Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Общие представления об изученности донных озерных осадочных отложений 12
1.1. Исторические аспекты изучения донных озерных осадочных отложений 12
1.2. Общие сведения об условиях и факторах формирования донных озерных осадочных отложений 13
1.3. Общие представления о голоцене и голоценовых озерных осадочных отложениях 17
Глава 2. Объект исследований: физико-географическое положение, региональная геология и палеогеография, характеристика керна 31
2.1. Физико-географическое положение 31
2.2. Геология и палеогеография 36
2.3. Характеристика керна 42
Глава 3. Методическая и аппаратурная основа исследований 52
3.1. Методы рентгено-флуоресцентного анализа и рентгенодифрактометрии. 52
3.2. Оценка возраста 58
3.3. Методика палинологического анализа 59
3.4. Магнитно-минералогические исследования 60
Глава 4. Особенности вещественного состава и условий формирования донных осадочных отложений озера большое яровое 90
4.1. Особенности вещественного состава по данным РФА и рентгенодифрактометрии 92
4.2. Магнитно-минералогические особенности 128
4.2.1. Магнитная восприимчивость 128
4.2.2. Естественная остаточная намагниченность 129
4.2.3. Результаты термомагнитного анализа 131
4.2.4. Результаты коэрцитивной спектрометрии 133
4.2.5. Парамагнитная, суперпарамагнитная и ферромагнитная составляющие 136
4.3. Результаты палинологических определений 150
4.4. Определение палеоклиматического сигнала путем использования методики разложения коэрцитивных спектров 151
4.5. Корреляция колонок 153
4.6. Обсуждение палеоклиматических изменений в голоцене 163
Заключение 175
Литература 177
- Общие представления о голоцене и голоценовых озерных осадочных отложениях
- Особенности вещественного состава по данным РФА и рентгенодифрактометрии
- Парамагнитная, суперпарамагнитная и ферромагнитная составляющие
- Обсуждение палеоклиматических изменений в голоцене
Введение к работе
Актуальность темы исследования. Известно, что озерные осадочные отложения обладают высокой степенью разрешения записи осадочной истории (Evans, Heller, 2003), что ценно для генетической интерпретации осадочных последовательностей, в том числе, в свете палеоклиматических и палеоэкологических трендов и событий.
На сегодняшний день установлена слабая изученность для Сибири вопросов пространственных и временных (синхронность/метахронность) связей региональных и глобальных климатических событий, причин внезапных и резких климатических сдвигов на коротких интервалах времени (Скляров и др., 2010). Подчеркивается, что для исследований подобного рода лучше всего подходят современные системы соленых озер небольших размеров (например, (Last, Ginn, 2005)).
Озеро Большое Яровое относится к гипергалинным малым озерам юго-запада Сибири, донные отложения которых выступают одним из немногих доступных в регионе полигонов для получения данных по составу и генезису голоценовых образований.
Успех изучения озерных осадочных объектов обеспечивается
комплексным исследовательским подходом, позволяющим достигнуть
более глубокого понимания связей и характера взаимодействия между
литосферой, гидросферой, атмосферой и биосферой, находящих свое
отражение в вещественном составе, свойствах и стратификации озерных
осадочных отложений. Такое изучение включает литохимические и
магнитно-минералогические исследования, позволяющие выявить
вещественные индикаторы условий формирования озерных отложений. Магнитная составляющая озерных отложений (магнитная восприимчивость, естественная остаточная намагниченность, состав магнитных фракций и ансамблей магнитных зерен) рассматривается как активно развивающийся диагностический комплекс для реконструктивных целей. При этом большую роль в составе озерных отложений играют биогенные магнитные минералы. Вопросы происхождения этих объектов, способов их выделения, классификации и применения в реконструктивных целях являются важными аспектами современного анализа вещественного состава и генезиса озерных образований.
Степень разработанности темы. Основные результаты
исследований голоценовых донных осадочных отложений в озерах Сибири и сопредельных территорий, а именно: в озерах Кулундинской степи, Телецкое (юг Западной Сибири), озерах Байкал, Котокель, Цаган-Тырм (юг Восточной Сибири), озерах Таватуй, Сырыткуль (Средний и Южный Урал), озерах Мещерской низменности (Восточно-Европейская равнина), озерах
Китая, Казахстана, Монголии (Аиби, Вулунгу, Дайхай, Баркол, Балхаш, Иссык-Куль, Хубсугул, Тельмен) опубликованы в работах: (Леонова и др., 2002; Маликова, 2012; Andreev et al., 2007; Rudaya et al., 2016, BDP-99 Members, 2005; Tarasov et al., 2009; Kostrova et al., 2013; Скляров и др., 2010; Масленникова и др., 2016; Maslennikova et al., 2016; Горбатов, 2013; Wang et al., 2013; Liu et al., 2008; Jiang et al., 2007; Zhangdong et al., 2013; Zhong et al., 2012; Севастьянов и др., 1991; Endo et al., 2012; Крылов и др., 2014; Ricketts et al., 2001; Fedotov et al., 2004; Prokopenko et al., 2007; Федотов, 2007; Маркова, 2012).
Указанные работы в определенной мере выступают опорными по
отдельным объектам и представляют фактические материалы по таксонам
спор и пыльцы, диатомовым показателям, некоторым геохимическим и
магнитно-минералогическим показателям, позволяющим выявлять
региональные палеоклиматические черты озерного осадконакопления в течение плейстоцена и голоцена.
В значительной части работы по тем или иным объектам
представляют отдельные вопросы озерного осадконакопления;
недостаточно разработаны литохимический и магнитно-минералогический аспекты озерного осадконакопления; сравнительный анализ климатических условий осадконакопления в течение голоцена наиболее полно представлен, в основном, в исследованиях, посвященных озерам Китая.
