Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Экзогенное рельефообразование в Южной Сибири в конце четвертичного периода: состояние изученности 8
1.1 Экзогенный морфолитогенез в ледниково-межледниковых циклах 8
1.2 Современное экзогенное рельефообразование в исследуемом регионе 21
1.3 Ландшафтно-климатические изменения и экзогенное рельефообразование в конце плейстоцена – голоцене 26
1.4 Геоморфологическая характеристика впадин Байкальского типа 40
Глава 2. Терехольская впадина: геолого-геоморфологическая и физико-географическая характеристика 46
2.1 Тектоническое строение 46
2.2 Стратиграфия 50
2.3 Ландшафтно-климатические условия 54
2.4 Морфология днища впадины 60
2.5. Антропогенный фактор рельефообразования 65
Глава 3. Методы исследования 67
3.1 Обоснование выбора методов исследования и методологические основы исследования 67
3.2 Дистанционные методы 67
3.3 Полевые методы 69
3.4 Литологические методы 70
3.5 Валовый химический анализ 72
3.6 Палеобиологические методы 73
3.7 Геохронологические методы 74
Глава 4. Экзогенный рельеф и рыхлые отложения в днище Терехольской котловины в голоцене 76
4.1 Флювиальный морфолитогенез 76
4.2 Озерно-криогенный морфолитогенез
4.2.1. Донные отложения и рельеф 94
4.2.2. Озерные острова – формы пучения 117
4.2.3. Береговые процессы и формы рельефа 139
4.2.4. Термокарстовые формы 144
4.3 Влияние эндогенных процессов на ход экзогенного рельефообразования 145
Глава 5. История развития Терехольской котловины в позднеледниковье и голоцене 148
5.1 Позднеледниковье 148
5.2 Голоцен
5.3. Взаимодействие различных процессов рельефообразования и осадконакопления. 154
5.4. Прогноз развития рельефа и перспективы его использования 155
Заключение 157
Список литературы 159
- Ландшафтно-климатические изменения и экзогенное рельефообразование в конце плейстоцена – голоцене
- Ландшафтно-климатические условия
- Литологические методы
- Береговые процессы и формы рельефа
Ландшафтно-климатические изменения и экзогенное рельефообразование в конце плейстоцена – голоцене
Закономерный ход климатических показателей в аллювиальных свитах выявлен также на основании литолого-геохимических особенностей их строения (Лаврушин, 1965, Судакова, 1966, Равский, 1972, Vandenberghe, 1993). Климатический цикл упомянутыми авторами разбивается на две фазы: теплая и холодная эпохи или межледниковья и оледенения. Согласно исследованиям Э.И. Равского (1972), в первую половину межледниковой эпохи начинается врезание рек, а во второй половине вследствие выравнивания соотношения между поступлением материала в русла и транспортирующей способностью рек врезание прекращается, – происходит накопление аллювия нормальной мощности (рисунок 1.1-2).
Во время ледниковой эпохи, по Э.И. Равскому (1972), в долинах рек наблюдается аккумуляция перигляциального аллювия. В первой половине ледниковой эпохи аккумуляция аллювия связана с большой интенсивности склоновых процессов, во второй половине – с размывом накапливающихся слабосцементированных лессовидных отложений.
При более подробном изучении спорово-пыльцевых спектров аллювиальных отложений террас данная схема была уточнена М.П. Гричук. Установлено, что при общем соответствии во времени аллювиальной свиты климатическому ритму, временные границы эрозионного цикла "врез-седиментация" смещены относительно границ климатохрона (Гричук, 1975). Как показали исследования, развитие эрозионной деятельности зависит не столько от того, тепло было или холодно, сколько от показателя влажности климата. В результате выделено четыре климатические стадии формирования аллювия террас (Гричук, Постоленко, 1982):
Термоксеротическая фаза – отмечается направленное врезание рек, вследствие большой неравномерности стока. Большая часть аллювия выносится реками, накапливается лишь небольшая часть базальной фации аллювия. В накоплении аллювия отмечаются существенные перерывы.
