На правах рукописи

ФЕДОТОВ Андрей Петрович

СТРУКТУРА И ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА ХУБСУГУЛЬСКОЙ ВПАДИНЫ КАК ЛЕТОПИСЬ ТЕКТОНО-КЛИМАТИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ СЕВЕРНОЙ МОНГОЛИИ В ПОЗДНЕМ КАЙНОЗОЕ

25.00.06 – литология

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

КАЗАНЬ – 2007

Работа выполнена в Лимнологическом институте СО РАН, г. Иркутск

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук

Юрий Григорьевич Цеховский

(ГИН РАН, г. Москва);

доктор геолого-минералогических наук, профессор

Александр Георгиевич Дмитриев

(ИрГТУ, г. Иркутск)

доктор геолого-минералогических наук

Урал Галимзянович Дистанов

(ЦНИИГеолнеруд, г. Казань)

Ведущее предприятие:

Институт земной коры (ИЗК СО РАН), г. Иркутск

Защита состоится «25»мая 2007 г. в 14.00 ч. на заседании диссертационного совета Д.212.081.09 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора наук при Казанском государственном университете по адресу: г. Казань, ул. Кремлевская, д. 4/5, геологический факультет КГУ, ауд. 202.

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке Казанского государственного университета им. В.И. Ульянова-Ленина.

Автореферат разослан « » апреля 2007 г.

Отзывы на автореферат в двух экземплярах, заверенные печатью учреждения, просим присылать по адресу: 420008, Казань, ул. Кремлевская, 18, КГУ, служба аттестации научных кадров.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д.212.081.09

доктор геолого-минералогических наук, доцент Р.Р. Хасанов

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Осадочные покровы крупных геологических структур являются прекрасным архивом региональных тектоно-климатических событий. В силу своего геолого-географического положения территория Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) является уникальным полигоном для реконструкции истории формирования Центральной Азии. В регионе расположены два самых крупных и древних пресноводных озера: Байкал и Хубсугул (Северная Монголия), содержащие непрерывные летописи нескольких последних миллионов лет. Хубсугульская впадина располагается в зоне схождения Алтай-Саянской и Байкальской горных областей, Сибирской платформы, а также Хангайского свода (северо-западная Монголия), что представляет несомненный интерес для реконструкции региональных геотектонических событий с позиции определения причин и времени формирования БРЗ.

Помимо интерпретации тектонической летописи, актуально изучение климатических архивов. За последние полвека был достигнут значительный прогресс в понимании макропроцессов изменения климатического облика Земли. Но еще во многом остаются неизвестными вопросы взаимосвязи и влияния процессов, зарождающихся в акваториях океанов и их последующая трансформация на континентальных территориях. С этих позиций, наиболее перспективно выглядит изучение палеоклимата Евразии и, в частности, Центральной Азии. По сравнению с Байкалом, Хубсугул является более чувствительной системой, контрастно реагирующей на климатические флуктуации. Через изменение объема водной чаши и солености его вод, что позволяет с высокой детальностью изучать даже незначительные климатические изменения.

На фоне значительной изученности центральной и восточной части БРЗ, знания об истории развития западного сегмента зоны (Северная Монголия), во многом, остаются фрагментарными. Данная работа направлена на расшифровку тектоно-климатических летописей по данным изучения структуры и вещественного состава донных осадков Хубсугульской впадины и наземных разрезов Северной Монголии в контексте изменения геологической обстановки Центральной Азии.

Цель работы – реконструкция тектоно-климатической эволюции западной части Байкальской рифтовой зоны на основе комплексного исследования осадочных разрезов Северной Монголии в контексте геологической истории Центральной Азии в позднем кайнозое.

Для этого были поставлены следующие задачи:

1. Литолого-геохимическое изучение вещественного состава донных осадков озера Хубсугул и наземных разрезов Северной Монголии для палеоклиматических реконструкций.

2. Изучение структуры осадочного чехла Хубсугульской впадины как летописи палеотектонических событий, методом непрерывного сейсмоакустического профилирования.

3. Палеогеографическая реконструкция условий осадконакопления в Хубсугульской впадине, методом сейсмофациального анализа.

4. Картирование наземных форм рельефа и осадочных разрезов четвертичного периода Северной Монголии.

5. Обобщение полученных данных и создание схемы межрегиональной корреляции по динамике развития палеотектонического и палеоклиматического режима Центральной Азии.

Фактический материал. Основой для изучения структуры осадочного чехла Хубсугульской впадины послужили 436 км сейсмоакустических профилей высокого разрешения, охватывающие практически всю площадь озера с более подробной проработкой площадей северной и центральной котловин озера (совместно с «Центром морских исследований им. Ренарда», Бельгия). Представления о вещественном составе донных осадков Хубсугула получены на основе изучения 15 коротких кернов (до 2 м) и 53-метрового бурового керна KDP-01, содержащего летописи последнего 1 млн. лет. В донных осадках изучены: распределение влажности (5400 образцов), элементный состав (метод IСP-MS, 5800 анализов), сульфатов и водорастворимых солей (5300 анализов), СО2 карбонатного (2500 образцов), гранулометрический состав (используя весовой метод и лазерный анализатор, 3000 образцов совместно с ИГНГ СО РАН). Использованы данные диатомового (800 образцов), палинологического (200 образцов) и микропалеонтологического (по остракодам, гастроподам, двустворчатым моллюскам) анализов. На репрезентативных участках керна изучались изотопные отношения Sr87, О18, С13 (совместно с ДВГИ ДВО РАН, БГИ СО РАН), а также петромагнитные свойства осадка (совместно с КГУ, Казань). Геохронологические модели осадка построенны на данных AMS-радиоуглеродного датирования (Радиоуглеродная лаборатория, г. Познань, Польша) и палеомагнитных исследованиях (совместно с ИГ СО РАН). В целом, используемая база данных по вещественному составу донных осадков превышает 22000 проанализированных образцов.

Изучение наземных разрезов проводилось на 18 полигонах, имеющих следы террасовых врезов, ледниковый рельеф изучался вдоль южных отрогов Восточных Саян. Также был изучен элементный состав воды 32 притоков Хубсугула методом ICP-MS, а у 5 основных притоков изучен полный гранулометрический состав речной взвеси. Интерпретация изучения наземных разрезов строится на основе цифровой модели рельефа Прихубсугулья по топокартам масштаба 1:100 000.

Защищаемые положения:

1. Вещественный состав донных осадков Хубсугула, сформированных в аридные периоды, характеризуется повышенными содержаниями аутигенных карбонатов, карбонатофильных элементов и водорастворимых солей, резким снижением элементов первичной биологической продуктивности и доли пыльцы древесной растительности. Периоды аридизации регионального палеоклимата соотносятся с оледенениями неоплейстоцена.

