WWW.LIB.KNIGI-X.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Электронные материалы
 

«ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ ВО ВПАДИНАХ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ В ПОЗДНЕМ ПЛЕЙСТОЦЕНЕ И ГОЛОЦЕНЕ ...»

На правах рукописи

КРИВОНОГОВ Сергей Константинович

ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ

ВО ВПАДИНАХ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ

В ПОЗДНЕМ ПЛЕЙСТОЦЕНЕ И ГОЛОЦЕНЕ

25.00.01 – общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

Иркутск - 2010

Работа выполнена в Институте геологии и минералогии Сибирского отделения Российской Академии Наук.

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук, профессор В.И. Астахов (Санкт-Петербургский государственный университет, г. Санкт-Петербург) Доктор геолого-минералогических наук, профессор С.В. Рассказов (Институт земной коры СО РАН, г. Иркутск) Доктор геолого-минералогических наук И.С. Новиков (Институт геологии и минералогии СО РАН, г. Новосибирск)

Ведущая организация:

Геологический институт СО РАН (г. Улан-Удэ)

Защита состоится "17" мая 2010 г. в 9 часов на заседании диссертационного совета Д.003.0022.02 при Институте земной коры СО РАН по адресу: 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института земной коры СО РАН Отзывы в 2-х экземплярах, заверенные печатью учреждения, просьба направлять по адресу: 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, д. 128, Институт земной коры СО РАН, ученому секретарю диссертационного совета Д.003.0022.02;



факс: 8 (3952) 426900

Автореферат разослан "_____"__________________2010 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, кандидат геолого-минералогических. наук Ю.В. Меньшагин

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность. Изучение отложений последнего ледниково-межледникового цикла позднего плейстоцена и голоцена актуально как научная ретроспектива современных и будущих природных изменений. В Прибайкалье исследования последних лет направлены на расшифровку геологических, биологических и климатических сигналов в донных осадках Байкала и Хубсугула, однако для регионального обобщения необходимы сведения об окружающих территориях. Данной диссертацией восполняется недостаток знаний о строении наиболее молодых отложений Байкальского региона, что ставит его в один ряд с самыми изученными областями Евразии.

Цель исследования (научная проблема): установление закономерностей осадконакопления во впадинах Байкальской рифтовой зоны в позднем плейстоцене и голоцене и их связи с изменениями природной среды.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1. Выявление условий залегания отложений позднего плейстоцена и голоцена во впадинах, их стратиграфо-генетическое расчленение и уточнение возраста.

2. Выявление региональных структурно-геологических и палеогеографических закономерностей осадконакопления.

3. Детализация представлений об изменениях растительности и климата Прибайкалья в позднем плейстоцене и голоцене и определение влияния климата на осадконакопление.

4. Ревизия концепций развития исследованной области в соответствии с новыми данными о строении отложений и позднеплейстоцен-голоценовой истории Прибайкалья и других горных областей Центральной Азии.





Научная новизна. Автором впервые выполнено обобщение знаний о позднеплейстоцен-голоценовом осадконакоплении в крупнейших впадинах в пределах всей Байкальской рифтовой зоны (БРЗ). Упорядочен ранее опубликованный и получен новый фактический материал.

1. Доказаны почти повсеместное распространение и значительная мощность позднеплейстоценовых отложений во впадинах.

2. Создана база геохронологических данных, объединяющая опубликованные ранее и полученные автором новые абсолютные даты (14С, RTL, OSL, IRSL, 10Be), что позволило обоснованно судить о возрасте и стратиграфии отложений.

3. Разработаны компьютерные методы дистанционного исследования территорий по их трехмерным моделям, позволяющим распознавать генезис форм рельефа и наносить их на карту.

4. Раскрыты закономерности осадконакопления во впадинах и общего хода природного процесса в регионе в позднем плейстоцене и голоцене.

5. Пересмотрены региональные седиментологические и палеогеографические концепции, для которых предложена иная трактовка, соответствующая новым фактическим данным.

