Электронная библиотека диссертаций и авторефератов России
dslib.net
Библиотека диссертаций
Навигация
Каталог диссертаций России
Англоязычные диссертации
Диссертации бесплатно
Предстоящие защиты
Рецензии на автореферат
Отчисления авторам
Мой кабинет
Заказы: забрать, оплатить
Мой личный счет
Мой профиль
Мой авторский профиль
Подписки на рассылки



расширенный поиск

Растительность и климат среднего и позднего голоцена на юго-востоке Западной Сибири по палинологическим данным Жилич Снежана Викторовна

Диссертация - 480 руб., доставка 10 минут, круглосуточно, без выходных и праздников

Автореферат - бесплатно, доставка 10 минут, круглосуточно, без выходных и праздников

Жилич Снежана Викторовна. Растительность и климат среднего и позднего голоцена на юго-востоке Западной Сибири по палинологическим данным: диссертация ... кандидата Геолого-минералогических наук: 25.00.02 / Жилич Снежана Викторовна;[Место защиты: ФГБУН Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука Сибирского отделения Российской академии наук], 2020

Содержание к диссертации

Введение

Глава 1. Обзор современных представлений о климате и растительности Западной Сибири в голоцене 14

1.1. История палинологического изучения голоценовых отложений юга Западной Сибири 14

1.2. Современные представления о климате и растительности голоцена на юге Западной Сибири (по палинологическим данным) 18

1.3. Развитие методов реконструкции палеоклимата и палеорастительности 27

Глава 2. Особенности, физико-географических условий, климата и растительности юго-востока Западной Сибири 34

2.1. Геоморфологические и гидрологические условия 34

2.1.1. Барабинская низменность 36

2.1.1.1. Геологическое строение Барабинской низменности 38

2.1.2. Гидросеть 40

2.1.2.1. Озеро Чаны 41

2.2. Климатические условия 44

2.3. Структура растительного покрова 46

Глава 3. Материалы и методы исследований 54

3.1. Исследованные озера, бурение озерных отложений и работа с кернами 54

3.2. Общая седиментология и радиоуглеродное датирование 58

3.3. Палинологический анализ 60

3.3.1. Лабораторная подготовка образцов 60

3.3.2. Микроскопическое исследование образцов 61

3.3.3. Анализ и интерпретация палинологических данных 61

3.3.4. Количественные реконструкции климата и растительности. 63

3.4. Дополнительные виды анализа 68

Глава 4. Геологическое строение изученных разрезов и результаты их палинологического изучения 70

4.1. Озеро Большие Тороки 70

4.1.1. Результаты седиментологических исследований и возраст отложений 73

4.1.2. Результаты палинологических исследований 75

4.1.3. Реконструкция растительности методом биомизации 78

4.1.4. Реконструкция климата методом трансферной функции 79

4.1.5. Корреляция седиментологических и палинологических реконструкций 80

4.2. Озеро Чаны (Ярковский плес) 81

4.2.1. Результаты седиментологических исследований и возраст отложений 82

4.2.2. Результаты палинологических исследований и других микропалеонтологических исследований 87

4.2.3. Реконструкция растительности методом биомизации 91

4.2.4. Корреляция седиментологических и палеонтологических реконструкций 92

4.3. Озеро Малые Чаны 94

4.3.1. Результаты седиментологических исследований и возраст отложений 95

4.3.2. Результаты палинологических исследований 98

4.3.3. Реконструкция растительности методом биомизации 101

4.3.4. Результаты исследований другими палеонтологическими методами 103

4.3.5. Корреляция седиментологических и палеонтологических реконструкций 103

Глава 5. Интерпретация полученных данных и палеогеографические реконструкции 104

5.1. Интегральная характеристика истории озер, климата и растительности в районе исследования 104

5.1.1. Озеро Большие Тороки 104

5.1.2. Озеро Чаны (Ярковский плес) 105

5.1.3. Озеро Малые Чаны 106

5.2. Сопоставление всех полученных данных по растительности и климату из разрезов Большие Тороки, Чаны (Ярковский плес), Малые Чаны 108

5.3. Уточнение палеорастительных и палеоклиматических характеристик по данным математической обработки 111