Термогигротическая фаза – в условиях обильного стока происходит накопление основной толщи аллювиальных отложений. Это время наименее прерывистого накопления отложений.
Криогигротическая фаза – суровые климатические условия перигляциальной зоны, которые выражаются в оскудении растительного покрова, промерзании почво-грунтов и усилении делювиально-солифлюкционной деятельности, выражаются в накоплении пойменного аллювия.
Криоксеротическая фаза – заканчивается накопление аллювиальной толщи и начинается направленное врезание, которое продолжается затем в термоксеротическую фазу следующего климатического ритма.
Таким образом, наблюдается следующая закономерность в строении аллювия. Нижние горизонты аллювиальной свиты формируются в термоксеротическую фазу ритма (преимущественно ее вторую половину). В кровле свиты залегает аллювий, накопившийся в начале криоксеротической фазы. Основная же аллювиальная толща образуется во влажные фазы климатического ритма.
Г.А. Постоленко (1999) указывает, что подошва аллювия последующего климатического ритма располагается в долинах на более низких гипсометрических отметках, чем кровля аллювия, сформированного в предшествующий климатический ритм. Следовательно, в строении аллювиальной толщи должна отсутствовать информация о событиях времени, пограничного между ритмами. Это период максимально сухого климата, когда весь аллювиальный материал реками выносится. Морфологически он выражается в обособлении аллювиальных отложений в долине, ограничении их уступом, т.е. в формировании собственно террасы.
Дж. Ванденберге (1993) считает, что врезание рек в климатическом цикле происходит в начале холодного периода, а также при переходе от холодного периода к теплому. Эрозия здесь связана с относительно медленной деградацией растительности на фоне быстрого падения температуры. Понижение температуры обеспечивает снижение испарения и транспирации влаги, что способствует увеличению стока, которое происходит на фоне небольшого поступления наносов в русла. Во втором случае растительность, наоборот, распространяется относительно быстро (берега закрепляются), в то время как величины транспирации и испарения остаются относительно низкими. Все это способствует увеличению стока воды и врезанию (Vandenberghe, 1993).
Региональные исследования аллювиальных толщ в долинах рек выявили метахронность эрозионных циклов. Длительность эрозионных фаз различна в разных климатических поясах. Так, в гумидных районах аккумуляция аллювия начинается несколько ранее, чем в аридных. Врезание происходит раньше в аридных районах, что означает, что в целом период врезания у рек этих районов имеет большую продолжительность, чем у рек гумидной зоны (Гричук, Постоленко, 1982).
С другой стороны, если рассматривать эрозионный цикл развития в отдельной долине, то, как правило, фазы врезания длятся существенно меньше фаз аккумуляции. Озерный тип морфолитогенеза Озера имеют различный генезис, располагаются и формируют рельеф своих котловин в различных орографических, тектонических, геологических и климатических условиях. Согласно работам, под руководством Н.М. Страхова (1954), была выявлена наиболее общая закономерность озерного осадконакопления: крупный материал отлагается на периферической зоне мелководья, наиболее мелкий материал (тонкозернистые илы) в срединной котловине, все более мелкий по мере приближения к центральной части котловины. В морфологии озер авторы выделили 2 основных типа – котловинные и плоские – обусловливающие разное протекание процессов седиментогенеза. Кроме морфологии котловин, существенное влияние на осадконакопление оказывают следующие условия: водосборный бассейн, размеры, расчлененность рельефа в его пределах, геологическое строение; рельеф дна водоема, подразделяемый Н.М.Страховым (1954) на 4 значимых зоны, отвечающие аккумуляции тонкозернистых осадков и нарушающие общую закономерность дифференциации осадка.