Практическая значимость. Полученные знания могут использоваться в геологической съемке и региональной стратиграфии. Реконструкции природных обстановок прошлого являются единственным источником сведений о долгосрочных тенденциях развития ландшафтов и климата. Они учитываются в сценариях будущих природных изменений, использующихся для разработки глобальных политических, экономических и социальных стратегий.

Личный вклад соискателя. Материалы диссертации собирались в 1988- 2009 годах в рамках НИР Института геологии и геофизики (Института геологии и минералогии) и Института земной коры СО РАН. Исследования были частью международных проектов «Байкал-Хубсугул бурение», программ СО РАН и РАН, а также выполнялись в рамках совместных проектов с учеными Японии, Германии, Монголии, Кореи. Автором лично проведены полевые исследования восьми крупнейших впадин БРЗ (рис. 1), включавшие стратиграфо-генетическую интерпретацию отложений, их гранулометрический анализ, сбор образцов на абсолютное датирование, палинологический и другие виды анализа.

Рисунок 1. Расположение впадин Байкальской рифтовой зоны изученных автором.

1- Чарская; 2- Муйско-Куандинская; 3- Верхнеангарская; 4- Баргузинская долина;

5- котловина озера Байкал; 6- Тункинская долина; 7- котловина озера Хубсугул;

8- Дархадская. Точки - места бурения автором озерных и болотных отложений.

Автор инициировал международные комплексные исследования малых озер и болот БРЗ в 1994-2008 годах. Он лично выбирал объекты, выполнял геологогеоморфологическое обоснование и проводил их бурение. Всего изучено 28 объектов. Автор лично выполнял описание кернов и отбор проб для исследования.

Вкладом автора явился палеокарпологический анализ, выполненный для 6 кернов. По сборам автора получено 101 радиоуглеродная дата, что составляет 30% от всех 14С датировок отложений БРЗ, учтенных в данной диссертации.

Разработана технология дистанционного геолого-геоморфологического исследования с использованием космических снимков и цифровых моделей рельефа, адаптированная к потребностям анализа осадочных комплексов и форм рельефа горных районов. Вновь полученные данные и материалы предшественников позволили автору выявить закономерности осадконакопления и распределения осадочных формаций и пересмотреть ряд концепций развития БРЗ.

Автор признателен Е.В. Безруковой, А.Ю. Казанскому, А.А. Кульчицкому, Н.В. Кулагиной, Х. Такахара, Т. Каваи, К. Кашивая, Ф. Риделю, О. Томуртого, Д.

Томурху, А. Гиллеспи за сотрудничество, Г.Ф. Уфимцеву, Ю.А. Лаврушину, И.Д.

Зольникову за полезные научные дискуссии, Л.А. Орловой, Я.В. Кузьмину и Дж.С. Бурру за радиоуглеродное датирование.

Апробация работы. Результаты исследования докладывались на научных конференциях: «Главнейшие итоги в изучении четвертичного периода и основные направления исследований в XXI веке» (Санкт-Петербург, 1998), BICER, BDP и DIWPA «Lake Baikal: a Mirror in Time and Space for Understanding Global Change Processes» (Йокогама, 1998), «Abrupt Holocene Environmental Changes in Arid Asia

- History and Mechanisms (RACHAD 2001)» (Ланчжоу, 2001), «International Workshop for the Baikal & Khubusgul Drilling Project» (Уланбатор, 2001), «Environmental Change in Central Asia: Climate – Geodynamics – Evolution - Human Impact» (Берлин, 2003), «Environmental Monitoring and Prediction of Long- and Short-Term Dynamics of Pan-Japan Sea Area» (Каназава, 2003), «Terrestrial sediment information and long-term environmental changes in East Eurasia» (Каназава, 2003), «Environmental Processes of East Eurasia: Past, Present and Future» (Сиань, 2004), «Рельефообразующие процессы: теория, практика, методы исследования» (Новосибирск, 2004), «Present Earth Surface Processes and Historical Environmental Changes in East Asia» (Каназава, 2005), «Environmental Change in Central Asia» (Уланбатор, 2005), «Terrestrial Environmental Changes in East Eurasia and Adjacent Areas»: (Кёнджу, 2005, Нагоя, 2006, Листвянка, 2007, Хатгал, 2008), «Environmental Changes and Earth Surface Processes in Semi-arid and Temperate Areas» (Уланбатор, 2006), «Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований» Москва, 2007, Новосибирск, 2009).