2. На основе комплексного исследования донных осадков Хубсугула, выделено три стадии развития регионального палеоклимата, последнего 1 млн. лет: 1-я стадия (1-0.7 млн. лет назад), 2-я стадия (0.7-0.42 млн. лет назад), 3-я стадия (0.42-0 млн. лет назад).

3. Палеотектоническая реконструкция, на основе сейсмоакустических исследований структуры осадочного чехла Хубсугульской впадины, свидетельствует, что формирование озерного осадочного чехла, начиная с 5.5-6 млн. лет, маркирует начало регионального неотектонического цикла.

4. На основе структурного взаимоотношений осадочных толщ впадины выделяются два режима палеотектонической летописи Северной Монголии. Первый режим существовал 5.5-0.4 млн. лет назад и характеризовался высокой тектонической активностью, с максимумами ~3.5 и ~1.5 млн. лет. Второй режим начался с 0.4 млн. лет назад и длится до сих пор, характеризуется резким ослаблением региональной тектонической активности.

Научная новизна работы состоит в том, что впервые выполнено комплексное исследование западного сегмента Байкальской рифтовой зоны в определении основных этапов тектоно-климатической эволюции Северной Монголии. На основе распределения в донных осадках Хубсугула биологической, геохимической и минеральной составляющей рассмотрена детально, с шагом в 1000-1500 лет, палеоклиматическая летопись последнего 1 млн. лет. Определено, что главным климатическим параметром для изучаемой территории являлся уровень увлажненности региона. Установлено, что климат Северной Монголии приобрел полностью резко континентальные черты после 700 тыс. лет назад, с этим рубежом также связывается резкое усиление влияния на регион Сибирского антициклона.

Предложена типизация сейсмоакустических записей для выполнения сейсмофациального анализа донных осадков крупных озер. Изучены процессы осадконакопления в высокогорных условиях при различных климатических режимах и различных уровнях минерализации вод озера. На основе результатов сейсмофациального анализа и литолого-геохимического изучения донных осадков Хубсугула определены основные тенденции изменения регионального палеоклимата, за последние 5 млн. лет. Показано, что изменения климатического режима региона были вызваны формированием в регионе крупных горных построек (Саяны, Алтай, Хангай, Хэнтэй), изменивших направление атмосферных циркуляций и глобальными климатическими изменениями.

На основе сейсмоакустических исследований структуры осадочного чехла Хубсугульской впадины определено начало активного формирования структур западной части БРЗ. Дается обоснование раннеплиоценовой границы начала неотектонического этапа; и показана неоднородность тектонического режима региона, выраженная в снижении тектонической активности от плиоцена к голоцену.

На основе сопоставления полученных в ходе выполнения работы данных предложена модель геодинамического развития региона, подтверждающая гипотезу комбинированного формирования БРЗ под действием Индо-Азиатской коллизии и мантийных плюмов.

Выполнена корреляция тектоно-климатических событий плиоцен-четвертичного времени Северной Монголии с Центральной и Западной Монголией, Прибайкальем и Западной Сибирью.

Апробация работы. Результаты диссертации неоднократно докладывались на российских и международных конференциях и симпозиумах: Земная кора, Иркутск, 1996; Строение литосферы и геодинамика, XVI молодежная научная конференция, Иркутск, 1997; Актуальные вопросы геологии и географии Сибири, Томск, 1998; Проблемы реконструкции климата и природной среды голоцена и плейстоцена Сибири, Новосибирск, 1998; Междисциплинарные исследования в Байкальском регионе, Иркутск, 2000; International Workshop for the Baikal & Hovsgol drilling project, Ulaanbaatar, 2001; Третья Верещагинская Байкальская конференция, Иркутск, 2000; Pages meeting on high latitude paleoenvironments, Moscow, 2002; Third International Symposium Ancient Lakes: Speciation, Development in Time and Space, Natural History, Irkutsk, 2002; BAIK-SED-2 Workshop, Gent, 2003; Geology and Geoecology of Mongolia, Ulaanbaatar, 2003; Палеомагнетизм и магнетизм горных пород. Теория, практика, эксперимент, Казань, 2004; Science for watershed conservation: multidisciplinary approaches for natural resource management, Ulan-Ude-Ulan Bator, 2004; Environmental Processes of East Eurasia, past-present-future, Xi’an 2004; Third International Conference Environmental Change in Central Asia, Ulaanbaatar, 2005.

Личный вклад автора. Весь фактический материал, представленный в работе, получен и проанализирован с непосредственным участием и под руководством автора. Представленные результаты получены в результате выполнения научных программ грантов РФФИ, в которых автор являлся руководителем, а также Интеграционных проектов СО РАН, в которых автор являлся ответственным исполнителем тематических разделов.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 48 работ, как в российских, так и в иностранных изданиях.

Диссертация изложена на 383 страницах и состоит из введения, 7 глав, заключения и списка литературы. Она иллюстрирована 91 графико-схемами, 9 фотографиями, 4 таблицами. Список литературы включает 385 наименований.

Автор считает своим долгом выразить искреннюю благодарность сотрудникам Лимнологического института СО РАН: м.н.с. Зиборовой Г.А., к.х.н. Чебыкину Е.П., к.б.н., Воробьевой С.С., к.ф.-м.н Федорину М.А., к.б.н Семенову М.Ю., с.н.с. Хлыстову О.М., к.г.н. Осипову Э.Ю., к.ф.-м.н. Гольдбергу Е.Л., вед.инж. Железняковой Т.О., м.н.с. Крапивиной С.М., вед.инж. Чебыкину А.П., вед.инж. Жученко Н.А., к.г.н. Голобоковой Л.П., н.с. Погодаевой Т.В., д.г.н. Мизандронцеву И.Б., д.б.н. Ситниковой Т.Я., к.б.н. Слугиной З.В., н.с. Вершинину К.Е., асп. Хабуеву А.В.; сотрудникам Центра морских исследований им. Ренарда, Бельгия: асп. Поулсу Т., инж. К. Де Райкеру; сотрудникам Института геологии и природных ресурсов АНМ (Монголия): н.с. Наранцэцэг Ц., н.с. Оюунчимэг Ц.; сотрудникам Института земной коры СО РАН: к.г.м-н. Санькову В.А, к.г.-м.н. Вологиной Е.Г., асп. Юлдашеву А.А., к.г-м.н. Парфеевец А.В., к.г.-м.н. Иванову А.В., д.г.-м.н. Рассказову С.В., к.г.-м.н. Меньшагину Ю.В.; сотрудникам Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН: д.г.-м.н. Казанскому А.Ю., д.г.-м.н. Калугину А.И., д.г.-м.н Матасовой Г.Г., н.с. Родякину С.В.; сотрудникам Института геохимии СО РАН: д.г.н. Безруковой Е.В., с.н.с. Летуновой П.П., н.с. Абзаевой А.А.; сотрудникам КГУ: д.г.-м.н. Нургалиеву Д.К., к.г.-м.н. Ясонову П.Г., к.г.-м.н Хасанову Д.И., асп., Косаревой Л.Р.; Бурятского геологического института СО РАН к.г.м.-н. Посохову В.Ф., а также буровой команде ПБУ «Иркутскгеология» и экипажу НИС «Дыбовский».

