Delist.ru

Структура и вещественный состав осадочного чехла Хубсугульской впадины как летопись тектоно-климатической эволюции Северной Монголии в позднем кайнозое (15.04.2007)

Автор: Федотов Андрей Петрович

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

6.1. 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 ?13С из морских фораминифер, когда максимум в накоплении ?13С 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.

6.2. 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 ?18О 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 ?18О соотносятся с теплыми морскими изотопными стадиями. Взаимосвязи между накоплением ?13С, ?18О и сульфат-иона свидетельствуют, что, как правило, отрицательные значения ?13С соответствуют высоким значениям сульфат-иона и ?18О, а положительные значения ?13С, соответственно низким значениям (Федотов и др., 2006). При сравнении графиков распределения ?13С и ?18O 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 ?13С 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; Mueller et al., 2001; Kuzmin et al., 2000; Antipin et al., 2001; Kuzmin et al., 2003).

События, отображенные во II хубсугульской тектонической стадии, геохронологически совпадают не только с резким оживлением тектонического режима в Центральной Азии (Molnar, Tapponnier, 1975; Molnar et al., 1993; Zonenshain et al., 1981; Макаров, 1980; Лукина, 1990; Makarov, 1995; Petit et al., 1996; Lie,1996; Qiang et al., 2001; De Grave et al., 2004), но и являются звеном глобального проявления нео-тектонической активизации, проявившейся на: северо-востоке Азии (Баранова, 1967; Логачев и Шерман, 1983; Chen et al., 1996), в Южной и Восточной Африке (Милановский 1974; Saggerson E. P., Baker, 1965; Partridge and Maud, 1987), на Ангольском плато, на Аравийском полуострове (Briem, 1989), а также в Северной и Южной Америке (Николаев, 1988; Bell, Laine, 1985; Ruddiman, Kutzbach, 1989, 1991; Peizhen et al., 2001).

рис.10. Корреляция хубсугульского аридного климатического стека с летописями из Западной Сибири (Архипов и др., 1997; Архипов, Волкова, 1994), Байкала (Кузьмин и др., 2001; Карабанов и др., 2001) и глобальной летописью климата (Shackleton et al., 1990). На диаграмме термических колебаний Западной Сибири (Архипов, Волкова, 1994): УТ- умеренно теплый; УБ- умеренно бореальный; УБХ- умеренно бореальный холодный; СУБ- субарктический; ТСБ- тундрово-степной арктический; П- перигляциальный арктический; С- сухо; В- влажно. На климатическом хубсугульском стеке заштрихованные области соответствуют оледенениям раннего неоплейстоцена и эпизодам похолоданий в межледниковых периодах. На тихоокеанской шкале цифрами выделены межледниковые морские изотопные стадии.

III-стадия нео-Хубсугульского этапа геохронологически совпадает с интервалом эоплейстоцен-ранний неоплейстоцен (1.8-0.5 млн. лет назад). В начале стадии озеро уже имело очертания и глубины, весьма схожие с современными, за исключением южного блока, не полностью покрытого водами озера. Предположительно, что до рубежа в ?1 млн. лет назад озеро еще имело сток через систему палео-рукавов рек, расположенных на юго-восточном побережье. Разрушение данного стока, вероятно, произошло после тектонической активизации периода 1,2-0,9 млн. лет и у озера появился его современный сток. В этот период образовались и самые «свежие» формы морфотектонических структур. Данный период активизации Северной Монголии хорошо согласуется с периодом активизации Байкальской впадины 1,07-1,31 млн. лет, маркируемой несогласием D3B в донных осадках (Kuzmin et al., 2000). Вероятнее всего, это событие соотносится с Приморской фазой тектонической активизации (Мац и др., 2001). С началом III стадии нео-Хубсугульского этапа озеро начинает испытывать значительные регрессии, что объясняется усилением аридности климата, во многом сопутствующего похолоданиям, т.е. климат приобретает черты резкой континентальности. Применительно к Центрально-Азиатскому региону, усиление континентальности климата, во многом, было обусловлено формированием орографической преграды для Индо-Тихоокеанского и Северо-Атлантического влагопереносов, вследствие миоцен-плиоценового воздымания Тибета, Саян, Алтая и Хангая (Карабанов и др., 2001; Вильямс и др., 2001; Кузьмин, Ярмолюк, 2006; Qing et al., 2001; Liu, Yin, 2003). С изменениями орографической структуры региона, вероятно, связано формирование/становление Сибирского антициклона, определяющего климатический облик региона. К финалу III стадии тектонические процессы утрачивают свою ведущую роль, а экзогенные процессы, обусловленные ледниковой экзарацией, трансгрессивно-регрессивными циклами и криогенной солифлюкцией, наоборот, становятся ведущими в формировании морфоскульптурного облика Хубсугульской впадины.