5.4. Сопоставление обобщенной реконструкции с данными других авторов по югу Западной Сибири и смежными регионами 111

Выводы 115

Заключение 116

Список сокращений и условных обозначений 118

Список литературы 119

Список иллюстративного материала 141

Приложение А 143

Приложение Б 165

Современные представления о климате и растительности голоцена на юге Западной Сибири (по палинологическим данным)

Несмотря на значительную изученность голоцена – послеледникового потепления, многие вопросы до сих пор остаются не полностью выясненными: положение его нижней границы, климатостратиграфия, события, вызванные изменением климата, такие как миграция границ природных зон, изменения ареалов растений и животных, начало и длительность периодов накопления торфов и сапропелей, образование почвенных горизонтов и др. [Величко, 1973; Хотинский, 1977, 1987; Кинд, 1974; Троицкий, 1979; Monserud, Tchebakova, Denissenko, 1998; Shakun, Carlson, 2010; Schlutz, Lehmkuhk, 2007; Dirksen et al., 2007; Aizen et al., 2016 и др.].

Н.А. Хотинский [1977] обобщил данные по голоценовой истории территории СССР, используя результаты палинологических исследований большого количества разрезов и радиоуглеродную хронологию. Он выполнил корреляцию хронологических рубежей этапов голоцена, растительности и климата территории Северной Евразии и обобщил и дополнил известную схему Блитта – Сернандера для данной территории [Хотинский, 1977]. По схеме Н.А. Хотинского (Рисунок 2) в голоцене выделяются следующие хронологические рубежи.

Граница между поздним дриасом и пребореалом является синхронной по всей рассматриваемой территории, что указывает на одновременный перелом в развитии климата и растительности 10.3 радиоуглеродных (некалиброванных) тысяч лет назад (далее будет обозначаться как 14С тыс. л. н.) или 11.7 калиброванных тысяч лет назад (калиб. тыс. л.н.). Граница между пребореальным и бореальными периодами имеет возраст 9.5 14С тыс. л. н. Бореально-атлантическая граница выделяется как примерно синхронный рубеж и датируется в 8 14С тыс. л. н. Граница между атлантическим и суббореальным периодами прослеживается по всей территории Северной Евразии и датирована в 4.5-5 14С тыс. л. н. Суббореально-субатлантический рубеж относится ко времени 2.2-2.5 14С тыс. л. н.

Обобщая имевшиеся на момент публикации палинологические данные, Н.А. Хотинский пришел к выводу о значительной стабильности положения северной границы тайги Западной Сибири. Для южной части Западной Сибири Н.А. Хотинский считал вопрос о положении границы леса и степи наиболее дискуссионным. Он отметил, что по данной территории имеется небольшое количество палинологических записей, и обратил внимание на свидетельства ксерофитной фазы в атлантическом периоде, но в итоге заключил, что граница леса и степи в южной части Западной Сибири в голоцене была стабильна. Максимальное развитие степи Н.А. Хотинский относил к послеледниковому времени, а максимум потепления и увлажнения к бореальному периоду [Хотинский, 1977, с.105, 180].

В последующие годы были изучены новые палинологические записи и выполнены реконструкции климата и растительности, опубликованные в обобщающих работах [Орлова, 1990, Левина, Орлова, 1993, Архипов, Волкова, 1994, и др.]. Дискуссионным вопросом оставался оптимум (наиболее теплый период) голоцена, его хронологические границы и климатическая характеристика. Большая часть исследователей относила оптимум к позднеатлантическому и раннесуббореальному времени (4.5-6 14С тыс. л. н.), но климатические характеристики, реконструируемые для этого периода у разных авторов различаются. Так в [Архипов, Волкова, 1994] описываются летние температуры выше современных, уровень осадков значительно выше современного, а в [Орлова, 1990] годовые температуры значительно выше современных, годовые осадки значительно ниже современных. Далее реферативно изложены представления предшественников о растительности и климате позднеледниковья и голоцена в соответствии с общепринятой схемой Блитта-Сернандера с модификациями по Н.А. Хотинскому [Хотинский, 1977, с.145]. Стоит отметить, что с 2016 г. Международная стратиграфическая комиссия рассматривает вопрос о придании формального статуса подотделам/подэпохам голоцена: Мегхалаий (0-4.2 тыс. л. н.), Нортдриппий (4.2-8.3 тыс. л. н.), Гренландий (8.3-11.7 тыс. л. н.), выделенным по стратотипам ледовых кернов Гренландии и спелеотемам Индии [Walker et al., 2012; Тесаков, 2015, 2018] (Рисунок 2). Однако эта схема официально еще не принята.