Роль климата рассматривается лишь при оценке роли химического и биогенного осадконакопления, при которых степень насыщенности воды растворенным веществом и обитаемости организмами зависит от температурных условий водоема. Климат определяет также особенности минерального состава аквальных гумидных формаций (песчаных-алевритовых-глинистых пород). Полимиктовые осадки образуются при расчлененном рельефе водосборов и быстром перемещении наносов, когда не успевает воздействовать химическое выветривание. Олигомиктовые формации типичны для платформенных участков с влажным и теплым климатом, который обеспечивает химическое выветривание и увеличение растворенной формы переноса материала и, следовательно, увеличивает роль химико-биогенной седиментации.
Озера чрезвычайно разнообразны как по генезису котловин, морфологии водосборных площадей и озерных котловин, так и по климатическим и тектоническим условиям их развития. Основные классификации представлены в работах М.А. Первухина (1937), Б.Б. Богословского (1960), Л.И. Мухиной (1965), Ю.Г. Симонова (1969), Н.А. Флоренсова (1968), Ю.В. Ефремова (2003), Д.А. Субетто (2009). Наиболее полную классификацию озерных котловин предлагает Д.Д. Квасов (Общие закономерности…, 1986). Он показывает, что большинство современных озер имеет приблизительно одинаковый возраст и предлагает при классификации озерных котловин, помимо генезиса, использовать информацию об истории развития озер. Д.Д. Квасов (1986), говоря об озерах бывшего Советского Союза, разделяет их на 5 классов и 24 типа. В основу выделения класса положены, главным образом, генетические признаки. К 1 классу относятся озера, возникшие в результате тектоно-геологических факторов и долгоживущие. Для данного исследования наиболее интересны озера 2 и 3 классов, возникновение которых обусловлено экзогенными процессами, связанными с различными климатическими условиями. К ним относятся озера, связанные с покровным оледенением, и озера поздне- послеледниковых эпох, возникшие в результате изменений климата. Эти озера наиболее представительны потому, что они невелики по размерам и располагаются в пределах однородной (при некотором допущении) тектонической обстановки, что позволяет проследить изменения морфологии озера и отлагающихся осадков в зависимости от изменений климата.
Ландшафтно-климатические условия
По Агардагскому разлому отмечены новейшие сдвиги. На его южном субширотном отрезке, по данным GPS-мониторинга, для последнего десятилетия восстанавливаются левосдвиговые движения со скоростью 6-7 мм/год. Деформации тальвегов малых долин, расчленяющих северо-западный борт Терехольской котловины, маркируют иное – правостороннее направление сдвиговых движений на новейшем этапе (Гоникберг, 1999). С пра-восдвиговыми новейшими смещениями связано, вероятно, и формирование на северозападном борту котловины зоны микроблокового дробления (рисунок 2.1-2), которая хорошо выражена в современном рельефе.
В районе юго-западной оконечности озера Тере-Холь, на северо-западном борту впадины в рельефе отчетливо выражена новейшая зона дробления. Борт впадины здесь существенно снижен, его бровка теряет прямолинейность и отходит вглубь водораздела. Здесь отмечено циркообразное понижение, для которого характерна повышенная дискретность рельефа, существенно большее, по сравнению с другими участками этого борта, количество водотоков и ширина их днищ. Эта зона соответствует пересечению Агардаг-ского разлома с серией северо-западных нарушений, частично заполненных интрузивными массивами.
Остальные борта впадины выражены в рельефе менее резко, расчленены речными долинами и сглажены процессами денудации.
Восточный борт в новейшем структурном плане представляет собой крыло довольно интенсивного (в осевой части) сводового поднятия, расчлененное серией сбросов северо-восточного простирания на отдельные дифференцированно воздымающиеся блоки, отчетливо выраженные в рельефе. Превышения блоков над ее днищем составляют 300-500 м. В новейшее время с этой системой связаны малоамплитудные вертикальные движения. Вдоль некоторых сбросов на водоразделах сформировались небольшие приразломные впадины, выполненные аллювиальными и склоновыми отложениями.