В Западной Сибири основание нижнего неоплейстоцена проводится по талагайкинскому горизонту, одноименный свита-стратотип этого горизонта сложен аллювием (около 40 м), сформировавшимся в теплых межледниковых климатических условиях, сходных с современными (Архипов, 1987). В хубсугульском разрезе талагайкинскому горизонту соответствует интервал керна, накапливающийся 690-920 тыс. лет (МИС 17-25), а трем западно-сибирским незначительным похолоданиям соответствуют короткие оледенения Северной Монголии, соотносимые с МИС 18, 20 и 24 (рис.10).По характеру «аридного» стека можно говорить, что это был наиболее продолжительный период за последний 1 млн. лет, когда сохранялся «гумидный» климат, нарушаемый короткими эпизодами слабой аридизации. Полностью резко-континентальные черты климат Северной Монголии начал приобретать после 0,7 млн. лет назад. Стратиграфическим аналогом в Западной Сибири этого периода является семейкинская свита, разделяемая на три пачки; нижняя и верхняя сложены моренными суглинками, а средняя озерно-аллювиальными песчано-глинистыми отложениями (Троицкий, 1979; Комаров, 1986; Унифицированная схема.., 2000).

IV - стадия (0,5-0 млн. лет назад, средний неоплейстоцен-голоцен) нео-Хубсугульского этапа характеризуется низкой тектонической активностью. Раннее была установлена неоднородность в рисунке регионального поля тектонического напряжения земной коры, когда на начальных этапах тектоническое поле характеризовалось СЗ растяжением, которое затем было инверсированно на СВ сжатие, существующее и поныне (Парфеевец и др., 2002; Levi et al., 2004; Саньков и др., 2003, 2004; Sankov et al., 1997). Анализ структуры осадочного чехла Хубсугула показывает, что наиболее вероятной возрастной границей данного перехода был рубеж ~0,4-0,5 млн. лет назад (Федотов и др., 2006; Fedotov et al., 2006). Таким образом, слабая тектоническая активность IV-стадии объясняется неактивным раздвижением бортов впадины в обстановке СВ сдавливания, по сравнению с периодом активного раздвига (стадии I-III) под действием СЗ растяжения. Если климатические обстановки I-III стадий нео-Хубсугульского этапа можно характеризовать как стабильные на протяжении нескольких сотен тысяч лет (Fedotov et al., 2004), то региональный климат IV стадии был крайне неравномерен, с резкой переменой климатических условий от аридных к плювиальным, от умеренно холодных к холодным, с коротким временем стабильности порядка 10-30 тыс. лет.