Конец плейстоцена

Для Западной Сибири нижняя граница голоцена, установленная по палеоботаническим данным, выражается в смене перигляциальных формаций на лесотудровые и лесные [Панычев, 1979; Архипов, Волкова, 1994; Волкова и др., 2002]. В нескольких палинозаписях юга Западной Сибири представлены периоды, предшествующие голоцену. Разрез торфяника Жуковское мощностью 880 см [Борисова и др., 2005], по мнению авторов, начал формироваться в аллереде. Самая нижняя радиоуглеродная дата 11060±130 л. н. из интервала 790-880 см недостаточно точно определяет возраст основания торфяника, тем не менее, позволяет считать, что образование торфа началось около 13 калиб. тыс. л. н. По спорово-пыльцевым комплексам, растительность того времени представлена массивами лиственничных лесов с примесью березы и ели на хорошо увлажняемых участках, а также участками сухих степей, вероятно, располагавшихся на хорошо прогреваемых склонах, с доминированием полыни, злаков и маревых, и элементами перигляциально-степной флоры (Ephedra, Pleurospermum и др.). На болотистых берегах озера были широко распространены осоки и папоротники. Средняя температура июля аллереда была не ниже 14 градусов.

В разрезе Нижний Сузун [Левина и др., 1989; Орлова, 1990] этот период выявляется как время относительного потепления и увлажнения. В растительном покрове увеличивается роль древесных формаций, представленных березой и елью (до 26%). Плакорные участки заняты разнотравно-злаковыми и марево-полынными ассоциациями. Состав растительности указывает на относительно теплый и влажный климат.

Спорово-пыльцевые спектры разреза торфяника Жуковское [Борисова и др., 2005], относящиеся к позднему дриасу (12.7-11.7 калиб. тыс. л. н.), соответствуют сообществам с увеличившейся, по сравнению с аллередом, долей ксерофильных злаково-марево-полынных ассоциаций с участием перигляциально-степных элементов. В сообществах представлены типичные ксерофиты, хорошо переносящие зимние температуры (Ephedra distachya L. и Eurotia ceratoides (L.) C.A. Mey). В составе редколесий преобладали лиственница и береза, возросла роль кустарников. Концентрации пыльцы Artemisia, Chenopodiaceae и Thalictrum в этих спектрах максимальны. Реконструируется существенное похолодание.

В разрезе Нижний Сузун [Левина и др., 1989, Орлова, 1990] периоду позднего дриаса соответствуют отложения, датированные: 10950±150 л. н. (12.9 калиб. тыс. л. н.), спорово-пыльцевые спектры которых также отражают похолодание и иссушение климата. Практически полностью исчезли древесные растения. Распространились перигляциальные холодные степи с тундровыми группировками. Господствующее положение заняли полынно-маревые ассоциации и кустарничковые березы. Пребореальный период голоцена (11.7 – 10.6 калиб. т.л.н.)

В разрезе Нижний Сузун [Левина и др., 1989; Орлова, 1990] отложения между датами 10080±150 и 8960±120 л. н. (11.7- 10.0 калиб. тыс. л. н.) соответствуют пребореальному периоду начала голоцена (по международной стратиграфической шкале [Cohen et al., 2013]). Спорово-пыльцевые спектры этого периода характеризуются резким увеличением пыльцы древесных, представленных березой, сосной, елью и пихтой. Роль травянистых и кустарничковых группировок, типичных для позднеледниковья, сокращена. Состав флоры указывает на развитие сосново-березовой лесостепи с елью и пихтой по берегам рек и водоемов. Плакорные участки заняты марево-полынными и маревыми ассоциациями. Изменения в растительном покрове были вызваны явным потеплением климата, который приблизился к современному, но был, по-видимому, более прохладным и влажным. Обилие пыльцы водных растений свидетельствует о существовании мелких водоемов, на это же указывают и раковины пресноводных моллюсков, характерных для застойных или слабопроточных водоемов [Левина и др., 1989; Орлова, 1990].