Южный борт впадины представляет собой четкий, но относительно пологий уступ высотой 400-500 м, расчлененный северо-восточными нарушениями, которые прорабатываются эрозионной сетью. В районе юго-восточной оконечности озера Тере-Холь к северо-восточному разлому (одна из ветвей Агардагского глубинного разлома), продолжение которой разделяет днище котловины на два крупных блока с различной интенсивностью новейшего погружения, приурочена зона дробления пород. Здесь наблюдаются блоки тектонического отседания. Западная часть южного борта котловины приурочена к сбросу субширотного простирания, который протягивается через долину р. Чиргаланды до юго-восточной оконечности озера Тере-Холь (Потапов, 1955). Субширотный разлом выражен в рельефе отчетливым уступом, высота которого снижается на юго-западном замыкании котловины (на пересечении с Агардагским разломом) до 70-90 м. Здесь он отделяет котловину озера от депрессии р. Чиргаланды. По данным электрозондирования, на днище этой депрессии залегают озерные глины мощностью до 120 м, возможно, синхронные по возрасту нижней пачке озерных глин котловины озера Тере-Холь (Власов, 1969).
Северо-восточный борт впадины высотой 350-400 м приурочен к разлому северозападного простирания, представляющему собой серию сбросов, выраженных в рельефе уступами. Подножие уступа одного из сбросов маркируется прямолинейной долиной р. Сарыг-Эр. Судя по спокойному облику рельефа интенсивность вертикальных движений (дифференцированное поднятие) в новейшее время была умеренной.
Днище Терехольской впадины имеет асимметричное строение. С востока и севера его перекрывают мощные конуса выноса (внутренние дельты) Балыктыг-Хема и его малых притоков, и здесь обособляется относительно приподнятый («суходольный») блок (рисунок 2.1-2). В западной части котловины выделяется плоскодонная впадина в виде вытянутого блока юго-западно – северо-восточного простирания шириной 5-6 км и длиной 25 км, который имеет клиновидную форму, повторяющую общую форму котловины («заозеренный» блок на рисунке 2.1-2). Перепады высот в пределах блока – первые метры, и в значительной степени они обусловлены термокарстово-просадочной переработкой исходной озерно-аллювиальной равнины. Выровненность рельефа свидетельствует о длительно протекающих процессах аккумуляции, вызванных, очевидно, относительным опусканием этой части дна котловины. «Заозеренный» блок разделен поперечными линеаментами северо-западного простирания на ряд более мелких блоков, характеризующихся разной степенью заозеренности, что, возможно, определяется амплитудами их молодых погружений. Юго-западный из этих блоков (блок А на рисунок 2.1-2), занят озером Тере-Холь, и, видимо, погружается наиболее интенсивно. Следующие на северо-восток блоки (Б и В на рисунке 2.1-2) представляют собой участки распространения малых озер, размеры и общие площади которых последовательно уменьшаются на северо-восток, где в блоке Г, уже преобладают заболоченные участки. Северо-восточное замыкание блока Г приурочено к зоне дробления (рисунок 2.1-2). Сейсмическая активность
Сейсмическая активность в Терехольской впадине обусловлена ее положением на границе Байкальской рифтовой зоны и Алтае-Саянской горной системы. Для трех впадин окраины Байкальской рифтовой зоны Бусингольской, Белинской и Терехольской. Еманов и др. (2010) предполагает сочетание землетрясений как в горном обрамлении (по аналогии с Алтае-Саянской зоной), так и в днищах впадин (по механизму рифтовой зоны) с чуть большим преобладанием сейсмического процесса в горном обрамлении. Отмечено также, что сейсмичность оперяющих разломов превышает сейсмичность основного Агарадагско-го разлома. В Бусингольской и Белинской впадинах имеются палеосейсмодислокации землетрясений магнитудой 7.0-7.5.