Автор выражает свою признательность акад. РАН Добрецову Н.Л., акад. АНМ Томуртогоо О., док. Томурхуу Д., проф. де Батисту М., чл.-корр. РАН Склярову Е. В. за поддержку, помощь и содействие в проведении исследований в Монголии.

Отдельную благодарность автор выражает акад. РАН М.А. Грачеву за научные консультации при выполнении палеоклиматических реконструкций и постоянную помощь в организации и проведении научно-исследовательских и экспедиционных работ.

Глава.1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЯ, ОБЗОР ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИЗУЧЕННОСТИ

Физико-географическая характеристика. В орографическом отношении район исследования ограничен Восточными Саянами на севере, отрогами Хангая на юге, горными системами Тувы на западе и Байкальской горной областью на юге (рис.1). Большинство горных хребтов ориентированно меридионально и субмеридионально, исключение составляют отроги Восточных Саян, ориентированные субширотно.

В среднем, уровень выпадающих в Прихубсугулье осадков равен 300 мм/год; 80-85% осадков приходится на летний период. Низкое количество выпадающих осадков сочетается с высокой континентальностью климата. Среднегодовая температура составляет -4-5°С (Богданова и др., 1976).

Химический состав атмосферных осадков и речного стока. Выпадающие в Прихубсугулье атмосферные осадки имеют слабую минерализацию (в среднем 18.3 мг/л) и относятся к гидрокарбонатному или сульфатному классу (Бадрах и др., 1976; Шпейзер, Стальмакова, 1995).

рис.1. Обзорная схема структурного положения границы района исследования (А), где: 1-3 - рельефообразующие глубинные разломы, сдвиги (1) и сбросы (3): 2- цифрами в кружках даны разломы: Северо-Хангайский/Болнайский (1), Эрзино-Агардагский (2), Иххорогол-Мондинский (3), Хубсугульский (4); 4 - субмеридиональные впадины западного фланга Байкальской рифтовой зоны: Бусиногольская (Б), Дархатская (Д) и Хубсугульская (Х); 5 - суходольные впадины; 6 - базальтовые покровы; 7 - границы Тувино-Монгольского микроконтинента; 8 - схема стресс-тензоров современного поля напряжений Северной Монголии (залитые стрелки указывают направление максимального горизонтального сжатия, открытые - направление минимального горизонтального сжатия, длина стрелок является функцией коэффициента формы эллипсоида напряжений). Схема составлена по материалам (Рассказов и др., 2000; Логачев, 2003; Беличенко и др., 2003; Zorin et al., 2003; Саньков, Парфеевец, 2005). Б – Космический снимок территории Прихубсугулья (http://eol.jsc.nasa.gov) Цифрами в кружках показаны высокогорная область Западного Прихубсугулья (1) и отрогов Восточных Саян (3), область распространения низкогорного рельефа Восточного Прихубсугулья (2).

По уровню минерализации притоки Хубсугула можно разделить на три класса: до 110 мг/л (ультрапресные), от 110 до 200 мг/л и от 201 до 540 мг/л. Они относятся к гидрокарбонатному классу, преимущественно, группы кальция (Шпейзер, Стальмакова, 1995; Атлас озера Хубсугул, 1989).

Характеристики озера Хубсугул. Озеро расположено на высоте 1645 м над уровнем моря, простираясь с севера на юг на 136 км. Его средняя ширина 20 км, средняя глубина 139 м, максимальная глубина 262 м (Атлас озера Хубсугул, 1989). Котловина озера имеет корытообразную форму. Глубины более 100 м занимают 60% площади озера, а литоральная зона (до 50 м) занимает 15% от его площади. Гидрохимический состав Хубсугула наследует химический состав вод притоков. На долю гидрокарбонатов приходится более 90% эквивалентного общего количества ионов, минерализация вод озера равна 200-220 мг/л. Хубсугул является олиготрофным озером; среди фитопланктона основными доминантами являются диатомовые и протококковые водоросли (Кожов и др., 1965; Загоренко, Кожова, 1973, Дулмаа и др., 1976).

Геологическое строение. Традиционно Хубсугульская впадина относится к западному флангу БРЗ, при этом имеет субмеридиональную ориентировку, характерную для монгольского сегмента зоны (Дархатская, Бусиногольская и Хубсугульская впадины), что отлично от субширотной - СВ ориентировки впадин БРЗ, расположенных на территории России (рис.1) (Флоренсов, 1960, 1968; Логачев, 2003). В схеме разломов Северной Монголии четко выделяются две системы: ортогональная (глубинные разломы) и диагональная (Ган-Очир и др., 1978). Геологическая специфика района исследования обусловлена сочетанием двух крупных региональных геологических структур, приуроченных к Тувино-Монгольскому микроконтиненту и Джида-Ильчирской зоне (Беличенко, Босс, 1988; Беличенко и др., 2003). В геологическом строении Прихубсгулья участвуют рифейско-кембрийские, юрские и палеоген-четвертичные отложения (Зайцев, Ильин, 1970; Кузнецов, Сульдин, 1976; Шувалов, Николаева, 1989; Атлас озера Хубсугул, 1989; Беличенко и др., 2003; Rasskazov et al., 2003).

По данным глубинного сейсмического зондирования и моделирования гравиметрических данных мощность земной коры в районе Прихубсугулья составляет 37-48 км (Мац и др., 2001; Suvorov et al., 2002; Petit et al., 1997, 2002). Территория Прихубсугулья более изостатически аномальна (-15-20 мГл) по сравнению с Байкальской впадиной (-10-15 мГл), это объясняется проявлением астеносферного плюма (Zorin et al., 1989; Logatchev and Zorin, 1992; Gao et al., 1994; Zorin et al., 2003).

По данным GPS-геодезии, имеется геодинамическая связь между воздействием Индо-Азиатской коллизии и смещением блоков территории Монголии (Саньков и др., 2005).