Одним из путей дальнейшего решения вопроса по обобщению
климатических условий озерного осадконакопления являются развитие
литохимического и магнитно-минералогического аспектов озерных
осадочных отложений, расширение сравнительного анализа озер с охватом малоизученных территорий и объектов, к которым относится система небольших гипергалинных озер юга Западной Сибири. Одним из опорных в этом отношении объектов выступает озеро Большое Яровое.
Цель и задачи работы. Целью работы явилось выявление особенностей вещественного состава и условий формирования голоценовых осадочных отложений озера Большое Яровое.
Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:
литологическое описание отложений, определение их элементного и минерального состава, их возрастная оценка;
привлечение данных по таксономической принадлежности спор и пыльцы, полученных по изучаемым отложениям;
исследование магнитной составляющей отложений (магнитные минералы и магнитные параметры);
установление роли биогенной магнитной составляющей отложений, ее идентификация и интерпретация по данным электронной микроскопии и магнитно-минералогических измерений;
- выявление информативных литохимических и магнитно-
минералогических индикаторов изменений климатических условий
формирования озерных донных осадочных отложений и обозначение существенных климатических событий в голоцене на основе сравнения данных, полученных по озеру Большое Яровое, со схемой Блитта-Сернандера и данными по донным осадочным отложениям озер Сибири и сопредельных территорий.
Научная новизна работы заключается в следующем:
-
Впервые проведено комплексное (литохимическое, палинологическое и магнитно-минералогическое) исследование донных осадочных отложений озера Большое Яровое. Выявлены информативные вещественные индикаторы (индексы выветривания по данным элементного состава, минеральный состав, состав спор и пыльцы, магнитная составляющая) климатических изменений в голоцене.
-
Разработана методика изучения магнитофоссилий: выделение магнитотактических бактерий и оценка их влияния на магнитные свойства осадочных отложений.
-
Установлено, что биогенная магнитомягкая компонента BS, представленная остатками магнитотактических бактерий, является основной ферромагнитной составляющей донных осадочных отложений озера Большое Яровое.
-
Предложена интерпретация палеоклиматических условий формирования осадочных отложений в озере Большое Яровое в голоцене путем сравнения полученных данных со схемой Блитта-Сернандера и данными по донным осадочным отложениям озер Сибири и сопредельных территорий.
Теоретическая и практическая значимость работы. Выявлены
основные литохимические и магнитно-минералогические закономерности
формирования голоценовых осадков озера Большое Яровое. Установлены
вещественные индикаторы климатической стадийности озерного
осадконакопления с привязкой к возрастным и климатическим маркерам
голоцена. Результаты могут быть использованы при исследовании озерных
обстановок осадконакопления современных и прошлых эпох и
сопоставлении голоценовых объектов в разных регионах.
Методология и методы исследования. Методологической основой послужили современные генетические представления о формировании осадочных образований в озерных обстановках (Страхов, 1960, 1962; Обстановки…, 1990; 2001; Субетто, 2009; Matsumura- 2011), а также сложившиеся к настоящему времени схемы стратиграфического расчленения и палеоклиматической периодизации
голоцена (Хотинский, 1977, 1981; Кенигссон, 1984; Субетто и др., 2003; Walker et al., 2012; Roberts, 2014).
При изучении образцов использовался комплекс методов.
Литологическое описание керна, установление его элементного и
минерального состава, возрастная оценка, привлечение данных по
растительным биомам проводились в соответствии с рекомендациями и
подходами, изложенными в публикациях: (Ruxton, 1968; Куприянова,
Алешина, 1972, 1978; Nesbitt et al., 1982; Harnois, 1988; Herron, 1988; Фор,
1989; Moore, 1991; White, Blum, 1995; Юдович, 2000; McSween, 2003;
Nesbitt, 2003; Маликова, 2012; Маркова, 2012; Reille, 1992, 1995, 2012;
Горбатов, 2013; Bronk, 2013; Субетто и др., 2017) с использованием методов
рентгено-флуоресцентного анализа, рентгенофазового анализа,
радиометрического метода, электронно-микроскопического метода.
Магнитная составляющая образцов изучалась рядом магнитно-
минералогических методов (коэрцитивная спектрометрия, термомагнитный анализ, измерения магнитной восприимчивости, естественной остаточной намагниченности), известных по основным работам: (Белоконь и др., 1973; Шолпо, 1977; Day et al., 1977; Буров, Ясонов, 1979; Храмов, 1982; Буров и др., 1986; Dunlop, zdemir, 1997; Dunlop, 2002; Evans, Heller, 2003; Egli , 2004a, 2004b; Kosareva et al., 2015a, 2015b).
Положения, выносимые на защиту:
-
Разработана методика обнаружения остатков магнитотактических бактерий (МТБ) в озерных донных осадочных отложениях, основанная на выделении биогенной магнитной компоненты с помощью непрерывного вейвлет-преобразования коэрцитивных спектров нормального остаточного намагничивания, магнитной сепарации и идентификации магнитофоссилий путем просвечивающей и сканирующей электронной микроскопии.
-
Биогенная магнитомягкая компонента BS, представленная остатками магнитотактических бактерий, является основной ферромагнитной компонентой донных осадочных отложений озера Большое Яровое.
-
Вариации значений индексов выветривания, магнитной восприимчивости, естественной остаточной намагниченности, парамагнитной компоненты магнитной восприимчивости, положения максимума коэрцитивного спектра компоненты BS, а также таксономической принадлежности пыльцы и спор по разрезу озерных донных осадочных отложений отражают изменение палеоклиматических условий озерного осадкообразования в течение голоцена и позволяют выявить события значительного увлажнения климата, соотнесенные с датами ~ 8600, ~ 7600, ~ 7100, ~ 5200, ~ 4750, ~ 3450 и ~ 1800 лет назад.