Анализ сейсмических событий за последние 50 лет в Бусингольской и Белинской впадинах показывает выраженные упорядоченные активизации сейсмичности. В Белинской впадине установлено, что имеют место афтершоковые события землетрясения 29 ноября 1974 г. и 4 ноября 1999 г., а в Бусингольской — 1 апреля 1976 г., приуроченные ко днищу впадины, и 27 декабря 1991 г., приведшему к 20-летней (до начала 2003 г.) активизации афтершоковых событий. Эпицентр находится на Шишхидском нагорье, выступающем в Бусингольскую впадину с востока. Подобные пульсации являются уникальными и, по мнению Еманова и др (2010), не укладываются в рамки обычного афтершокового процесса.
Из установленных палеосейсмических событий можно назвать землетрясения, следы которых отмечены в шлейфах разрушения крепостных стен памятника Пор-Бажин (Панин, 2011). Это события конца VIII в, XII в, и первой половины XIX в.
Литологические методы
По линии южного профиля в составе макрофитов участвуют в основном водоросли – хара обыкновенная, кладофора, а также разные виды рдеста. Из них и формируется состав макроостатков в озерных илах. Общая мощность верхнего слоя илов, в разной степени обогащенных растительными макроостатками, составляет 35-50 см в северной части профиля и 15-30 см – в его южной (прибрежной) половине.
Ниже повсеместно залегает в разной степени заиленный, местами с прослоями ила, торф средней мощностью 15-30 см, максимум – 50-55 см в скважинах 2, 5 и 9 (рисунок 4.2-5). Его датирование дало следующие результаты: в скважине 7, а также в соседних скважинах 2 и 3 даты по кровле и подошве торфа – одинаковы, в скважине 2 даты образуют инверсию. В скважине 5 дата из середины слоя торфа заметно древнее, чем во всех других скважинах даты не только по кровле, но и по подошве торфов. В целом подошва торфа датирована в разных скважинах 1,8, 2,0 и 1,8 тыс.л. (скважины 2, 3, 7); причем калибровочные интервалы этих дат пересекаются на отрезке 1900-1550 кал. л.н. Кровля торфа датирована 2,0, 1,7 и 1,8 тыс.л.н. (скважины 2, 5, 7); калибровочные интервалы пересекаются на отрезке 1900-1700 кал. л.н., и этот отрезок целиком укладывается в отрезок дат по подошве. Таким образом, даты по кровле и подошве торфа статистически неразличимы. Очевидно, накопление слоя торфа произошло достаточно быстро, не дольше чем за 1-2 столетия.
Таким образом, 1,7-1,9 тыс.л.н. в этой части озера возрастала густота водной растительности, из остатков которой формировались озерные торфа, причем скорость осадко накопления при этом сильно увеличилась, по-видимому, за счет включения в состав осадка больших объемов растительных макроостатков. Затем плотность зарослей макрофитов уменьшилась, и стали отлагаться более "чистые" озерные илы с меньшим участием растительных макроостатков.
Вниз слой торфа непосредственно или через переходный слой оторфованного зеленоватого ила переходит в карбонатные илы с многочисленными выделениями сульфидов в виде пятен FeS2 (рисунок 4.2-4). Обогащение сульфидами происходит в результате восстановления в бескислородной обстановке серы, выделяемой при разложении органического вещества, с образованием H2S, часть которого и образует нерастворимые соединения с тяжелыми металлами (Hakanson, Jansson, 2002). Поскольку обогащение сульфидами илов является вторичным признаком, сформированным уже в ходе диагенеза озерных осадков, оно не может служить стратиграфическим маркером, по крайней мере, напрямую. В илах местами имеются оторфованные прослои, местами – белесые карбонатные прослои. В южной половине профиля, начиная со скважины 5, данные илы в разной степени опесчанены, причем в ближайшей к берегу скважине 9 опесчаненность почти исчезает. Это указывает на влияние выносов из руч. Айыл, устье которого располагается в 1,3 км к востоку.