Исследованные озера, бурение озерных отложений и работа с кернами

Выбор объектов исследования определялся необходимостью изучить изменения растительности и климата разных частей Барабинской лесостепи – ее северной и южной частей. Выбранные озера являются наиболее типичными и, как показало их бурение, обладают достаточно мощными толщами отложений, что является важным для обеспечения детальности исследований. Озеро Большие Тороки (Рисунок 5). Озеро находится в Каргатском районе Новосибирской области в северной части лесостепной зоны (Барабинская лесостепь). Это бессточное озеро площадью 9.57 км2, глубиной около 1 м (в маловодный год бурения глубина была около 40 см), со слабощелочной и слабоминерализованной (845 мг/л) водой. Непрерывный керн донных отложений длиной 1.8 м был получен в 2012 г. в точке с координатами 55.3935 с.ш., 80.6186 в.д. Прибрежноводная растительность сформирована, в основном, рдестом (Potamogeton) и урутью (Myriophyllum). Дно озера полностью покрыто водной растительностью, исключающей волновое перемешивание. Окружающая растительность представлена сельскохозяйственными угодьями с березовыми колками и болотистыми низинами. Палинологическим методом было изучено 84 образца по 2.5 мл через каждые 2 см.

Озеро Чаны (Ярковский плёс) (Рисунок 6). Озеро Чаны – крупнейшее озеро Западно-Сибирской равнины и самое большое бессточное озеро России, водосбор которого целиком лежит на ее территории. Средняя глубина около 2 м, максимальная – 6 м. Современная растительность соответствует лесостепной зоне, доминируют остепненные луга и луговые степи с вкраплением осиново-березовых колков [Королюк, Киприянова, 2005]. Озеро состоит из четырех плесов (см раздел 2.1.1.1), Ярковский плес наиболее глубокий из них, средняя глубина составляет 3.1 м. Наибольшая высота волн на Ярковском плесе 1.8 м, таким образом, взаимодействие волн с дном водоема минимальное [Савкин и др., 2015, с. 61-62]. Керн донных отложений длиной 3.2 м был получен в 2008 г. в центральной части плеса в точке с координатами 54.9624 с.ш., 77.9595 в.д. Керн отбирался в наиболее глубоком месте, для максимального исключения волнового перемешивания. Палинологическим методом было изучено 99 образцов по 2.5 - 5 мл через каждые 2 см.

Озеро Малые Чаны (Рисунок 6). Солоноватое озеро Чановской озерной системы (минерализация 1,3 г/л), площадью около 200 км2, средняя глубина 1,4 м, максимальная около 3 м., в него впадают реки Каргат и Чулым. В озере Малые Чаны, вследствие меньшей глубины, влияние волн выражено сильнее, чем в Ярковском плесе, но размывающие дно волновые скорости отмечаются крайне редко [Савкин и др., 2015]. Исследовался полученный в 2006 г. в точке с координатами 54.55220 с.ш., 77.99580 в.д 3.6–метровый керн донных отложений озера. По берегам озера в больших количествах произрастают водные растения: рогоз, рдест, тростник и камыш [Ермолаев, Визер, 2010]. Палинологическим методом было изучено 100 образцов по 2.5-5 мл через каждые 2 см.

Бурение отложений

Бурение озерных отложений велось вибрационным методом на установке, разработанной и созданной в ИГМ СО РАН (д.г.-м.н. С.К. Кривоногов). Бурение производилось с надувного понтона в центральных частях озер, где предполагалась максимальная мощность отложений. Отбор керна осуществлялся модифицированным поршневым буром Ливингстона в латунную (для мягких осадков) или стальную (для уплотненных осадков) трубу длиной 2 м и диаметром 7.6 см. В качестве источника вибрации использовался отбойный молоток Makita. Пробоотборник извлекался из грунта с помощью подъемных механизмов (тали, лебедки). В результате получалась недеформированная колонка керна, в которой были сохранены слои исходного осадка. Из пробоотборника керн выдавливался с помощью винтового экстрактора в пластиковые полутрубы, герметично упаковывался в пластиковую пленку и полутрубы для транспортировки и хранения.