Степень достоверности результатов определяется большим
объемом выполненных аналитических работ, использованием современных методологии и методов исследований в области изучения донных озерных осадочных отложений, воспроизводимостью полученных результатов.
Фактический материал по озеру Большое Яровое собран в 2008–
2016 гг. при выполнении проектов по Государственному контракту
№ 02.740.11.5042 «Моделирование климатических изменений голоцена на
территории степного Алтая с применением комплекса палеоэкологических
прокси-данных седиментационного архива озера Яровое», ЕЗН
№ 01200609670 «Реконструкция изменений окружающей среды и климата в
геологическом прошлом на основе исследования литолого-
минералогических, геохимических и палеобиологических индикаторов». На
образцах пяти керновых колонок проведены измерения магнитной
восприимчивости, естественной остаточной намагниченности (NRM) (985
образцов), параметров коэрцитивных спектров (792 образца), параметров
кривых дифференциального термомагнитного анализа (ДТМА) и
зависимостей остаточной намагниченности насыщения от температуры
Jrs(T) (36 диаграмм). По трем образцам осуществлена магнитная сепарация.
Получены данные по элементному составу методом
рентгенофлуоресцентного анализа (79 образцов) и данные по
минералогическому составу методом рентгенофазового анализа (22
образца). По трем образцам проведен анализ методами просвечивающей и
сканирующей электронной микроскопии. По четырем образцам проведена
радиометрическая датировка в Федеральном Технологическом
Университете Швейцарии, г. Цюрих. Палинологический анализ был проведен по 23 образцам осадков колонки № 3 в Институте археологии и этнографии Сибирского отделения РАН.
Апробация результатов исследования. Научные положения и основные результаты исследований докладывались на Генеральной Ассамблее Европейского геофизического союза (EGU General Assembly) (г. Вена, Австрия, 2010, 2017); Международном семинаре «Российско-немецкое сотрудничество в области экологии арктических экосистем: результаты и перспективы» (г. Казань, 2011); на Международной школе палеомагнетизма и магнетизма горных пород (International workshop on paleomagnetism and rock magnetism) (г. Казань, 2013); на 10-ой Международной конференции «Problems of Geocosmos» (г. Санкт-Петербург, 2014); 26-ой Генеральной Ассамблее Международного союза геодезии и геофизики (26th IUGG General Assembly) (г. Прага, Чешская Республика, 2015); на Всероссийской школе-семинаре по проблемам палеомагнетизма и магнетизма горных пород (г. Москва, пос. Борок, 2015).
Личный вклад автора заключается в участии в период с 2008 по 2017 гг. в полевых и тематических научно-исследовательских работах в качестве исполнителя и руководителя тем по изучению озерных отложений России, включая донные осадочные отложения озера Большое Яровое, а также получении научных и практических результатов, изложенных в диссертационной работе. Все материалы исследований, положенные в основу диссертации, обработаны автором лично. Все выводы получены им самостоятельно. Материалы, представленные в данной работе без библиографических ссылок, принадлежат автору.
Публикации. Основные положения диссертационной работы изложены в 13 научных работах, 4 из которых опубликованы в ведущих рецензируемых научных журналах, рекомендованных ВАК РФ для защиты диссертаций и индексируемых в наукометрических базах Web of Science, Scopus, РИНЦ.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения. Объем работы составляет 203 страницы, включает 73 рисунка и 17 таблиц. Список литературы состоит из 255 источников.
Благодарности. В ходе написания работы и в период проведения исследований автор пользовался консультациями и помощью своих коллег из «Лаборатории палеоклиматологии, палеоэкологии и палеомагнетизма» КФУ. Хочется особо поблагодарить профессоров Д. К. Нургалиева и В. П. Щербакова, доцента П. Г. Ясонова за ценные советы и замечания, полученные во время обсуждений различных материалов исследования. Также автор выражает благодарность сотрудникам ИГиНГТ КФУ: старшему лаборанту Л. И. Линкиной, инженеру Г. М. Ескиной, ассистентам Б. И. Гарееву, Г. А. Баталину, А. А. Ескину, а также директору и сотрудникам Междисциплинарного центра «Аналитическая микроскопия» КФУ Ю. Н. Осину, инженерам В. Г. Евтюгину и В. В. Воробьеву.
Автор глубоко признателен своему научному руководителю, д. г.-м. н., доценту Н. Г. Нургалиевой за ценные советы, критические замечания по работе и поддержку на всех ее этапах.
Общие представления о голоцене и голоценовых озерных осадочных отложениях
Голоцен – это верхний отдел четвертичной системы, соответствующей голоценовой эпохе, начало которой датируется 0.0117 млн. лет и продолжающейся до настоящего времени.
Международная комиссия по стратиграфии, подкомиссия по стратиграфии четвертичной системы определили голоцен как эпоху, следующую за плейстоценом – последним ледниковым периодом. В целом, голоценовая эпоха рассматривается как теплая и идентифицируется как межледниковье. При этом выделяется ранний, средний и поздний голоцен [Fisher Formal subdivision…].
Граница между ранним и средним голоценом проводится на основании стратиграфического маркера GSSP (Global Stratotype Section and Point), зарегистрированного в ледяном керне Гренландии NGRIP1 и датируется 8200 лет назад.
Граница позднего голоцена датируется 4200 лет назад на основании стратиграфического маркера GSSP, отражающегося на глобальном уровне по четким изменениям содержания изотопа 18О в натечных образованиях Пещеры Маумлю (Mawmluh), расположенной на территории северо-восточной Индии [Fisher Formal subdivision…].
В Европе и Северной Америке голоцен подразделяется на пять временных интервалов (стадий), или хронологических зон, на основе климатических флуктуаций (классификация Блитта-Сернандера [Кенигссон]):
- Пребореальная (10500–9500 лет назад),
- Бореальная (9500–8000 лет назад),
- Атлантическая (8000–5000 лет назад),
- Суббореальная (5000–2500 лет назад),
- Субатлантическая (2500 лет назад – настоящее время).
