хубсугульского рифтогенеза является звеном единой цепи тектонических и термальных событий, положивших начало формированию Хангай-Алтайской-Саяно-Байкальской горной страны.

II-стадия (3,5-1,8 млн. лет назад). Начавшееся в I-стадию ускорение тектонических процессов, формировавших Хубсугульскую впадину, достигло своего максимума в период ~3.5-2 млн. лет назад. За период 3.5-2 млн. лет Хубсугульская впадина практически приобрела свои современные очертания. Центральная и большая часть северной котловины озера этого периода формировались в стабильных субаквальных условиях. При этом восточная палео-граница озера располагалась на несколько километров далее, чем современная. Широкая трансгрессия озера того периода была обусловлена сочетанием тектонического фактора, обеспечивающим энергичное опускание северного и южного блоков днища впадины, а также климатического фактора, во многом унаследовавшего черты климата раннего плиоцена. В других разрезах Монголии, на рубеже в 3,5 млн. лет назад, также отмечается оживление тектонической активности, с формированием буроцветных гравийно-галечных, песчано-щебнистых (в горах и предгорьях) и глинисто-алевритовых (а межгорных котловинах) горизонтов, стратиграфически соответствующих нижней части свиты туин-гол или шамар (Девяткин, 1981; Девяткин и др., 1989; Белова и др., 1989). В Западной Сибири со II-хубсугульской стадией соотносится время формирования селитинского и подпуск-лебяжьинского горизонтов. Резкие перестройки климатических показателей установлены для подпуск-лебяжьинского горизонта (3-2,2 млн. лет). В этот период формировались речные отложения мелкозернистых песков, алевритов с прослоями суглинков. Среднегодовая температура понизилась до +2-5°С (Волкова, 1977, 1987, 1998). В истории формирования байкальской впадины, начиная с рубежа в 3,5 млн. лет назад и по сей день, протекает нео-байкальский этап (Мац и др., 2001). II тектоническая стадия нео-Хубсугульского этапа полностью входит в раннюю нео-байкальскую подстадию и, вероятнее всего, соответствует наиболее активной ее фазе (формирование шанхаихинской свиты, Мац и др., 2001). В байкальских донных осадках, сформированных в период ~3.5-2 млн. лет назад, так же, как и в хубсугульских, отмечается повышение доли терригенного компонента и формируется сейсморефлектор B10 (Moore et al.,1997; Mьller et al., 2001; Kuzmin et al., 2000; Antipin et al., 2001; Kuzmin et al., 2003).