По теме диссертации опубликовано 60 работ: 14 - в рецензируемых журналах по списку ВАК, 5 - в рецензированных коллективных монографиях, 10 - в изданиях научных организаций, 1 - в нерецензируемом журнале, 30 – в материалах совещаний и конференций.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения и списка литературы. Часть фактического материала (таблицы и фотографии) вынесена в приложения.

ОСНОВНЫЕ ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. Позднеплейстоцен-голоценовому этапу развития БРЗ присуще специфическое сочетание орогенических и климатических факторов. Тыйская фаза тектоногенеза конца среднего – начала позднего плейстоцена привела к значительной дифференциации рельефа. Появление высокогорий расширило холодный климатический пояс и во время последнего глобального похолодания в позднем плейстоцене горное обрамление впадин стало областью интенсивного оледенения, в значительной мере определившего характер осадконакопления.

2. Раннее наступление оледенения, достигшего максимума в первую половину позднего плейстоцена (100-70 т.л.н.), отличает горы внутренних частей Евразии от гор океанических районов, имевших максимум оледенения около 20 т.л.н. Из-за длительного и интенсивного оледенения во впадинах БРЗ преобладают ледниковая, приледниковая пролювиальная и ледниково-подпрудная озерная осадочные формации.

3. Широкое распространение субаэральной осадочной формации является проявлением глубокой криоаридизации внутриконтинентальных областей Евразии в ледниковый этап позднего плейстоцена. Значительная часть песчаных массивов во впадинах имеет эоловый генезис; ранее эти отложения считались флювиогляциальными, озерно-аллювиальными или озерными.

4. Колебания уровня озер Байкал и Хубсугул в позднем плейстоцене и голоцене проявились в основном как глубокие регрессии, соответствующие фазам оледенения. Значительных повышений не происходило, поскольку уровень озер регулируется истоками рек Ангара и Эгийн Гол, являющимися стабильными тектоническими структурами.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава 1. Геологический очерк

1.1. Общие закономерности строения и развития впадин Байкальского рифта Структура БРЗ отражает коллизионные этапы развития Центрально-Азиатского складчатого пояса в раннем палеозое–раннем мезозое и связанное с ними горообразование (Зоненшайн и др., 1990). Условия внутриконтинентального орогенеза установились в мезозое, а в его конце произошел этап пенепленизации (Флоренсов, 1960).

Начало кайнозойского рифтогенеза отмечает базальтовый вулканизм, датированный в 72 м.л.н. (Рассказов, 1993). Возможными механизмами рифтового раздвига считаются давление Индо-Австралийской литосферной плиты на Евроазиатскую (Molnar, Tapponier, 1975) и воздействие мантийного плюма (Windley, Allen, 1993). Неодновременность заложения рифтовых впадин отражена в мощности их осадков, закономерно меняющейся от центра БРЗ к периферии (Логачев, 2003).

В развитии рифта выделяются этапы, отмеченные изменениями тектонического режима, рельефа и условий седиментации (Мац и др., 2001). Это отражено в его сложной разломно-блоковой структуре, основными элементами которой являются рифтовые долины, впадины и междувпадинные перемычки, а также молодые поднятия горного обрамления (Уфимцев, 2002). Осадочная история ЮжноБайкальской впадины начинается с палеоцена, а периферических впадин – с миоцена. Выделяется три осадочных комплекса, различающиеся по литологофациальным признакам, среди которых самым заметным является огрубление состава отложений вверх по разрезу (Логачев, 1958; Мац и др., 2001).