Данная классификация составлена по растительным остаткам торфяников Дании, но активно используется геологами, изучающими колебания уровня моря в различных регионах по образцам торфяниковых фаций, ледниковым кернам, донным кернам морей и озер.
Палеонтологи не разработали какие-либо фаунистические стадии для голоцена. Обычно для вещественного разделения осторожно используется периодизация технологического развития человечества – мезолит, неолит, бронзовый век.
Климатически голоцен также подразделяется на гипситермальный (Hypsithermal) и неогляциальный (Neoglacial) периоды [Denton, Porter]. Рубеж между ними совпадает с началом бронзового века в Европе. Согласно некоторым работам, третий период – антропоцен (Antropocene) протекает в настоящее время.
Амплитуды тектонических колебаний литосмферных плит в течение последних 10000 лет составили не более километра. Таяние льдов в раннем голоцене вызвало повышение уровня моря более чем на 30 м. При этом территории, расположенные севернее 40 с. ш., находившиеся на протяжении плейстоцена под прессом ледников и освободившиеся от них в голоцене вследствие изменения изостатических условий, поднялись на 180 м. Такое поднятие продолжается и в настоящее время [Roberts; Formal definition and dating…].
Подъем уровня моря привел к временному затоплению территорий суши, которые сегодня находятся далеко от морей. Голоценовые морские ископаемые остатки известны, например, в Вермонте и Мичигане (США). Голоценовые фоссилии в высоких широтах находятся в озерных отложениях, отложениях речных долин и пещерных образованиях. Находки голоценовых ископаемых остатков в низких широтах крайне редки, поскольку повышение уровня моря доминировало над тектоническим аплифтингом не ледового происхождения.
Исследование ледовых кернов показывает, что конец последнего ледникового периода ознаменовался глобальным потеплением [Roberts; Formal definition and dating…]. Региональные климатические изменения были обусловлены перемещениями тающего льда и теплых атмосферных масс в интервале 11000–7000 лет назад. Известно такое понятие, как Голоценовый климатический оптимум (Holocene climatic optimum), приуроченный к Атлантической стадии. Это период глобального потепления, но неоднородного по планете, продолжавшегося до рубежа 5500 лет назад и сменившегося неогляциальным периодом, который мало отличался от современного климата. Отмечается только более теплый климат в X–XIV веках (известный как теплый период Средневековья). Затем последовал малый ледниковый период с XIV в. до середины XIX в. [Roberts; Formal definition and dating…].
Климатическая цикличность голоцена для морских обстановок установлена для Северо-Атлантического региона и известна как цикличность Бонда (Bond cyclicity) с периодизацией 1500 лет [Persistent Solar Influence…]. Спектральный анализ геологических летописей континентальных фаций обнаружил периоды 1000 и 500 лет, соответствующие вариациям солнечной активности в голоценовую эпоху [Roberts; Formal definition and dating…].
В отношении климата голоцена существуют разнообразные мнения. В Альпах в голоцене выявлены неоднократные оледенения и гипситермал не зафиксирован, что позволяет считать голоцен продолжением ледниковья [Grove].
По Хотинскому (например, [Хотинский, 1977, 1981]) голоцен сходен с прошлыми межледниковыми эпохами. По данным палинологии и радиометрического датирования более 60-ти изученных торфяных месторождений, 6 опорных разрезов (№ 25–32) из которых расположены достаточно близко к району изучаемого озера (Рисунок 1.1) выявлен важный палеогеографический рубеж, отмечающий значительное изменение растительности района в начале торфообразования. Этот рубеж можно отнести к интервалу 4500–5000 лет назад. Он ознаменовался похолоданием климата. Н. А. Хотинский определяет данный рубеж, как западносибирский вариант атлантико-суббореальной границы.
Для большей части Северной Евразии климатический оптимум относится ко времени 6000–5000 лет назад. Отмечаются и региональные климатические оптимумы. Например, в северной части Восточно-Европейской платформы климатический оптимум датируется 4100–3200 лет назад (средняя суббореальная фаза), а в Приморье и Сибири климатический оптимум находится в бореальной стадии.
По данным [Дроздов, Лаухин] начало климатического оптимума в Восточной Сибири сопровождалось увлажнением климата и заболачиванием. Согласно исследованиям [Бурашникова, Муратова, Суетова] для районов Евразии (в пределах бывшего СССР) севернее 48 с. ш. в период голоценового оптимума (6000–5000 лет назад) среднеиюльские и среднеянварские температуры были на 1–2 C выше современных, а в северной части Западной Сибири – на 5–6 C выше современных. На территориях 40–50 с. ш. палеотемпературы соответствуют современным. В Средней Азии и на юго-востоке России палеотемпературы были ниже на 1 C. Таким образом, выявлена метахронность климатических колебаний в разных районах во время климатического оптимума (или гипситермала).
История изменений условий формирования осадочных образований, в первую очередь, климатических, регистрируется в осадочных разрезах, сложенных не только морскими отложениями, но и континентальными осадочными образованиями [Обстановки осадконакопления и фации…]. В этом отношении особое внимание уделяется озерным донным осадочным отложениям как надежным источникам информации о палеосредовых изменениях обстановок осадконакопления [Субетто; Детальная летопись климата… ; Маркова]. В последние десятилетия в Евразии активно изучаются, например, озера севера Европейской части России, Мещерской низменности, юга Западной Сибири, Среднего и Южного Урала, Центральной Азии и Прибайкалья, Алтайских гор – Байкал, Хубсугул, Котокель, Тельмен, Таватуй, Сырыткуль, Цаган-Тырм, Телецкое [Федотов; Environmental changes… ; Субетто; Евсеева, Жилина; Детальная летопись климата… ; Маркова; Горбатов; Реконструкция обстановок озерного… ; Quantitative reconstructions of mid… и др.], озера Китая – например, Дайхай, Баркол [Ran, Zhang, Feng; Geochemistry of sediments…], донные осадочные образования которых фиксируют климатические и средовые изменения за значительные временные интервалы в голоцене и плейстоцене.