Геология неоген-четвертичного периода. Основным геологическим процессом этого периода является сочетание высоко амплитудных вертикальных тектонических движений и формирование осадочных покровов. На фоне детальной геолого-геофизической изученности осадочного чехла Байкальской впадины знания об осадочных чехлах впадин западного фланга (Хубсугульская, Дархатская, Бусиногольская, Муренская) БРЗ крайне скудны. Их основу составляют данные гравиметрической съемки 1986-1987 гг. (Зорин и др., 1989; Кочетков и др., 1993). По результатам этих данных наибольшую мощность осадочного чехла имеет Хубсугульская впадина. Основные осадочные депоцентры Хубсугульской впадины приурочены к южной части, где регистрируется ~10 км линза осадков мощностью в 300 м, и к северной, где регистрируется ~20 км линза осадков мощностью в 500 м (Кочетков и др., 1993).

Северная Монголия является наиболее высокогорным звеном БРЗ, что должно положительным образом отображаться на интенсивности оледенения территории в периоды похолоданий. Географически ледники Северного Прихубсугулья являются звеном единого оледенения Саяно-Тувинского нагорья, занимавшего обширную территорию, расположенную между Верхним Енисеем и оз. Байкал (Гросвальд, 1987).

До 90 г. прошлого века осадочные разрезы впадин Северной Монголии систематически не изучались и представления о характеристиках четвертичного периода основывались на литологическом строение и палинологическом анализе речных и озерных террас, бурового керна из Дархатской впадины (Иванов, 1953; Гросвальд, 1965; Уфлянд и др., 1969, 1971; Золотарев, Кулаков, 1976). У хубсугульских донных осадков изучался только их литологический состав и поровые воды первого метра осадочного чехла. Полный литологический разрез первого метра осадков Хубсугула имеет двучленное строение и состоит из бурых диатомовых илов и светло-серых глин, важной составляющей донных осадков является наличие аутигенных карбонатов (Алтунбаев, Самарина, 1977; Ариунбилэг и др., 2001; Федотов и др., 2001). Использование минералогического, палинологического, диатомового и геохимического анализов показало, что минерально-геохимическая и биологическая составляющая верхнего слоя осадочного чехла Хубсугула в полной мере отображает региональные климатические изменения последних 20 тыс. лет (Дорофеюк, Тарасов, 1998; Солотчина и др., 2003; Федотов и др., 2001, 2006; Fedotov et al., 2000, 2003,2004, 2006; Karabanov et al.,2004; Prokopenko et al., 2005)

Глава 2. ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ, МЕТОДЫ И ПОДХОДЫ

Сейсмоакустические исследования. Основой для изучения структуры осадочного чехла Хубсугульской впадины послужили 436 км сейсмоакустических профилей высокого разрешения (Федотов и др., 2002), охватывающих практически всю площадь озера с более подробной проработкой площадей северной и центральной котловин, имеющих наиболее сложное строение осадочного чехла. Сейсмоакустические исследования проводились с использованием оборудования «Центра морских исследований им. Ренарда» (университет г. Гент, Бельгия). В качестве источника сигнала использовался мульти-электродный спайкер «Centipede» (300-500 Дж., 300-1000 Гц) и одноканальная сейсмоприемная коса, как ресивер. Полученный сигнал обрабатывался с помощью многофункциональной системы ELICS Delph-2. Процесс доводки сигнала выполнялся в программе Landmark ProMAX и включал в себя деконволюцию, частотную фильтрацию и коррекцию амплитуд. Окончательное представление графических данных: визуализация, интерпретация и построение 3D-моделей сейсмопрофилей проводилось в программе SMT Kingdom Suite. Максимальная проникающая способность сейсмосигнала в осадочный чехол составила около 400 ms TWT, при этом теоретическое разрешение летописи составляло не менее 0.5 м (Pouls et al., 2003). Проведенные сейсмоакустические исследования позволяют достаточно точно проводить сейсмофациальный анализ и интерпретировать условия осадконакопления осадочного разреза впадины. Для интерпретации сейсморазреза за основу были взяты две характеристики сейсмопрофилей: тип сейсмосигнала и формы несогласий (Кунин, 1990; Шлезингер, 1990; Badley, 1985; Schut et al., 2002; Sachpazi et al., 2003; Terrinha et al., 2003). По форме рисунка записи сейсмосигналы типизированы на: параллельный, субпараллельный, дивергентный, волнообразный, кочкообразный, линзовидный, складчатый, дельтовый и хаотичный. Несогласия подразделяются на: кровельное (эрозионный срез, система врезов, профиль наклонного равновесия, кровельное выравнивание), подошвенное (налегание простое и с шелушением, прилегание горизонтальное и при воздымании, облекание простое, со сглаживанием и с раздуванием), латеральное (седиментогенные, постседиментационные, в каналах и врезах).

Пробоотбор и опробование донных осадков. В работе представлены данные по трем коротким кернам. Выбор данных станций из всей совокупности (15 станций) отобранных станций определяется тем, что они содержат наиболее представительные разрезы, типизирующие процессы осадконакопления в котловинах озера. Станции HUB-99/01 (51°°27’45’’ с. ш. и 100°°34’25’’ в.д., глубина воды в точке отбора керна 160 м, длина керна 110 см) и HUB-01/01 (5126'09" с.ш., 10033'07" в.д., глубина воды в точке отбора керна 170 м, длина керна 210 см) были отобраны со льда озера. Станция Х105-2 (5056'40" с.ш., 10021'25" в.д.) длиной 110 см была получена в одной из самых глубоких частей озера (глубина 241 м), (Федотов и др., 2001, Fedotov et al., 2000, 2003, 2004). Буровой керн KDP-01 получен в 2003 г. из центральной котловины озера с намороженной платформы (5058’24”с.д., 10024’33”в.ш) (Grachev et al., 2003; Fedotov et al., 2004). Глубина воды в точке бурения составила 232 м, в результате бурения был получен керн длиной 53 м.

Лабораторно-аналитические исследования. За основу были взяты методики, хорошо себя зарекомендовавшие при изучении байкальских осадков и методики, рекомендованные протоколами PALE для изучения палеоклиматических летописей. Некоторые методики были доработаны с учетом специфики донных осадков и вод Хубсугула, вследствие их насыщенности карбонатом кальция.