1.2. Осадконакопление во впадинах и неотектонические движения Зависимость осадконакопления от тектонических движений очевидна: суммарная неотектоническая деформация в БРЗ составляет от -8000 до +2000 м. Тектоно-стратиграфические комплексы: верхнемел-среднеолигоценовый, верхнеолигоцен-нижнеплиоценовый и верхнеплиоцен-четвертичный (Мац и др., 2001). Их границы намечают главные рубежи в развитии Байкальской впадины. Ангарский подкомплекс (150-0 т.л.н.) отражает самые молодые перемещения по разломам, проявившиеся в росте гор и опускании днищ впадин.

Эти события выделены в тыйскую тектоническую фазу (150-100 т.л.н.). В ней для Северо-Байкальской и Верхнеангарской впадин выделено три фазы активизации тектонических движений (Трофимов, 1994): тыйская (рост гор), кичерская и верхнеангарская (погружение днищ впадин). Благодаря последним накопилось до 300 м осадков. В Муйско-Куандинской впадине также установлены опускания: 200 м за 33 т.л.н. (Кульчицкий, 1994). Оценка голоценовых и современных движений разноречива. По А.В. Пинегину (1989) не происходит современных медленных поднятий или опусканий берегов Байкала, за исключением дельты Селенги. Опускания имеют сейсмическую природу и происходят мгновенно, например, залив Провал (Орлов, 1872; Ладохин, 1960; Вологина и др., 2007). Сейсмическая природа изменений береговой линии Байкала иллюстрируется археологическими данными (Гурулев, 1989), и геоморфологическими наблюдениями (Кульчицкий, 1993; Хромовских, 1994). Признаки молодой разломной тектоники зафиксированы в большинстве впадин БРЗ и датированы 14С методом (Лунина и др., 2009).

1.3. Предпосылки позднеплейстоцен-голоценового этапа Основным событием явилось горообразование тыйской тектонической фазы, относимой к концу среднего – началу позднего плейстоцена. Поднятия достигали сотен метров, эрозионные врезы – тысячи метров (Салоп, 1964, 1967). Ускорилось погружение днищ впадин, усилился снос обломочного материала, перестали функционировать некоторые среднеплейстоценовые долины (Трофимов, 1994).

Второй фактор - смена климатических эпох. Вслед за межледниковьем, с которым частично совпала тектоническая фаза, наступила последняя ледниковая эпоха длительностью около 100 тысяч лет. Высокогорные области подверглись интенсивному горно-долинному оледенению, иному, чем в среднем плейстоцене (Мац и др., 2001). Долины были заняты ледниками мощностью в сотни метров, переместившими во впадины массу обломочного материала. Ледники усилили альпинотипность рельефа и обеспечили неравномерность стока. Основным типом флювиального процесса стал пролювиальный.

1.4. Важнейшие палеогеографические и седиментологические проблемы развития БРЗ в позднем плейстоцене и голоцене В этом разделе приведен обзор точек зрения на наиболее обсуждаемые проблемы развития БРЗ в позднем плейстоцене и голоцене: оледенения, их число, возраст и масштабы; происхождение и возраст гигантских подпрудных озер и крупных песчаных массивов; изменения уровня Байкала и направлений стока из него; террасовые уровни Хубсугула; палеоклиматические рубежи.

Глава 2. Замечания к методам изучения приповерхностных отложений и рельефа впадин Сведения о строении территорий впадин были получены методами геологогеоморфологических исследований, включающими маршрутные наблюдения, описания стратиграфии опорных обнажений, полевую седиментологию, лабораторные анализы (палинология, палеокарпология, 14С датирование) и методы дистанционного изучения земной поверхности.

2.1. Диагностика генезиса отложений В строении отложений отражены обстановки осадконакопления, имеются признаки агентов седиментации - процессов транспортировки вещества и его накопления. В отличие от генетических типов, в основе выделения которых лежит один агент, в формировании реальных отложений могут участвовать несколько процессов. Агенты транспортировки и агенты накопления могут отличаться. Расшифровывая признаки седиментации можно определить генезис отложений и представить палеосреду, ландшафты и физико-географические процессы, что и является целью данной работы. В диссертации рассмотрены следующие диагностические признаки: состав отложений, текстуры, следы мерзлотных процессов, фации и парагенезисы, и морфология геологических тел.