Вскрытие керна и отбор образцов

В лаборатории полученная колонка керна разрезалась вдоль на две половины. Разрезанный керн фотографировался, и делалось его визуальное описание с измерением длины керна и глубин границ слоев и основания керна. Поскольку длина керна, как правило, не совпадает с глубинами, фиксируемыми при бурении, что объясняется возможным сжатием керна при наборе в пробоотборник, его последующей экстракции, а также деформациями при упаковке и транспортировке, проводилась коррекция размеров. Вычислялся коэффициент изменения размеров, который затем использовался для определения истинных глубин границ слоев. Последующее опробование керна также проводилось с использованием шкалы глубин, а не длин керна.

Одна половинка керна упаковывалась для архивного хранения, а вторая разрезалась на пробы на разные виды анализа. Шаг опробования составлял от 1 до 5 см в зависимости от длины керна, необходимой детальности опробования и видов анализа. Образцы герметично упаковывались в специальные полиэтиленовые пакеты с замком, на них маркером подписывались название разреза, глубина и номер образца.

Результаты седиментологических исследований и возраст отложений

Изменения влажности (Рисунок 13) отражают уплотненность осадков, в целом, соответствующую слоям, выделенным визуально. Максимальная водонасыщенность 50–70% присуща верхней части слоя 1 в интервале 0–140 см. Нижняя опесчаненная часть слоя в интервале 140–200 см имеет влажность 40– 30%. Интервал 200–260 см, слой 2, более плотный, его влажность около 30%. Влажность подстилающих лессовидных отложений слоя 3 около 20%.

Основные компоненты осадка – терригенная, аутигенная и органическая, показывают одну существенную границу изменения состава отложений на глубине около 140 см. Выше этой границы содержание терригенного вещества уменьшается с 70 до 45–50%. Аутигенная компонента (в основном карбонаты) увеличивается с около 20 до 35–40%. Содержание органического вещества также повышается с около 10 до примерно 18%. Содержание песка в среднем около 2% и повышается в интервале 260–140 см, соответствующем слою 2 и нижней части слоя 1. Различия между слоями 2 и 3, кроме опесчаненности, не видны.

Значительное изменение условий седиментации на глубине 140 см может быть объяснено превращением Ярковского плеса оз. Чаны в глубокий водоем, аналогичный современному. Ранее, в интервале 200–140 см, озеро было мелководным. Происхождение слоя 2, интервал 260–200 см, неочевидно. По соотношению компонентов осадка он очень близок к подстилающей лессовидной толще (глубже 260 см), однако обогащение песком позволяет предполагать водную переработку терригенного материала, сносившегося с берегов.

Предоставлено др. Д.Й. Кимом, Корейский институт наук о Земле и минеральных ресурсов (KIGAM) (совместные исследования) Жданова и др. [2017] Образец показал стратиграфическое несоответствие остальному набору данных, поэтому не используется

Дата скорее всего удревнена, так как датировалось карбонатное вещество осадка Материал ТОС – дисперсная органика осадка (total organic carbon), TIC – карбонаты осадка (total inorganic carbon)

Радиоуглеродное датирование образцов органического вещества осадков (TOC) дало, в целом, стратиграфически согласованную последовательность дат (Таблица 4), за исключением датировок, обсужденных ниже. Дата ISa120005 с глубины 191 см, была получена из органического вещества, выделенного из раковин остракод. Значительное, около 3 тыс. лет, несогласие возрастов данной даты и даты с глубины 190 см позволяет считать дату ISa120005 некорректной. Дополнительное датирование глубин 60, 70 и 252 см дало неоднозначные результаты. Две первые даты (Таблица 4) имеют значительное отклонение от ранее полученных дат в этом интервале (в той же лаборатории Beta Analytic Inc.) и стратиграфически несогласны со всеми другими датировками. Удревнение этих дат может быть объяснено только присутствием большой доли древнего углерода в образцах. Мы вынуждены исключить эти даты из нашей возрастной модели. Дата с глубины 252 см из той же серии датировок стратиграфически последовательна.