Определение влажности осадка выполнялось весовым методом (Грачев и др., 1997) с интервалом каждый 1 см. Определение биогенного кремнезема проводилось по методике (Mortlock and Froelich,1989). Определение СО2 карбонатного проведено ацидиметрическим методом (Шеина и Рогова, 1960; Аринушкина, 1970), опробование велось 2-см интервалами (проанализировано 2600 образцов). Диатомовый анализ проводился по методике, описанной в Грачев и др., (1997). В коротких кернах опробование проводилось с шагом в 1-2 см. Палинологический анализ проводился на пробах, отобранных с шагом 2 см (Грачев и др., 1997). Выделение створок остракод проводилось ситовым методом, при шаге пробоотбора каждые 2 см. При изучении водных экстрактов из донных осадков в коротких кернах ионный состав (SO42-, Cl-, NO3- ) определялся с использованием жидкостной хроматографии (Baram et al., 1999), и методом атомной абсорбционной спектрометрии определялись Са2+, Mg2+, K+, Na+ (Русин, 1990). Для поточного анализа по определению сульфат-иона в осадках бурового керна за основу был взят турбидиметрический метод (Руководство…, 1977). Определение сульфатов велось с шагом 1 см.

Микроэлементный состав донных осадков. На коротких кернах проходила адаптация различных методов по последовательной экстракции (от слабых кислот до полного разложения) элементов из хубсугульских осадков (Fedotov et al., 2004; Oyunchemeg et al., 2003). Сравнение полученных результатов по последовательному экстрагированию показало, что при экстрагировании 3-5% азотной кислотой происходит полное извлечение аутигенных элементов и практически полное разрушение глинистых минералов (Fedotov et al., 2004). Исходя из этого, при анализе бурового керна использовалась только методика экстракции 3% HNO3, анализу подвергся каждый сантиметр бурового керна (5300 образцов).

Определение изотопного состава в створках остракод проводилось методом масспектрометрического определения малых вариаций изотопов кислорода и углерода в биогенных карбонатах, разработанным в ДВГИ ДВО РАН (Игнатиев и др., 2003, 2004; Федотов и др., 2006).

Гранулометрический анализ проводился по двум направлениям. Верхние 23 м бурового керна KDP-01 исследовались с интервалом каждые 4 см с использованием лазерного анализатора Microtrac-Х100 (ИГНГ СО РАН) (Федотов и др., 2006). Вторым направлением было измерение доли крупнозернистой составляющей размерностью более 200 m. Измерение велось шагом опробования в 2 см, было проанализировано 2300 образцов.

Радиоуглеродное датирование керна Х105-2. Содержание радиоуглерода определялось в рассеянном органическом веществе верхних, богатых диатомеями слоях, с помощью метода ускорительной масспектрометрии (AMS) в радиоуглеродной лаборатории г. Познань (Польша). Временной шаг опробования составлял примерно 1 тыс. лет, при этом аналитическая ошибка определения возраста не превышала 60 лет и в среднем составляла ±30 лет (Fedotov et al., 2004).

Палеомагнитные измерения. Палеомагнитные исследования включали в себя измерение величины и направления естественной остаточной намагниченности (NRM) на приборах JR-4 и величины магнитной восприимчивости (X) на каппометрах KLY-2 и конструкции К.С. Буракова, измерения проводились в ИГ СО РАН (Казанский и др., 2004, 2005; Fedotov et al., 2004). Глубинно-возрастная модель осадка на основе распределения палеомагнитных маркеров строилась линейно-кусочным методом.

Корреляция региональных хроностратиграфических шкал. В работе за основу взяты официальные решения о проведении границ между системами и разделами, выработанные Стратиграфической комиссией ИНКВА и МСК. Принятая в диссертации геохронологическая схема не содержит подразделений рангом ниже звена, а корреляция с более дробными региональными подразделениями приводится на основе принципа возрастной корреляции.

Составление электронной карты Прихубсугулья (масштаба 1:100 000) производилось при помощи пакета программ Easy trace (векторизатор), ArcView, ArcInfo (ГИС-пакеты). Географическая привязка и редактирование осуществлялось в ArcInfo и ArcView. С помощью модуля 3D Analyst была построена цифровая модель рельефа Прихубсугулья.

Глава 3. СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА ХУБСУГУЛЬСКОЙ ВПАДИНЫ НА ОСНОВЕ ДАННЫХ ВЫСОКОРАЗРЕШАЮЩИХ СЕЙСМОАКУСТИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Структура впадины обуславливает ее деление на три котловины: южную, центральную и северную. Описание выделяемых сейсмоакустических комплексов осадочного чехла дается сверху вниз разреза.

3.1. Южная котловина имеет протяженность около 12 км, осадочный покров которой по своей структуре представлен тремя слоями. Первый слой – тонкослоистые осадки, имеющие прерывистый сигнал низкой интенсивности с мощностью, не превышающей 1 м. По своим литологическим характеристикам осадки этого слоя близки к глубоководной фации, хотя имеют достаточно высокую примесь карбонатного материала. Второй слой имеет грубополосчатый рисунок сейсморазреза, обусловленный присутствием сильных сейсморефлекторов. Эти осадки, по всей видимости, содержат высокое количество песчаного материала, нередко представленного в виде прослоев. В этом слое также встречаются структуры палеодельт и оползнево-селевых потоков. Это свидетельствует о формировании осадков в условиях мелководного и, возможно, периодически осушаемого водоема. Третий слой практически полностью представлен осадками, не имеющими четкого полосчатого рисунка. Для него характерна прерывисто-волнистая чешуеобразная текстура, обусловленная формированием осадка в условиях мелководного водоема с последующей глубокой переработкой осадка в субаэральных условиях с обильным привносом грубообломочного материала. Подошвенного рефлектора у третьего слоя нет, сейсмосигнал затухает, не дойдя до фундамента. На высокую тектоническую активность котловины, в недавнем прошлом, указывает присутствие разломов, как правило, сбросовой кинематики, сместившие осадки первого и второго слоев.

Вероятнее всего, южная котловина в современном облике сформировалась относительно недавно. При этом, несомненно, ее центральная часть содержит осадки более древних периодов, где основной вклад имеют аллювиально-пролювиальные отложения. На всем протяжении своего развития южная котловина не имела стабильных субаквальных условий и испытывала периоды глубоких регрессий, маркируемые палеодельтами и затопленными речными долинами. В результате регрессий южная котловина, вероятнее всего, обосабливалась от основного тела палео-озера, с формированием сети мелких озер. В периоды регрессий происходило нивелирование и переотложение озерных осадков в субаэральных условиях.