Особенности вещественного состава по данным РФА и рентгенодифрактометрии
Следует заметить, что нормальному распределению отвечает небольшое число элементов: титан, алюминий, калий, фосфор и иттрий. Прямые связи (коэффициент корреляции более 0.24) обнаруживаются между титаном и группой элементов: алюминий, кремний, калий, ванадий, железо, никель, цинк, рубидий, празеодим; обратные (коэффициент корреляции по модулю более 0.3) – между титаном и группой элементов: кальций, фосфор, сера, марганец, стронций, молибден, олово.
В Таблице 4.9 показаны содержания основных макроэлементов, а также Mn, Sr в осадках. Специфический состав элементов в осадках, установленный ранее в [Некоторые геохимические особенности…], также прослеживается в колонках 1 и 3 (за исключением Ba) с существенно большими содержаниями Mg, Ca и Sr, но меньшими содержаниями К, Na, Al, Mn.
По различным отношениям макроэлементов, использованным в работе [Некоторые геохимические особенности…], получены сходные значения. Значения отношения Ca/Al изменяются в колонке 1 от 1.34 до 7.73 при среднем 3.25; в колонке 3 – от 1.13 до 10.19 при среднем 3.22. Значения отношений Сa/Mg и Ca/Sr в первой колонке изменяются соответственно в диапазоне 1.08 6.64 при среднем 2.72 и в диапазоне 53.84179.11 при среднем 104.32. Значения отношений Сa/Mg и Ca/Sr в третьей колонке изменяются соответственно от 0.70 до 11.20 при среднем 2.89 и от 54.82 до 186.58 при среднем значении 99.11. Значения отношений Fe/Al, Fe/Mg и Fe/Mn варьируют соответственно в колонке 1: 0.751.16 (среднее 0.91); 0.581.43 (среднее 0.73); 35.72132.51 (среднее 80.64). Значения отношений Fe/Al, Fe/Mg и Fe/Mn изменяются в колонке 3 соответственно: 0.741.10 (среднее 0.88); 0.491.06 (среднее 0.72); 39.1297.86 (среднее 72.93). Значения отношения V/Cr не превышают 1, что указывает на хорошую аэрацию озерного бассейна.
Содержание микроэлементов превышают значения определений, сделанных в работе [Некоторые геохимические особенности…] (Таблица 4.10), что объясняется большей длиной изучаемых колонок при сохранении специфичности микроэлементного состава осадков исследуемого озера.
Состав породообразующих элементов представлен на Рисунке 4.1, где видно, что состав исследуемых отложений близок к составу PAAS ((постархейский средний сланец) – Post Archean Average Shale [Nesbitt, Young]), за исключением повышенного содержания кальция.
На Рисунке 4.2 показаны содержания редких элементов, которые близки по составу к PAAS. На Рисунке 4.3 демонстрируются нормированные содержания редкоземельных элементов. Отмечается постоянное присутствие Y, Sm, Nd, Ce и La наблюдаются лишь в единичных образцах. Повышенными концентрациями характеризуются Sm, Nd.
На Рисунках 4.4 – 4.6 показано ранжирование химических элементов по значениям коэффициентов обогащения enrichment factor (EF) в донных осадках (нормирование проведено по Al и кларкам глинистых сланцев (см. главу 3)). На Рисунке 4.6 показано распределение средних значений EF с учетом единичных определений по La, Ce, Cs, Pr.
Ранжирование показывает обогащенность осадков Ca, Cr, Br, Cd, Sn, Sb, Nd, Sm, Pb. Cа связан с продуктами химического выветривания водосборных площадей. Cr может указывать на значение детрита и аллотигенных зерен магнетита; Br является важным показателем потепления климата; Sn обычно выносится во время разложения полевых шпатов, адсорбируясь на гидроксидах и глинистых минералах; Sb, Nd, Sm – это редкоземельные элементы, чаще всего ассоциирующиеся со сфеном и плагиоклазами; присутствие Pb, Cr, Cd, Sn в значительной степени определяется влиянием источников техногенного воздействия [McSween, Richardson, Uhle].
На Рисунке 4.8 приведено положение образцов в классификации [Herron], где видно, что образцы относятся к ваккам и литаренитам.
На Рисунке 4.9 выявляется значительная роль щелочно-щелочноземельной и железисто-магниевой компонент.
Образцы также размещены в координатном поле Al2O3 и CIW (Рисунок 4.10); CIA и ICV (Рисунок 4.11). CIW указывает на то, что осадочный материал формируется путем выветривания и сортировки материала пород первичной питающей провинции и затем откладывается в виде песчаников, алевролитов и глин. ICV используется для оценки состава питающей провинции, степени выветривания ее пород, близких к андезитам и базальтам. В нашем случае выявляется вклад базальтов в формирование осадочного материала. Высокие значения ICV указывают на относительно низкую степень выветривания пород первичной питающей провинции (обогащенность не глинистыми силикатными минералами), а низкие значения представляют зрелые породы питающей провинции. По мере развития выветривания уменьшение ICV происходит из-за преобразования полевых шпатов в глины, обогащенные алюминием.
Интересно заметить, что средние значения CIW составляют для колонок 1 и 3 соответственно 67 % и 69 %. Эти значения близки к значениям CIW, которые характеризуют в озерах так называемые «осадки теплых стадий» (по [Минюк, Борходоев]).