2.2. Технология дистанционного геолого-геоморфологического исследования Примененная в данной работе методика состоит из набора стандартных процедур обработки материалов космической съемки, присущих большинству ГИС.

Новизна заключается в объединении процедур в технологическую цепочку, позволяющую выполнять дистанционное геолого-геоморфологическое исследование. Преимуществом защищаемой методики явилось широкое использование способов работы с трехмерными изображениями, позволяющими увидеть формы рельефа и их границы. В качестве трехмерных изображений местности использовались космоснимки ASTER, по стереоканалам которых строились анаглифические объемные изображения, результаты радарной съемки (SRTM DEM 3) и перспективные изображения местности. По ним выделялись и наносились на карту основные геоморфологические объекты. Детализация осуществлялась путем ландшафтной индикации геолого-геоморфологических объектов методами управляемой классификации космических изображений.

Глава 3. Позднеплейстоценовые и голоценовые отложения впадин

3.1. Чарская впадина Впадина имеет типично рифтовый структурный план. Мощность отложений 1500-2000 м (Logatchev, Zorin, 1992). Рельеф сформировался под воздействием оледенения и неотектонических движений разного знака (Лопатин, 1972). КМК системы валов, замыкающих устья трогов, выходят на равнину в малые впадины горного обрамления. Приледниковые и предгорные наклонные равнины плавно переходят в заболоченные и покрытые озерами равнины, примыкающие к долине р. Чара. Мерзлота есть почти повсеместно. Центр впадины занимают песчаные массивы, мощностью более 100 м. Осадки впадины вскрыты до глубины 1180 м.

Выделяются отложения миоцена, плиоцена и среднего-верхнего плейстоцена (Еникеев, Потемкина, 1999). Мощность верхнеплейстоценовой топалахской толщи 180 м. Ее расчленение основано на радиоуглеродных датах 38210±870 (ЛУи 23245±280 (СОАН-2204) л.н., полученных в скважинах на глубине 54 и 65 м соответственно (Еникеев, Потемкина, 1999; Ендрихинский, 1989).

Основные выводы по Чарской впадине:

1. В КМК Чарской впадины отражено три ледниковых события, представленные моренными валами с рельефом разной свежести и относящиеся к ледниковому циклу позднего плейстоцена (Кривоногов, 1992, 1994, 1998). Четвертый вал, погребенный под Апсатским КМК, относится к более раннему ледниковому циклу. Вывод изменяет схему Ф.И. Еникеева (1986), по которой выраженные в рельефе моренные валы сартанские, а погребенный Апсатский вал – ермаковский.

2. Свидетельством множественного выдвижения ледников являются ледниково-подпрудные озера, образовывавшиеся во впадине дважды из-за перегораживания долины р. Чары Сулуматским ледником. Доказательством ледниковой природы подпруды является катастрофический спуск последнего озера, оставивший гигантскую рябь течения и приведший к выглаживанию поверхности песчаных массивов центральной части впадины.

3. Песчаные массивы центральной части впадины являются эоловыми (Кривоногов, 1992). Их образование связано с перевеванием окружающих приледниковых равнин. Песков другого генезиса в них не обнаружено, а возраст точно не определен. Но поскольку их поверхность была покрыта водами последнего подпрудного озера, то они, в основном, накопились в ермаковское время.

4. Большая часть флювиальных отложений впадины - пролювий, накопление которого связано с оледенением. Состав пролювия закономерно меняется от возвышенной периферии к низинному центру, занятому зандровыми полями. Ледниковые обстановки объясняют отсутствие речных террас, помимо пойменной террасы, образовавшейся в послеледниковое время.

5. Накопление отложений происходило на фоне погружения дна впадины. Мезорельеф имеет закономерные неровности: выпуклые приледниковые конуса и пониженные швы между ними. Участки между конусами выделяются как области локального погружения (Лопатин, 1972). Однако из-за неравномерного накопления осадков эти низины могли возникнуть и при общем погружении.