3.2. Центральная котловина является самой глубоководной частью Хубсугула. Средняя глубина в ней равна 200 м, а максимальная - 262 м. Наибольшие глубины тяготеют к западному борту, имеющему практически субмеридиональное простирание. Центральная котловина структурно отделяется от южной и северной котловин горстообразными перемычками, выходящими на поверхность в виде островов Далайн-Модон (северная перемычка) и Цомо-Хад (южная перемычка). Донные осадки котловины характеризуются четко стратифицированным сейсморисунком. Сейсморисунок представлен чередованием горизонтов с высокой интенсивностью и сплошной прослеживаемостью с горизонтами, имеющими низко интенсивный прерывистый сигнал. Взаимосвязь толщ котловины положена в основу структурной систематизации всего комплекса осадочного чехла Хубсугульской впадины (рис.2). Следует заметить, что указанная мощность толщ характерна только для данной котловины.

Толща 1 – это практически «невидимые» в сейсморазрезе современные осадки, характеризующиеся прерывистым слабоинтенсивным сигналом. Мощность толщи не превышает 1-1,5 метра в центральных частях котловины, на периферийных частях она возрастает до 2-3 м. Осадки толщи отмечаются повсеместно по всей площади Хубсугула.

Толща 2 - отделяется от толщи 1 палеодельтовой структурой. Современная глубина воды в данном месте составляет порядка 180 м. Осадки толщи имеют субгоризонтальное залегание, их мощность 8,5-10 метров. Рисунок тонко-ритмичный. По простиранию толщи сигнал прерывистый, что свидетельствует о низкой плотности осадка. Осадки с таким набором характеристик свойственны глубоководной фации. Своим основанием толща 2 несогласно (простое подошвенное облекание) залегает на кровле толщи 3.

Рисунок сейсмосигнала толщи 3 схож с рисунком толщи 2 и имеет высокочастотный тип рефлекторов, что соответствует осадкам, образованным в условиях глубоководного водоема. Средняя мощность толщи 8-10 метров. Толща 3 с угловым и литологическим несогласием залегает на толще 4. Толща 4 является маркером смен регионального геодинамического режима и глубокой регрессии озера. Мощность толщи составляет 13-15 метров. По сравнению с вышележащими толщами наблюдается укрупнение сейсмотекстурного рисунка осадка, уменьшается ритмика чередования слабых и сильных рефлекторов/горизонтов. Как и толщи 1, 2, и 3 она залегает субгоризонтально, т.е. подошвенно, облекает нижележащие толщи нередко с выравниванием. Нижележащие толщи имеют визуальные углы падения в 10-34° с погружением к центру котловины. Помимо структурного несогласия в своем основании толща 4 имеет мощную эрозионную поверхность. У бортов котловины, в полосе до 5-6 км, происходила глубокая денудация практически всего комплекса нижележащих толщ. При этом, если эрозионные врезы толщ 2 и 3 отмечаются только у бортов котловины, то эрозионные врезы толщи 4 прослеживаются и в центральных частях котловины. Отметим, что наблюдаемые эрозионные врезы имеют амплитуду до 10 метров и являются максимальными для всего осадочного чехла озера. Таким образом, в начальную фазу накопления толщи 4 палеоозеро испытало сильную регрессию и практически вся его современная площадь, за исключением наиболее глубоких участков, тяготеющих к центру котловины, формировалась в субаэральных условиях.

рис.2. Сейсмоакустический профиль центральной котловины Хубсугула. В структуре осадочного чехла выделяется 9 толщ.

Толщи 1-4 имеют субгоризонтальное залегание, и их разграничение проводится по наличию палеодельт и эрозионных поверхностей, т.е. по следам изменения палеоуровней озера. Разделение нижележащих толщ построено на основе угловых несогласий, а подтолщи разделяются на основе смены литологического типа осадков.

Толща 5 - мощность толщи нарастает от 24 м на периферии котловины до 50 м в ее центральных частях. Толща делится на две подтолщи: 5а и 5б, разделяемые между собой склоновыми отложениями, маркирующими незначительную регрессию озера. Мощность подтолщи 5б изменяется от первых метров до 14 метров, что в несколько раз меньше мощности подтолщи 5а. Толща 5а имеет более «тонкий и прозрачный» сейсморисунок, по сравнению с толщей 5б, свидетельствующий о более глубоководных условиях формирования осадка.

Толща 6 - средняя мощность составляет около 26 метров. Для толщи характерно ритмичное чередование горизонтов-пачек, с высокой степенью отражения сейсмосигнала с осадками, имеющими низко отражающие свойства. То есть отмечается чередование осадков, сформированных в мелководных условиях, с высокой примесью песка, с типично глубоководными осадками. Средняя мощность данного ритма составляет 7-8 м.

Толща 7 имеет среднюю мощность 44 м, максимальная - 82 метра. В толще, на основе незначительного эрозионного вреза, а также различных свойств сейсморефлекторов, выделяются две подтолщи: 7а и 7б. Мощность данных подтолщ практически одинаковая. При этом подтолща 7а, по сравнению с 7б, имеет более четкий сейсморисунок, характерный для плотных пород. По сравнению с вышележащими толщами, толща 7 была подвержена интенсивным тектоническим нарушениям в виде системы близко расположенных и практически параллельных друг другу разломов, обусловивших низкоамплитудную микроскладчатость донных осадков.

Толща 8 и 9. В целом, происходит затухание сейсмосигнала, но в толще 8 еще достаточно надежно читается полосчатая структура осадка, осложненная микроскладчатостью. Мощность толщи 8 составляет ~60 метров. Толща 9 занимает наиболее пониженные части котловины, при этом нижняя граница толщи 9 не обнаружена. Учитывая углы падения фундамента восточного и западного борта впадины, «невидимыми» в сейсморазрезе остались осадки мощностью в 50-80 м. На периферийных частях толщи, приближенных к пологому восточному борту впадины, отмечается сочетание/контакт озерных осадков с крупными палеодельтовыми структурами. Это позволяет предположить, что в «невидимой» самой нижней части разреза должны находиться осадки литоральной и аллювиальной фаций.

3.3. Северная котловина. Осадочный чехол котловины характеризуется крайней неоднородностью, выраженной в широком присутствии деструктивных элементов. К таким элементам, помимо разрывных нарушений, относятся эрозионные поверхности, аллювиально-пролювиальные структуры, затопленные врезы речных долин и озерных террас, подводные моренные комплексы. Структура сейсморисунка свидетельствует, что северная котловина на протяжении всей своей истории неоднократно была подвержена усыханию. При этом, исходя из морфологии днища котловины в периоды регрессий, северная и восточная палеобереговая линия смещалась к центральной части озера на несколько десятков километров, миграция западной береговой линии была менее масштабной и равнялась только первым километрам. Так же следует отметить, что масштаб последующих трансгрессий был не меньше масштаба регрессий и озеро, практически, приобретало свои современные очертания.