Увеличение CIA и уменьшение ICV соответствуют увеличению степени выветривания исходных пород.
На Рисунке 4.12 показана приуроченность образцов к палеоклиматическим группам – семиаридной и аридной (верхние слои мощностью 105 и 145 см соответственно в колонках 1 и 3) и гумидной (слои ниже отметок 105 и 145 см соответственно в колонках 1 и 3).
Для установления степени однородности поступающего в бассейн седиментации материала построена диаграмма зависимости отношения K2O/Na2O от отношения SiO2/Al2O3, которая может отражать изменение источника сноса (Рисунок 4.14). Образцы относятся в основном к единому источнику сноса за исключением части осадка в колонке 3 (выше отметки 145 см).
По данным рентгенодифрактометрии (Таблицы 4.11, 4.12; в качестве примера Рисунок 4.15) глинистые минералы представлены хлоритом и каолинитом, а также монтмориллонитом (колонка 1; в колонке 3 монтмориллонит обнаружен только в одном образце); также в составе образцов в кластике присутствуют кварц, плагиоклаз, калиевый полевой шпат и мусковит (Таблица 4.11, Рисунок 4.16).
Для оценки интенсивности химического выветривания водосборных площадей озер, особенно, озер с повышенной трофностью, успешно используются отношения (Ca+Mg+K)/Al, K/Al, Fe/Al и Ca/Al, а для индикации водного баланса – отношение Ca/Mg [Geochemistry of sediments… ; Минюк, Борходоев; Wang; Sediment geochemistry…]; повышенное содержание Sr в озерных осадках может быть связано с усилением химического выветривания и выносом этого подвижного элемента из пород водосборной площади [Geochemistry of sediments…] (см. поясения в разделе 3.1).
На Рисунке 4.17 показаны вариации значений указанных индексов выветривания как чувствительных к климату показателей.
Парамагнитная, суперпарамагнитная и ферромагнитная составляющие
Определение вклада парамагнитной составляющей в общий сигнал по индуктивной кривой нормального намагничивания, определение ферромагнитной составляющей по индуктивной кривой нормального намагничивания за вычетом парамагнитной компоненты, а также определение суперпарамагнитной составляющей по кривой Jr и их суммарного значения было проведено для всех образцов 4-х колонок. На Рисунке 4.26 представлена схема сопоставления компонент магнитной восприимчивости по образцам колонки № 2. Стоит отметить схожесть кривых магнитной восприимчивости, измеренной MS2B (Bartington) и суммарного вклада парамагнитной, ферромагнитной и суперпарамагнитной составляющих магнитной восприимчивости, рассчитанных с использованием коэрцитивного спектрометра в нижней части разреза. Расхождение объясняется способом измерений и отобранными образцами. Во 137 первых, измерения магнитной восприимчивости при помощи MS2B проводятся в индуцированном поле порядка нескольких десятков эрстед, измерения Jr проводятся в Земном поле. Во-вторых, измерение магнитной восприимчивости проводилось по образцам, отобранным в кубические немагнитные контейнеры для проведения палеомагнитных измерений. Эти образцы содержали воду, причем ее содержание уменьшалось по мере углубления, что связано с уплотнением осадка.
На Рисунке 4.27 представлена схема сопоставления парамагнитной составляющей магнитного сигнала по 4-м керновым колонкам. Данный параметр отражает изменения в составе осадка парамагнитных минералов (например, хлорит, слюды, железосодержащие силикаты, пирит), а также диамагнитных (например, кварц, кальцит, галит), указывая на изменение солености. Здесь следует обратить внимание на переломный момент в процессе осадконакопления (см. Рисунок 4.27). Для осадков нижней части разреза характерно постепенное увеличение содержания парамагнитных и диамагнитных минералов. Затем наблюдается резкая смена наклона тренда и стабилизация процесса осадконакопления. Данная граница соответствует резкой смене климатического режима в период времени 7600 лет назад.
Полученные коэрцитивные спектры образцов донных отложений имеют характерную форму для озерных осадков, однако значимо различаются между собой (Рисунок 4.28). С целью определения составляющих ферримагнитной фракции был проведен компонентный анализ по спектрам нормального намагничивания. На Рисунке 4.29 показан пример разложения КС на составляющие.
На основе лабораторных исследований Эгли [Egli, 2003] выделил ряд ферримагнитных компонент (см. главу 3). Нами были обработаны кривые нормального остаточного намагничивания и перемагничивания 985 образцов 4-х колонок, в них выявлено около 4000 компонент. По максимумам пиков на гистограммах распределения этих компонент по ПМКС (Рисунок 4.30) можно выделить не менее 4-х групп компонент.
Первая группа хорошо прослеживается в образцах озера по спектрам нормального намагничивания (Рисунок 4.30а) в интервале полей (0-30) мTл. Компонента достаточно хорошо согласуется с данными Эгли [Egli, 2003], поэтому может быть обозначена как D+EX. На спектрах намагничивания в диапазоне « 30-60 мTл отчетливо выделяется следующая компонента. Мы полагаем, что данная группа соответствует компоненте BS, выделяемой Эгли [Egli, 2003]. Далее в интервале (60-75) мTл наблюдается пик, который, видимо, можно идентифицировать с компонентой ВН по Эгли [Egli, 2003]. Самая магнитожесткая компонента H от 100 мTл и выше представлена высококоэрцитивными зернами (гематита, гидроокислов, окисленными зернами магнетита и др.).