3.2. Муйская впадина Муйская рифтовая долина - одна из наиболее тектонически-раздробленных.

Муйская, Куандинская и Парамская впадины и долина р. Витим составляют единый осадочный бассейн, обычно называемый Муйской впадиной, которая разделена продольной междувпадинной перемычкой. Мощность осадков 1000-1500 м (Замараев и др., 1979) и 2200 м (Logatchev, Zorin, 1992). Отложения междуречий, вскрытые до глубины 275 м, состоят из аневирканской (эоплейстоцен), озернинской и муйской (плейстоцен) толщ. К верхнему плейстоцену отнесены верхи озернинской и муйская песчаная толщи мощностью 20 м (Намолова, 1985). Комплекс отложений долин иной. Скважиной, пробуренной на берегу р. Мудирикан, вскрыто 200 м полифациальных накоплений. На основании 14С даты 36320±3130 с глубины 127 м они отнесены к позднему плейстоцену и выделены в мудириканскую свиту (Кульчицкий и др., 1990). Междуречные аккумулятивные возвышенности высотой около 200 м сложены песками, с поверхности эоловыми; массив песков полностью занимает северную часть впадины. Краевые части возвышенностей - это наклонные равнины, образованные склоновыми процессами. Подмыв их реками создает впечатление террас (Базаров, 1986), однако они таковыми не являются. Низины заняты зандровыми полями. Песчаный материал выносился из ледниковых долин рек Куанды, Сюльбана и Мудирикана. В зандры вложены обширные поймы. Пойма р. Витим имеет два расширения, отвечающие областям погружения центральных частей Муйско-Куандинской и Парамской впадин. Ледниковые комплексы не распространены из-за небольшой высоты окружающих впадину гор. Имеется Мудириканский КМК, образованный ледниками, стекавшими с Южно-Муйского хребта. Часть песков имеет озерный генезис и связана с гигантским ледниково-подпрудным Муйским палеоозером (Лунгерсгаузен, 1965;

Музис, 1966; Осадчий, 1982; Еникеев, 1998). Ледник, спускавшийся с северного склона хребта Кодар по долине р. Сыгыкта, перегораживал долину Витима примерно в 100 км севернее и обеспечивал подъем вод до 880 м над у.м. Предполагается, что озеро возникало неоднократно в среднем и позднем плейстоцене. В опорном разрезе Протока Кобылинская озерные толщи разделены ископаемой почвой с датами 38320±755 и 40500±930 л.н. (Кульчицкий, Орлова, 1991; Кульчицкий, 1994).

Основные выводы по Муйской впадине:

1. Песчаные отложения Муйской впадины имеют разный генезис. Выделяются озерная, эоловая, склоновая, пролювиальная и аллювиальная формации.

2. В отложения Муйской впадины зафиксировано два озерных события, отвечающих ермаковскому и сартанскому оледенениям (Кривоногов, 1998, 2001).

3. Геолого-геоморфологические данные не поддерживают принятую для данной впадины концепцию террасового строения отложений. «Террасы», являются разными частями аккумулятивных возвышенностей и их склонов. Форму террас иногда имеют зандры. Выделяется две аллювиальных террасы: голоценовая пойменная и позднеледниковая первая надпойменная.

3.3. Верхнеангарская впадина Северный борт впадины ограничен альпинотипными Верхне-Ангарским и Делюн-Уранским хребтами высотой до 2600 м; водораздел прижат к впадине и имеет ширину 15 км. Южный борт пологий, плавно переходит в высокогорья СевероМуйского хребта и осложнен выступами, отделяющими Ирканинскую малую впадину. Мощность осадков 700-2500 м (Зорин, 1971; Геология..., 1984; Logatchev, Zorin, 1992). Глубже 200 м лежат миоцен-нижнеплиоценовые, выше – верхнеплиоценовые и четвертичные отложения (Белова, Ендрихинский, 1979;

Цветков, 1984). Днище впадины плоское, большая часть сложена песками. В западной части выделяется область погружения, представленная аллювиальноозерной равниной. Комплекс осадков дна Верхнеангарской впадины до глубин около 300 м выделен в верхнеплейстоценовую янчуйскую свиту (Кульчицкий, 1991). Ее возраст определен по 14С датам 27421±540, 30450±570 и 33200±430 л.н.