3.4. Возраст сейсморазреза

Наиболее спорный вопрос относится к определению времени заложения впадины, трактуемого от миоцена до плейстоцена (Золотарев, Кулаков, 1976; Девяткин, 1981; Атлас озера Хубсугул, 1989; Зорин и др., 1989; Кочетков и др., 1993). Аргументация возрастной границы проводилась на основе косвенных признаков и сопоставлении хубсугульских разрезов с более изученными разрезами Тункинской и Байкальской впадин. Проведенные сейсмоакустические исследования позволяют более уверенно обосновать возраст Хубсугульской впадины. Так, гипсометрическое положение границы между толщами 8-9 свидетельствует, что накопление типично озерных осадков проходило в грабеноподобную структуру в центральной части озера. Об этом же свидетельствует и наклон неогеновых базальтовых покровов в сторону озера (Иванов А.Х., 1946; Rasskazov et al., 2003). Хотя сейсморазрезы и не фиксируют напрямую границу фундамента в центральной части впадины, но, исходя из визуальных углов погружения бортов впадины и того, что в основании толщи 9 отмечаются осадки как литоральной, так и аллювиальной фаций, можно предположить, что нижняя часть осадочного чехла представлена осадками аллювиальной фации. На то, что сейсмоакустические исследования «вскрыли» практически весь озерный разрез впадины указывает сопоставимость объема осадочного чехла озера (620-645км3) к объему денудированного горного обрамления Прихубсугулья (710 км3) после этапа неотектонической активизации, реконструированных по ГИС-моделям рельефа и данных сейсмоакустических и гравиметрических исследований.

На основе бурения донных осадков озера Хубсугул определено, что верхняя часть осадочного чехла мощностью 53 м сформировалась за 1,05 млн. лет (Fedotov et al. 2004; Казанский и др. 2005). Основой для построения глубинно-возрастной модели сейсморазреза был выбран сейсмоакустический профиль, расположенный вблизи от точки бурения керна KDP-01. 53-метровый керн KDP-01 вскрыл толщи с 1 по 5а. И, как видно из рисунка 3, глубинно-возрастная модель, в целом, имеет линейный характер, при этом средняя скорость осадконакопления в этой части осадочного чехла озера составляла около 5 см/103 лет (Казанский и др., 2005; Fedotov et al., 2004).

рис.3. Возраст разреза, построенный по линейной модели (серая линия) и на основе расчетной скорости осадконакопления (черная линия).

Взяв за основу скорость осадконакопления в 5 см/тыс. лет она была линейно экстраполирована на горизонты осадочного чехла ниже 53 метров. На основе этого возраст «видимого» основания толщи 9 был определен в 5.4-5.5 млн. лет (Федотов и др., 2006). Вероятнее всего, полученный возраст является «идеальным» и следует ожидать, что он может быть несколько завышенным, за счет неравномерности скорости осадконакопления. Сравнив интенсивность сейсмосигнала в горизонтах, соотносимых с интервалами бурового керна, у которых известна плотность осадка и скорость осадконакопления, была определена закономерность изменения этих параметров. Осредненные значения соответствия интенсивности сейсмосигнала к скоростям осадконакопления были экстраполированы на горизонты, не вскрытые скважиной. Данные расчеты свидетельствуют, что повышенная интенсивность сейсмосигнала может соответствовать скоростям осадконакопления в 12-13 см/тыс. лет. При данной модели нижняя граница сейсморазреза «омолаживается» на 0,6 млн. лет, что не сильно изменяет возраст разреза. Свидетельством молодости осадочного чехла является также то, что базальты, излившиеся 8-9,5 млн. лет назад (Rasskasov et al. 2003), перекрыты осадками толщи 9. В целом, полученные данные свидетельствуют, что от начала неотектонической активизации, когда началось активное формирование Хубсугульской впадины, прошло не более 5-6 млн. лет.

3.5. Сейсмофациальный анализ. На основе рассмотренных данных сейсмопрофилирования можно выделить следующие фациальные зоны осадконакопления Хубсугульской впадины в прошлом.

Фация оползней и селей. Из-за крутого (25-30° и более) профиля западного берегового склона, вдоль этого борта преобладают неструктурированные осадки склоново-оползневого генезиса. В виде структурно выраженных, обособленных тел осадки фации прослеживаются не далее 2 км вглубь котловины от современной береговой линии.

Фация временных водотоков и литоральных осадков. Практически на протяжении всего вертикального разреза северной котловины встречаются горизонты с хаотичным, косослоистым или кочкообразным сейсморисунком, типичных для водотоков, не имеющих постоянного русла (Кунин, 1990). Вдоль западного борта впадины формирование данной фации пространственно совпадало с границами образования выше описанной фации. При этом сочетание осадков данных фаций в этом районе образует единый сложно построенный осадочный комплекс.

Фация аллювиальных покровов. Осадки этой фации представлены в виде прослоев-покровов, обогащенных песчаным материалом, иногда встречаются клиноформы, свойственные структурам дельт и авандельт (Шлезингер, 1990). Данная фация формировалась в мелководных условиях восточного побережья.

Фация глубоководных осадков. Разрез представлен тонкослоистыми, горизонтально залегающими, ритмичными осадками, в виде чередования слойков, имеющих повышенную отражающую способность, с прерывисто «прозрачными» слойками. Осадки фации в доголоценовый период формировались только в центральной котловине впадины, имеющей наибольшие глубины.

Фация перигляциальных осадков связана с формированием конечных моренных комплексов, а также зоны интенсивной разгрузки флювиогляциальных потоков. Данные осадки подошвенно несогласно, иногда с размывом, налегают на более ранние отложения. Сейсморисунок осадков этой фации, по сравнению с фацией временных водотоков и аллювиальных покровов, более тонкий и нередко чешуйчатообразный (свидетельство пульсационной подачи материала) с наклоном от моренных комплексов.

Взаимоотношения выделяемых фаций образуют сложно построенный комплекс. Если рассматривать разрез снизу вверх наблюдается латеральное расширение осадков, сформированных в глубоководных условиях. Это выражается, с одной стороны, в отодвигании передового фронта литоральных отложений на периферию впадины от центра, с другой стороны, в изменении рисунка глубоководных осадков, граничащих с краевой литоральной зоной. Так рисунок у горизонтально-слоистых осадков становится более тонким и прерывистым, что свидетельствует о снижении интенсивности опесчанивания осадков. Ритмика слоев с высокими и низкими отражающими свойствами становится более мелкой. Резкий переход от крупной к мелкой ритмике сейсморисунка отмечается в период накопления толщ 4-1, представленных тонко переслаивающимися слойками. Данные характеристики сейсморисунка четырех верхних толщ свидетельствуют, что они формировались в условиях глубоководного водоема с медленными скоростями седиментации, и с глубинами палеоводоема, схожими с современными.