Из гистограмм видно, что распределения ПМКС по спектрам намагничивания (Рисунок 4.31а) и перемагничивания (Рисунок 4.31б) существенно различаются. В целом, это различие сводится к увеличению вклада более мягких компонент в КС, полученные по кривой перемагничивания. Такое поведение гистограмм объясняется тем, что КС, полученный по кривой нормального намагничивания, всегда жестче, чем для кривой перемагничивания. Различие между этими КС свидетельствует о заметном присутствии в образцах МД зерен в тех случаях, когда обнаруживается мягкая компонента D+EX. Если такой компоненты нет, то различие в спектрах с уверенностью говорит о присутствии в образцах сильно взаимодействующих ОД частиц, что в осадочных породах с большой вероятностью указывает на их биогенное происхождение.
Если рассмотреть только основные ферримагнитные компоненты образцов, удалив все компоненты, имеющие вклад менее 10 % в общую остаточную намагниченность образцов (Рисунок 4.31), можно заметить, что по кривым намагничивания отчетливо выделяется компонента BS в области полей « (36-58) мTл. Гистограмма по кривым перемагничивания остается сложной, видимо, из-за изменчивости размеров и формы зерен компонент BS и ВН, а также характера кластеризации зерен.
Некоторые из этих компонент можно легко идентифицировать с компонентами, обнаруживаемыми по спектрам кривых перемагничивания (Рисунки 4.30б, 4.31б). Это легко можно сделать в тех случаях, когда эти компоненты составляют значительную часть намагниченности образца (Рисунок 4.31 а, б). В тех случаях, когда мы рассматриваем все компоненты, в том числе и составляющие менее 10 % общей намагниченности образца - их достаточно сложно однозначно идентифицировать (Рисунок 4.30). Картина намного проще при рассмотрении только наиболее значительных магнитных компонент, здесь можно отчетливо оценить модальные значения ПМКС компонент (Рисунок 4.31):
- компонента D+EX имеет модальные значения ПМКС на спектрах намагничивания и перемагничивания соответственно « (12-20) мTл и « (5-15) мTл, причем на спектрах намагничивания число этих компонент значительно меньше, что также свидетельствует о сложности идентификации компонент.
- отчетливо выделяется компонента BS с модальными значениями ПМКС на спектрах намагничивания и перемагничивания соответственно « 35-58 мTл и « 18-55 мTл, что может свидетельствовать о значительных полях взаимодействия в этом ансамбле зерен;
- модальные значения ПМКС компоненты ВН на спектрах намагничивания не отражаются, а на спектрах перемагничивания составляют « 58-75 мTл;
- самая магнитожесткая компонента Н во всех случаях обуславливает менее 10 % общей намагниченности образцов и на представленных гистограммах отсутствует.
Детритовая компонента главным образом представлена крупными аллотигенными зернами. Крупные зерна магнетита, сульфидов железа, титаномагнетита, хромистого магнетита и другие ферромагнитные минералы обнаружены при помощи СЭМ. Примеры приведены на Рисунке 4.32. Данная компонента также включает в себя магнетитовые сферулы, вероятно, космического происхождения (Рисунок 4.32а). Размер сферул варьирует от 3 до 35 мкм. Образец 709 с глубины 41 см представляет особый интерес, так как содержит большое количество сферул, которые могли быть привнесены в бассейн осадконакопления, скорее всего, при падении метеоритного тела и сгорании его в атмосфере [Cosmic magnetite microspherules…].
Основная, присутствующая во всех образцах компонента BS, представлена скоплением магнитофоссилий, отличающихся по форме и размерам. Особенно хорошо они выделяются на снимках образцов 709 и 834.
Образец № 709 (отобран с глубины 41 см) представлен большим разнообразием магнитофоссилий. Магнитные частицы биогенного происхождения имеют различную форму (форма веретена, вытянутого октаэдра и др.) с диапазоном размеров 60–200 нм (Рисунки 4.33a, b; 4.34). Большинство частиц достигают в длину 70–120 нм.
Обсуждение палеоклиматических изменений в голоцене
Комплексный подход к исследованию донных осадочных отложений озера, группирование наиболее информативных литохимических и минералогических индикаторов, палинологических, магнитно минералогических характеристик с климатической интерпретацией на основе климатических представлений о голоцене в глобальном и региональном масштабе позволяет выявить особенности вещественного состава и условий формирования рассматриваемых осадочных отложений.
Изучаемые осадочные отложения, накапливавшиеся на протяжении голоцена, в целом характеризуются устойчивым составом основных элементов Na, Mg, Al, Si, S, Cl, K, Ca, Fe. Отмечены расхождения между известными и новыми данными в содержании Мо, Cd, Sb и др., что связано с разными объектами исследования (прибрежные пробы и керновые колонки). Средний элементный состав демонстрирует обогащенность донных отложений Ca, Cr, Br, Cd, Sn, Sb, Nd, Sm, Pb. На протяжении последних 9000 лет отмечается возрастание содержания Mg, Fe, Cl, K, Na, Rb, Br, что подтверждает тезис Н. А. Хотинского о межледниковом характере рассматриваемого интервала времени.
Глинистые минералы в основном представлены хлоритом и каолинитом, реже – монтмориллонитом; обломочная фракция состоит из зерен кварца, плагиоклаза, калиевого полевого шпата и пластинок мусковита. Важную роль играют хемогенные и хемобиогенные минералы, представленные кальцитом, гипсом, галитом.
Уменьшение значения отношения Ca/Mg вверх по разрезу указывает на увеличение в осадках магния и может свидетельствовать о повышении солености воды из-за интенсификации испарения, что подтверждается прекращением выпадения арагонита и осаждением галита. При этом отмечается уменьшение содержания Са, Sr и SO3, указывающее на потепление климата, при котором накапливались все более молодые осадки.
Колебания значений индексов выветривания отражают колебания интенсивности химического выветривания водосборных площадей озерного бассейна и соответственно циклический характер увлажнения климата. Общий территориальный тренд указывает на уменьшение увлажненности климата, что также отмечается по палинологическим данным [Моделирование климатических…]. Содержание парамагнитной составляющей магнитной восприимчивости может свидетельствовать, в большей степени, о палеосредовых биогеохимических изменениях внутри осадочной системы озера, также указывая на потепление климата.