из скважины 1 с глубин 101.7, 135. 7 и 189.25 м. Верхняя часть разреза представлена песчаным, песчано-галечным аллювием и валунно-галечным пролювием.

Нижняя часть - суглинками с прослоями алеврита и торфа. Выделяется три цикла седиментации (Кульчицкий,…Кривоногов и др., 1989), каждый из которых заканчивается датированными 14С озерно-болотными фациями. По присутствию эндемичных байкальских диатомей предполагаются ингрессии Байкала из-за повышения его уровня либо проседания дна впадины. Аналогом янчуйской свиты являются озерные глины Ирканинской впадины с холодными палиноспектрами и RTL датами 70±14 т.л.н. (Трофимов, 1994; Кулагина, 1995). Несмотря на большую высоту окружающих гор, ледниковые комплексы занимают незначительную часть Верхнеангарской впадины. Локальные центры оледенения располагались на перемычке между Верхнеангарской впадиной и Муйской долиной и в высокогорьях Ангаро-Баргузинского района. Конечные морены в основном занимают горные долины; крупнейший КМК расположен в долине р. Чуро. Грубообломочные накопления периферии впадины представляют предгорные шлейфы и пролювиальные конуса, часть из которых - приледниковые. Северо-восточная часть впадины является зандровым полем, на котором развиты эоловые уоянские пески мощностью до 15 м, датированные по RTL 18 т.л.н. (Трофимов, 1994).

3.4. Байкальская озерная котловина Котловина состоит из двух впадин, разделенных междувпадинной перемычкой (Логачев, 2003). Окружающие ее хребты Байкальский, Баргузинский и Хамар-Дабан высотой до 2800 м над у.м. являлись областями оледенения. Перепад высот в 3 км между вершинами гор и дном озера предопределил высокую энергию экзогенных процессов. Области осадконакопления по берегам Байкала – это малые впадины, краевые ступени и дельты крупных рек. Кайнозойский разрез составляют отложения верхнего олигоцена – нижнего плиоцена и верхнего плиоцена – эоплейстоцена, залегающие несогласно. Плейстоценовые отложения не образуют сплошного покрова. Широко распространены мощные толщи сероцветных песков, часть которых образует эоловые покровы и делювиальные шлейфы. Типичны ледниковые отложения, образующие выраженные в рельефе КМК и пролювиальные конуса. Идентификация и корреляция моренных валов и озерных террас остается сложной дискутируемой проблемой. К голоцену относятся отложения речного, озерного, болотного, эолового, делювиального и пролювиального генезиса, хорошо датированные и изученные палинологически.

Котельниковско-Тыйская ступень размером 100х15 км представляет собой листрический сброс (Уфимцев, 2002), осложненный малыми впадинами: РельСлюдинской, глубиной 356 м (Кульчицкий,…Кривоногов и др., 1993а) и Богучанской, в которой вскрыто 90 м осадков (Matz, 1993). Разрез плейстоцена представлен ледниковыми и приледниковыми пролювиальными отложениями. Возрастным репером является 14С дата 25880±350 л.н., полученная по черепу Coelodonta antiquitatis из покровных отложений долины р. Рель (Мац, Покатилов, 1976). По ней Рельский КМК отнесен к ермаковскому горизонту, а погребенные моренные отложения – к среднему плейстоцену. Опорный разрез на мысе Лударь, предположительно содержащий все горизонты верхнего плейстоцена (Мац и др., 1982), представляет собой склоновые осадки и вряд ли отражает сложную картину колебаний уровня Байкала. Область Слюдянских озер, где описаны байкальские отложения с эндемичной спонгиофауной (Думитрашко, Мартинсон, 1940), по результатам бурения (Мазилов и др., 1993б) и датированию береговых разрезов (Back, Strecker, 1998) отнесена к голоцену. В раннем голоцене она была заливом Байкала, ныне полностью заполненным осадками.