Сравнение оледенений Западной, Восточной Сибири и Северной Монголии показывают их хорошую сходимость между собой в оценке последовательности проявления максимальных и постмаксимальных оледенений. Между тем, полученные данные по отдельным периодам вступают в противоречие с данными моделирования объема ледникового покрова в Северном полушарии в плейстоцене (Berger et al., 1996; Berger, 1998; Ruddiman, 2003; Loutre and Berger, 2003). Главное расхождение заключается между расчетными данными, моделирующими максимальный объем ледников в Северном Полушарии в течение МИС 2 и натурными данными, указывающими на минимальность объемов ледников в этот период. Несоответствие между данными, относительно максимального самаровского оледенения, (МИС 8) и расчетными данными для этого же периода, менее критично, поскольку данные по Монголии и Байкалу носят более гипотетический характер. Но, максимальное оледенение в хубсугульских летописях, приходящееся на тазовскую эпоху (МИС 6) вполне согласуется с модельными данными, где максимальный объем льда приходился на МИС 2, 6 и 10.

Если сравнивать степень проявления межледниковых периодов в Северной Монголии и Западной Сибири, то отчетливо видно, что в Северной Монголии теплые периоды гораздо менее выражены. Другой особенностью протекания межледниковий являются эпизоды глубоких и коротких похолоданий внутри межледниковых периодов, регистрируемых как в хубсугульских, так и в байкальских летописях (Karabanov et al., 1998; Прокопенко и др., 2003). Так, в Северной Монголии наиболее холодными и аридными были подстадии 5d, 7d и 15d. В целом, если сравнивать количество атмосферных осадков, выпадающих в регионе в среднем и позднем неоплейстоцене, то средний неоплейстоцен был более «плювиальный», по сравнению с верхним неоплейстоценом.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования структуры и вещественного состава осадочного чехла Хубсугульской впадины позволяют охарактеризовать эволюцию Северной Монголии в позднем кайнозое в контексте геологической истории Центральной Азии. Тектоно-климатические факторы, вызвавшие формирование современной структуры Хубсугульской впадины были общими для всего западного сегмента Байкальской рифтовой зоны, и унаследовали основные тенденции развития как всей Байкальской рифтовой зоны, так и Западной, и Центральной Монголии.

В итоге проведенных исследований получены следующие результаты:

1. На основе летописей элементного состава, распределения сульфата-иона, водорастворимых солей и аутигенного карбоната, полученных из более 22000 образцов донных осадков Хубсугула воспроизведены основные показатели изменения климатического режима региона за последний 1 млн. лет.

2. На основе взаимосвязи в формировании вещественного состава донных осадков Хубсугула в зависимости от палеоклиматических изменений определенно, что Хубсугул является своеобразным гигрометром, реагирующим на изменения уровня увлажнения региона. В период оледенения воды палеоозера были сильно осолонены. Высокая соленость вод озера вследствие избытка солей вызывала интенсивную садку кальцита и частично гипса. Так же высокая соленость и мутность вод озера блокировала развитие первичной биопродуктивности озера. Под действием увеличения влажности климата озеро в течение 1.5 тыс. лет переходило из мелководного в глубоководное состояние и происходило опреснение его вод.

3. Определено, что в период 1,05-0,7 млн. лет климат Северной Монголии был во многом схож с современным климатом. Это было наиболее продолжительным периодом регионального увлажнения, с количеством выпадающих осадков на уровне 200-250 мм/год. В период 0,7-0,42 млн. лет резко снизился региональный уровень количества выпадающих атмосферных осадков, вследствие чего Хубсугул испытал глубокую регрессию. Начиная с 0.4 млн. лет назад и по настоящее время, происходила резкая смена климатических режимов от аридных к «плювиальным», с длительностью «плювиальных» периодов около 11 тыс. лет

4. На основе сейсмофациального анализа донных осадков Хубсугула определенны основные фазы аридизации региона. Первая регрессия озера произошла 2,7(2,5) млн. лет назад. Значимые и более-менее регулярные регрессии палео-Хубсугула происходили после рубежа в 1,8 млн. лет назад. Самые крупные регрессии приходились на ледниковые периоды среднего и позднего неоплейстоцена.

5. Резкая перестройка климата Центральной Азии произошла на рубеже в 0.7 млн. лет назад и была связанна с интенсификацией Сибирского антициклона.

загрузка...