Показательно также, что располагающиеся под торфами озерные отложения значительно различаются по плотности в двух частях профиля. При бурении скважин 1-3 потенциальная глубина проникновения озерного бура диаметром 10 см с поверхности в грунт составляла более 1 м (в результате иногда, при заглублении больше 1 м, верхушка керна оказывалась срезанной, т.к. длина отборника - ровно 1 м). Начиная со скважины 4, эта глубина составляла лишь 0,6-0,8 м, а местами (скважина 8) лишь 0,3 м.
Описанные различия, по-видимому, связаны с большим участием терригенных компонентов в осадконакоплении в центральной части профиля, что подтверждается ли-тологически (увеличение опесчаненности).
В основании озерных отложений на профиле в большинстве скважин залегают темно-серые, черные, иногда оторфованные суглинки, ниже переходящие в серые, сизоватые глины и суглинки. Черные суглинки имеют мощность в среднем 15-30 см, глубина их залегания от дна очень изменчива – от 1,3 до 2,5 м. Как видно из профиля (рисунок 4.2-5), они и датируются в широком пределе – от 3,0 до 7,2 тыс. 14С лет, но в хорошем соответствии с глубиной залегания – чем глубже, тем древнее. Кровля и подошва черных суглинков обычно очень четкая, внутри них встречаются голубовато-серые прослои и часто они насыщены мелким ракушечным детритом, что указывает на озерное происхождение. В разрезе они часто соседствуют с оторфованными илами и сами обычно содержат расти тельные макроостатки. Очевидно, черный цвет эти суглинки (озерные илы) приобрели за счет вторичного обогащения сульфидами при разложении органического вещества в кислород-дефицитных условиях. Совместно с ними (над и реже — внутри и под ними) часто встречаются прослои белесых карбонатных илов. Такую ассоциацию можно объяснить выпадением карбонатов из насыщенных сероводородом вод на испарительном геохимическом барьере (Перельман, Касимов, 1999). Из радиоуглеродных датировок (Приложение 1) видно, что такие условия складывались в данной части озера древнее 2 тыс.л.н.
Профиль к западу от острова Пор-Бажин пересекает наиболее глубокую его часть (рисунок 4.2-6). По строению разреза в нем можно выделить 3 части: восточную – примыкающую к острову Пор-Бажин (скважины 10-12), центральную (скважины 13-19) и западную – самую глубокую (скважины 20-23). Скважина 24 на западном береговом склоне по своему строению близка к центральной части. В восточной части профиля верхняя часть разреза начинается с заиленных озерных торфов, источником накопления которых являются густые заросли из роголистника с участием харовых водорослей, опоясывающие остров.
В кровле торфа отличаются мягкостью, разубоженностью, расплываются в керне, что служит признаком их весьма молодого возраста (рисунок 4.2-6). В некоторых скважинах с поверхности залегают черные илы с большим количеством растительных остатков (скважины 10, 11а). Ниже по разрезу торф уплотняется, темнеет и приобретает темно-коричневый до черного цвета (обогащение сульфидами). Рыхлые верхние илы и торфа интерпретированы как молодые отложения – продукты разрушения острова вместе с интенсивно накапливающимися современными растительными макроостатками. Помимо рыхлого сложения, отсутствия слоистости и наличия на разных глубинах свежих (иногда зеленых) растительных макроостатков, в пользу такой интерпретации говорят молодые, но неоднородные радиоуглеродные даты – 50±50 (ИГАН-3493; скважина 11а, 50-53 см), 450±60 (ИГАН-3500; скважина 10, 56-62 см).