График глубина–возраст (Рисунок 14) для отложений Ярковского плеса показывает нелинейный (близкий к экспоненциальному) тренд изменений скоростей осадконакопления. Достаточно достоверно изменение возрастов описывается линейно-кусочной аппроксимацией. Для интервала глубже 200 см скорость осадконакопления минимальная – 0.13 мм/год, в интервале 200–110 см – 0.36, а выше 110 см максимальная – 1.76 мм/год. Такие разные скорости изменения предполагают значительные изменения условий осадконакопления. Медленное накопление осадка в нижней части разреза затрудняет определение вероятного возраста его основания. Линейный тренд позволяет предполагать возраст около 8.3 тыс. лет. Этот возраст условно подтверждается датой 9970±360 14C л.н., полученной из подстилающих пород близ верхней границы по карбонатному материалу [Жданова и др., 2017]. К этой дате следует относиться осторожно в виду возможного значительного удревнения возраста из-за включения древнего углерода в цикл формирования аутигенных карбонатов и из-за возможной миграции древних карбонатов из регионально распространенных позднеплейстоценовых лессовидных пород. Также расчетный возраст кровли озерных отложений отличается от нулевого примерно на 340 лет. Такое удревнение возрастов характерно для дат, полученных по общему органическому веществу осадка (эффект старого, переотложенного, углерода), и показывает вероятную ошибку в определении возраста отложений данного разреза. Согласно данной возрастной модели, граница резкого изменения свойств отложений на глубине 140 см имеет расчётный возраст около 1.95 тыс. л.н., а граница на глубине 200 см – 3.8 тыс. л.н. [Жилич, 2015; Жилич и др., 2015].

Сопоставление обобщенной реконструкции с данными других авторов по югу Западной Сибири и смежными регионами

На Рисунке 24 представлено сопоставление данных, полученных автором, с данными других исследователей по югу Западной Сибири и смежными регионами. Приведены данные о реконструированной растительности в конкретные периоды и качественные (теплее / холоднее, суше / влажнее) характеристики, описанные в тексте источников самими авторами. Колонки с данными из различных разрезов расположены в соответствии с удаленностью от озер, исследованных автором (см. карту, Рисунок 1).

Наиболее близкие географически разрезы Сфагновый рям, Чича и Белое [Хазина, Хазин, 2007; Krivonogov et al., 2012a; Хазин, Хазина, 2008; Хазина, 2008] демонстрируют наибольшее сходство. Также близкая картина реконструирована для среднего и позднего голоцена по разрезу Жуковское Томской области [Борисова и др., 2005].

Стоит отметить, что в данном разрезе в атлантическом периоде автор реконструирует теплый и сухой период, но произрастание ели на торфянике, требовательной к режиму увлажнения, объясняет сохранением влаги в торфе и почве из-за таянья вечной мерзлоты. Тот же эффект описывается в разрезе Бугристое [Blyakharchuk, Sluerzhitsky, 1999], но в атлантике реконструируется теплый и влажный климат.

По разрезу Болото Гладкое [Фирсов и др., 1982] реконструированный климат противоположен по сухости / влажности реконструкции автора. Возможно, причина в том, что фактор сохранения влажности в почве также оказался немаловажным в данной реконструкции, но не учитывался авторами, за счет этого был реконструирован влажный климат.

По мере увеличения расстояния между исследованными озерами и разрезами с реконструкциями других авторов, увеличиваются и различия в реконструированном климате. Так в разрезах южного Зауралья [Рябогина, 2004, 2005; Zakh et al., 2010] также реконструируется теплый и сухой период конца атлантики и большей части суббореала, но в остальных же периодах выделяется больше ритмов изменения климата.

Реконструкция климата для Северного Казахстана [Kremenetsky, Tarasov, Cherkinsky, 1997] схожа с реконструкцией автора по смене теплового режима климата (холодный / теплый), данные по сухости / влажности не полностью совпадают.

Климат, реконструированный для Минусинской котловины [Кошкарова, 2004; Ямских, 2006], совершенно не согласуется с реконструкцией автора для юга Западной Сибири. Это может быть следствием множества причин, таких как гипсометрия (расположение разреза над уровнем моря), огражденность горами.

Современный климат Минусинской котловины значительно отличается от юга Западной Сибири: меньше осадков, выше летние температуры, холоднее зимние. В целом, реконструкции для Восточной Сибири сильно отличаются от Западной Сибири [Безрукова и др., 2005].