На основе сочетание выделяемых фаций предполагается следующая схема формирования осадочного чехла Хубсугульской впадины в периоды регрессий палеоозера. Южная котловина и периферийные западные и восточные части центральной котловины формировались в субаэральных условиях. Здесь широко происходила дефляция осадочного покрова озера. Осевая часть центральной котловины имела стабильно аквальные условия, когда глубина палеоозера варьировала в пределах 40-60 м. В южной части северной котловины существовала литоральная зона, питающаяся за счет редких атмосферных выпадений и талыми водами ледников Северного Прихубсугулья. При этом северная часть палеоозера развивалась пульсационно, то сливаясь с центральной глубоководной частью и образуя единый бассейн, то эта связь разрывалась и на месте северной котловины существовала только система мелких озер и временных водотоков.

Резкие подъемы и падения уровня озера нельзя объяснить только тектоническим фактором и, в первую очередь, это касается периода последних 0,5 млн. лет, когда амплитуды регрессионно-трансгрессионных циклов достигали 100 и более метров. Это можно объяснить климатическим фактором, когда регрессионные циклы связываются с глобальным периодом оледенений, а, точнее, с увеличением аридности климата в эти периоды.

Наиболее частые и крупные регрессии палеоозера были в период накопления толщ 6-1. Несогласие толщи 6 соответствует рубежу 1,9-1,8 млн. лет, что совпадает с границей плиоцена и плейстоцена/эоплейстоцена (Hilgen 1991; Mauz, 1998). В байкальских осадках плейстоцен-эоплейстоценового возраста регистрируется снижение численности диатомовых водорослей и возрастание плотности осадка, по сравнению с плиоценом (Grachev et al., 1998; Гольдберг и др., 2005). Максимальная регрессия Хубсугула в начале накопления толщи 4 хорошо сопоставима с морской изотопной стадией (МИС) 12, когда отмечался максимум оледенения плейстоцена (Parrenin et al., 2003) и уровень мирового океана понизился на 110-120 метров (Rohling et al., 1998; Thunell et al.,2002). При такой регрессии глубина озера (точнее нескольких малых озер) составляла, примерно, первые десятки метров.

Регрессионный период толщи 3 довольно точно приходится на МИС 8. Образование палеодельт, эрозионных поверхностей на глубинах 150-170 м ниже современного уровня соотносятся с МИС 2, когда в регионе уровень влажности был в два раза ниже современного (Величко, 1999) и сток из озера отсутствовал (Fedotov et al., 2003).

Таким образом, начиная, примерно, с периода 1,8-1,9 млн. лет и до наших дней палео-Хубсугул начинает испытывать значительные по своей амплитуде регрессионные циклы, не связанные с тектоническими движениями. Это позволяет сделать предположение, что с началом четвертичного периода в Северной Монголии и Прибайкалье резко усилилась континентальность и аридная составляющая климата.

Глава.4. ЛЕТОПИСЬ ТЕКТОНИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ СЕВЕРНОЙ МОНГОЛИИ

4.1. Морфотектоника. Исходя из продольных и поперечных профилей рельефа, главными морфотектоническими элементами Прихубсугулья являются Восточно-Саянский и Хубсугул-Дархатский горные массивы, Хубсугульский грабен и Восточно-Хубсугульское нагорье.

Морфоструктуры горного обрамления. По интенсивности вертикальных тектонических движений и степени развития новейших морфотектонических структур Хубсугул-Дархатский и Восточно-Саянский горные массивы опережают Восточно-Хубсугульское нагорье. Наиболее интенсивно разрывные нарушения развиты в зоне Дархат-Хубсугульского и Восточно-Саянского горных массивов, при этом параллельное простирание более молодых разломов к древним разломам усложняет морфоструктуру данных массивов, придавая им блоково-пластинчатый вид с широким развитием тектонических уступов. Наибольшую ширину имеют тектонические уступы, сформированные на северных и северо-западных бортах котловины. В южном направлении их ширина резко снижается с практически полным выклиниванием.

О наличии, по крайней мере, двух этапов в тектонической истории Северной Монголии свидетельствует двухуровневый профиль Хубсугул-Дархатского массива. Верхний уровень имеет полого-сглаженную форму с фрагментами поверхности выравнивания, бронированной позднеолигоценовыми – раннемиоценовыми базальтами. В нижнем уровне рельефа достаточно четко проявлены структуры фасет и антифасет, свидетельствующие об относительной молодости процессов, сформировавших их. Наиболее полно фасетные структуры присутствуют в СЗ части котловины, в южном направлении происходит снижение их доли и в самой южной части впадины «молодые» врезы формируются по рельефу верхнего уровня. Это является свидетельством снижения тектонической активности в южном направлении. Данный вывод подтверждает и характер поперечных профилей, характеризующих горное обрамление Северной, Центральной и Южной котловин впадины, в которых наблюдается выполаживание рельефа в южном направлении.

Морфоструктура днища впадины. На основе данных сейсмопрофилирования была реконструирована поверхность кровли фундамента днища впадины (рис.4). Поверхность фундамента имеет блоковую структуру с наклоном блоков к центру котловины, осложненную тектоническими пластинами-выступами и горсто-подобными структурами. Наименее сложное строение имеет фундамент южной котловины, по сути, представленный единым блоком, разделенным на несколько тектонических пластин. Центральная и северная части днища разбиты на несколько блоков, обособленных горстом Далайн-Модон. Наиболее сложно построена северная часть. Так, помимо горста Долоон-Ул и окончаний смежного с его западной стороной грабена, имеются две перемычки СЗ- и СВ- простирания. В целом, наблюдаемое положение структурных элементов впадины, таких как СВ- ориентировка горстов, увеличение тектонической активности в северном направлении, а также увеличение расстояния между Хубсугул-Дархатской и Восточно-Хубсугульской областями в северо-восточном направлении позволяет предположить, что Хубсугульская впадина «веерообразно» раскрывается в СВ- направлении. При этом точка разворота находится южнее современной южной границы озера. Это предположение также высказывается на основе высокоточного GPS измерения векторов скоростей современных горизонтальных движений и изучения кинематики позднекайнозойских разломов Северной Монголии (Саньков и др., 2004, 2005). Данный тип раскрытия впадины отличается от типа раскрытия Байкальской рифтовой впадины, когда борта впадины практически на всем его протяжении равноудалены друг от друга.

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(ab), 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(ab), (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).

5.1. 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, Снеорг. 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).

5.2. Палео-климатическая 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, Cнеорг, 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 m) 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 < 45), 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 1068±5 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 СО2карб. 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 СО2 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.