Столь разные даты на одинаковых глубинах в соседних скважинах свидетельствуют, что отложения состоят из смеси древнего и молодого материала (последний фиксируется визуально). Кроме того, даже более древняя из этих дат значительно моложе, чем должно быть исходя из датировок верхних частей разреза и установленных по ним скоростей осадконакопления в других частях озера. Это находит объяснение, если предположить, что продатирована смесь современного и древнего органического вещества (продукты разрушения берега). Подошва указанной "фации разрушения", определенная по текстурным характеристикам и плотности осадков, показана на профиле (рисунок 4.2-6).
Береговые процессы и формы рельефа
В конце позднего плейстоцена происходили значительные изменения стока рек, оставивших два уровня аллювиальной аккумуляции выходящих на дне впадины в районе. юго-восточного побережья озера Тере-Холь. Так, у тылового шва дна впадины расположен останец древнего конуса р.Айыл, представляющий собой остатки верхнего уровня аккумуляции. ОСЛ датирование позволяет говорить о завершающих фазах накопления аллювия не ранее 26,7±2,5 тыс.л.н., таким образом окончание формирования этого аккумулятивного уровня относится ко времени около максимума сартанского криохрона (20-23 тыс.кал.л.н. или 17-20 тыс.14С л.н.). Для этого времени отмечается снижение поверхностного стока и аккумуляция в долинах рек (Равский, 1972; Цейтлин, 1979; Спасская, 2009 и др.). В целом это холодные и засушливые условия.
После максимума сартанского криохрона в эпоху повышенного речного стока (биозона Iа по данным скважины М-6) древний конус Айыла был размыт в результате роста стока. В этот непродолжительный отрезок времени, закончившийся перед началом голоцена был достигнут максимально высокий уровень флювиальной активности за изучаемый период. На дно Терехольской впадины также выдвигались грубообломочные конусы крупных (Балыктыг-Хем, Эми) и малых (Айыл, Муил-Тук, Кунгуртуг, Бажирганак) рек. Поскольку большая часть водотоков заходит в Терехольскую впадину с ее южного и юго-восточного бортов, конфигурация внутренних дельт (конусов выноса) на жнее впадины способствовала частично изоляции юго-западного замыкания днища впадины. Здесь сформировалась обстановка увлажненной низины, периодически затапливаемой разливами мутных речных вод.
Мощность паводков упала около 12200±400 кал.л.н (поздний дриас). Блуждание речных русел по поверхности конусов с формированием грубообломочных толщ закончилось, но днище впадины продолжало затапливаться речными водами во время паводков, и грубообломочный аллювия начал перекрываться суглинками и супесями фации разливов (аналог пойменной фации в обычных долинах). Об этом можно судить по мощности накопившихся отложений: более 1 м – на акватории современного озера Тере-Холь и до 2 м в днище ближе к бортам впадины. Две погребенные почвы внутри данной толщи, накапли 148 вавшиеся на рубеже плейстоцена и голоцена (10120±130 14С л.н.) и в самом начале голоцена (9870±110 14С л.н.), и слоистая маломощная (20-50 см) толща грубообломочных отложений между почвами свидетельствуют о высокой, скорости осадконакопления и указывают на то, что фазы формирования этих почв разделяет небольшой временной отрезок.
Характеристики нижней почвы (черный гумусовый горизонт с клиновидными структурами, холодная окраска, мелкие сегрегации оксидов железа и максимум содержания карбонатов подгумусовых горизонтов) несут признаки сингенетических криогенных процессов, таких как морозная сортировка материала, турбации и солифлюкции. Такая почва могла формироваться под луговой степью (или тундро-степью) с близко залегающей многолетней мерзлотой и вследствие этого затрудненным внутренним дренажем в период сезонного протаивания мерзлоты.