Ранний голоцен (11700–8200 лет назад) включает в себя Бореальную стадию, которая характеризуется прохладным и влажным климатом. В это время отмечается доминирование степного биома [Моделирование климатических…]. Повышенные значения индексов, характеризующих химическое выветривание, свидетельствуют о значительном поступлении терригенного материала в бассейн осадконакопления, следовательно, о повышенной влажности климата. Это также отражается на показателях содержания парамагнитных и диамагнитных минералов в осадках. На общем фоне отмечается эпизод временного увеличения влажности около 8620±60 лет назад.
Исследования осадков крупных озер Казахстана, таких как Балхаш и Иссык-Куль показывают, что данная территория в раннем голоцене характеризовалась влажным климатом [Севастьянов, Мамедов, Румянцев; Lake Level Change… ; The Holocene paleolimnology…]. Комплексные исследования осадков озера Вулунгу (Китай) [Holocene environmental… ; A high-resolution climatic…], позволили охарактеризовать ранний голоцен ( 10000–7600 лет назад) как сухой и умеренно прохладный.
Средний голоцен (8200–4200 лет назад). Ранняя атлантическая стадия (начиная с 7600 лет назад) отмечается сменой климатических условий на более прохладные и влажные, о чем свидетельствуют сокращение степного биома и усиление веса биома холодных листопадных лесов [Моделирование климатических…]. При этом отмечаются усиление химического выветривания, что свидетельствует о влажности климата, и значительное увеличение содержания парамагнитной компоненты магнитной восприимчивости в осадках. Атлантическую стадию в целом можно охарактеризовать как теплую и относительно сухую. В это время на территории водосбора распространяются травянистые растения, среди широколиственных деревьев чаще всего встречается береза [Моделирование климатических…].
По данным исследований осадков озера Вулунгу (Китай) средний голоцен ( 7600–5300 лет назад) характеризуется влажным и теплым климатом [Holocene environmental… ; A high-resolution climatic…]. Однако палинологические исследования осадков озера Аиби (Китай) показывают, что в промежуток времени с 9600 по 5500 лет назад климат с аридного сменился более влажным, а в бассейне озера стала преобладать пустынная степная растительность [Holocene climate and vegetation…].
Исследователями озера Балхаш (Казахстан) отмечается, что климатические условия последовавшей древнебалхашской регрессии отличались аридностью (8300–5600 лет назад) [Севастьянов, Мамедов, Румянцев; Lake Level Change… ; Крылов, Нургалиев, Ясонов, 2014].
Колебания уровня воды степных озер, расположенных между Уралом и рекой Обь, позволяют выделить этапы регресии и трансгрессии [Евсеева, Жилина]. Одна из регрессий маркируется в атлантической стадии 5530 лет назад.
Палинологические данные по озеру Большое Яровое не отражают резкой Атлантико-Суббореальной границы, отмеченной в результате изучения 6 опорных разрезов (№ 25–32) торфяных месторождений, расположенных достаточно близко к району исследований [Хотинский, 1977]. Выявленный палеогеографический рубеж датируется интервалом 4500–5000 лет назад. Он ознаменовался похолоданием климата, вызвавшим значительное изменение растительности района в начале торфообразования. Н. А. Хотинский определяет данный рубеж, как западносибирский вариант атлантико-суббореальной границы.
Около 5000 лет назад произошли коренные изменения природных условий Центральной Азии, приведшие к быстрому поднятию уровня воды и развитию балхашской трансгрессии. Этому способствовало впадение в озеро рек Или и Лепсы под влиянием благоприятных климатических условий и тектонических подвижек [Севастьянов, Мамедов, Румянцев; Lake Level Change…].
По повышенным значениям индексов химического выветривания нами выявлены два события резкого увеличения влажности климата, произошедшие примерно 5200 и 4700 лет назад, что может соответствовать атлантико-суббореальной границе. Кривые ПМКС компоненты BS также отражают эти границы смены климата к более прохладному и влажному.
В Позднем голоцене (4200–0 лет назад) климатические условия варьировали от аридных до холодных и влажных. Переход от монотонного возрастания содержания Br в осадках озера Большое Яровое к не монотонному 3450 лет назад соответствует переходу к стадии более интенсивной аридизации климата. Это подтверждается значениями соотношений SiO2 % и (Al2O3+K2O+Na2O) % по [Suttner, Dutta]. Данные магнитной восприимчивости и ПМКС компоненты BS в целом характеризуют субатлантическую стадию как наиболее сухую и теплую. Однако стоит обратить внимание на событие позднего голоцена, отраженного в интервале 1800–1200 лет назад. В это время метод биомизации реконструирует развитие лесной растительности, характеризуя климат как наиболее холодный и влажный, что способствовало сокращению степных ассоциаций и распространению сосновых боров в окрестностях озера [Моделирование климатических…]. Также данный интервал отмечается уменьшением значений ПМКС компоненты BS. Возможно, эту зону можно связать с климатическим пессимумом средневековья. Далее по данным палинологии в интервале около 1200–900 лет назад происходило усиление роли полупустынных кустарников, что можно сопоставить с малым климатическим оптимумом голоцена.
Комплексные исследования осадков озера Вулунгу, включающие геохимические, палинологические исследования и изучение остракод [Holocene environmental… ; A high-resolution climatic…], позволили разделить поздний голоцен на четыре подразделения: сухой и теплый климат от 5300 до 3600 лет назад, сухой и умеренно прохладный климат от 3600 до 2100 лет назад, влажный и умеренно прохладный климат от 2100 до 1300 лет назад, а также сухой и умеренно прохладный климат с 1300 лет назад по настоящее время.