Верхняя, менее развитая, погребенная почва, не имеет очевидных сингенетических признаков криогенеза (отсутствие выраженных криогенных признаков: гумусовых клиньев и турбаций). Формирование таких почв на рубеже плейстоцена-голоцена можно рассматривать как свидетельство быстрых климатических изменений, а именно общего потепления и аридизации, приведшей к подавлению биологической активности (светлое, буроватое органическое вещество). На фоне общего потепления, а, следовательно, увеличения мощности деятельного слоя, возросла сезонная контрастность увлажнения: при выраженном росте летних температур и уменьшении суммы летних осадков, имели место периоды влагонасыщения, связанные с увеличением суммы зимних осадков и/или с сезонным паводковым затоплением. Отраженные в двух последовательных погребенных почвах климатические события соответствуют выделенному в (Воробьева, 2010) для Прибайкалья финально-сартанскому похолоданию, сопоставляемому с поздним дриасом в Европейской части (12,9-11,6 кал. лет BP) и финально-сартанской – раннеголоценовой ариди-зации климата (около 11,6 тыс. кал. лет). Почвы фиксируют короткие перерывы в затоплении поверхности конуса, чередовавшиеся с периодами роста паводков.
С одним из периодов роста паводков связано образование озера Тере-Холь 11000 л.н. Повышенное обводнение вызвало активизацию термокарстовых просадок, что, в свою очередь, способствовало накоплению еще больших масс воды и дальнейшему развитию термокарстовых просадок. Первоначально озеро распространилось на значительную часть современной акватории, но в таком состоянии оно просуществовало относительно недолго – не более 500 лет. По окончании периода высокого речного стока 10400 л.н. озеро сократилось в размерах и сконцентрировалось в юго- западной части днища впадины (где сейчас находятся наибольшие глубины). Вероятно, это было обусловлено формированием подозерного талика и связанным с этим проседанием поверхности.
В результате образовалсь озерная котловина глубиной первые метры, с четко очерченными береговыми склонами. Это вызвало снижение базиса эрозии малых водотоков, стекавших на дно впадины в ее северо-западном углу (например, р.Айыл) и их врезание. Врезание р.Айыл привело к концентрации стока во врезанном русле и прекращению его разливов по сохранившейся от проседания части дна впадины. Осадконакопление (тонкозернистый аллювий фации разливов с погребенными почвами, фиксирующими перерывы осадконакопления) в этой части дна впадины прекратилось, сток воды и наносов стали напрямую поступать в озеро.
Таким образом, дно впадины, до этого представлявшее пологонаклонные аллюви-ально-пролювиальные шлейфы, спускавшиеся от бортов впадины к ее центру, разделилось на два высотных уровня: (1) остатки бывших шлейфов в тыловых частях дна впадины; аллювиальный морфолитогенез здесь прекратился и в голоцене не возобновлялся; рельеф в голоцене либо законсервировался, либо (в наиболее пониженных частях) подвергался переработке термокарстовыми процессами; (2) периферические части аллювиально-пролювиальных шлейфов, подвергшиеся термокарстовым просадкам и превратившиеся в озерное дно; здесь осадконакопление в голоцене продолжилось, но из аллювиального трансформировалось в озерное.
Голоценовая история озера предопределена динамикой влажности климата. Поскольку озеро Тере-Холь имеет сток через р. Салдам в Балыктыг-Хем, постольку его средний уровень и глубины значительно не могли меняться. Откликом на изменения водного баланса были изменения степени проточности озера: в относительно многоводные эпохи проточность возрастала, в маловодные эпохи в озере существовал полузастойный режим, и в прибрежных мелководьях могли создаваться микроусловия испарительного бассейна.
Проточность озера могла расти путем увеличения преимущественно подземного водного питания при росте общей увлажненности климата. В таких случаях уровни воды в озере должны были оставаться достаточно стабильными. Сезонный рост уровней с их последующей сработкой до фоновых значений, обеспечиваемых подземным питанием, мог происходить за счет увеличения в водном балансе озера роли речного стока – весенних половодий или летних дождевых паводков.