Район г. Северобайкальск - прибрежная аккумулятивная равнина на тектонической ступени. Ее подводное продолжение прослеживается до изобаты 400 м.

Осадконакопление связано с Тыйско-Гоуджекитским ледником. В рельефе выделяются: сильно разрушенный частично погребенный моренный комплекс и возвышенная слабонаклонная равнина, выходящая на побережье Байкала ярами высотой около 30 м. В ярах обнажены отложения приледникового пролювия и цоколь из более древних озерных отложений Байкала. Их возраст определяется по териофауне от второй половины среднего до конца верхнего плейстоцена (Базаров и др., 1982; Калмыков, 1985). Северобайкальский КМК отнесен к среднему плейстоцену. Этот возраст косвенно подтверждает 14С дата 50700 л.н. из флювиальных отложений, помещаемых стратиграфически выше морены (Back, Strecker, 1998). Позднеплейстоценовые КМК расположены в пределах гор в долинах рек Тыя, Гоуджекит и Грамна (Кульчицкий, 1991).

Ангаро-Кичерская аккумулятивная равнина – низменная дельта рек Кичера и Верхняя Ангара. Северо-восточный край равнины возвышенный, с рельефом, оставленным Кичерским ледником. На юге расположены КМК трех ледников, спускавшихся по долинам рек с Баргузинского хребта. В скважинах 44 и 49 (260 и 306 м) с глубин 285 и 238 м получены RTL даты 53±13 и 48±12 т.л.н., на основании чего и по палинологическим данным установлены все горизонты верхнего плейстоцена (Трофимов, 1994; Кулагина, 1995), выделенные в кичерскую свиту, аналог янчуйской. Ледниковый комплекс р. Кичера состоит из 11 морен, отражающих деградацию Кичерского ледника (Осадчий, 1982). Возраст максимальных морен по С.

С. Осадчему среднеплейстоценовый. Из заполнения инверсионной котловины Кичерской морены получена 14С дата 34350±600 л.н. (Back, Strecker, 1998). Она ограничивает сверху вероятный возраст морены. Относительную древность морены подтверждают скважины 44 и 49, в которых есть две генерации пролювия, разделенные толщей песков каргинского возраста. Нерешенным является вопрос об ингрессиях Байкала. Считается, что террасы, прослеживаемые по периферии дельты, устанавливают высоту максимальной трансгрессии Байкала (Гурулев, 1959; Ендрихинский, 1977), воды которого проникали в Верхнеангарскую впадину (Кульчицкий и др., 1993). В упомянутых скважинах озерных отложений не установлено. Голоценовые отложения распространены в пределах дельты и поймы Верхней Ангары и Кичеры. Они слагают наиболее молодые части конусов выноса и занимают понижения рельефа болота и озера.

Северо-восточное побережье Байкала ограничено Баргузинским хребтом, имеющим асимметричный профиль. Большие высоты вызывали его интенсивное оледенение. Из-за асимметрии хребта основная часть ледников располагалась на западном склоне и перемещала к Байкалу массу обломочного материала. Ледники выходили на прибрежную равнину Байкала. Их КМК сейчас частично затоплены и прослеживаются до глубин 300 м (Галкин, 1961; Бухаров, Фиалков, 1996). В Томпудинском КМК датированы линзы замятого в морену торфа: на мысе Омагачан 39200, 39240±1780 л.н. (Мац, Покатилов, 1976; Matz, 1993); на мысе Оргокон 9875±45, 9520±50 и 9575±50 л.н. (Krivonogov et al., 2004). Эти даты также моложе ледникового события. Попадание торфа в морену объясняется вторичным перераспределением моренного материала при вытаивании погребенного льда, что происходило в теплые промежутки: каргинский и голоценовый. Таким образом, КМК Томпуды древнее каргинского времени. В Давшено-Большереченской малой впадине в основании обнажений залегают валунно-галечные отложения казанцевского межледниковья (Мац и др., 1975). На них наложены ермаковские моренные валы. Выделяется четыре моренные гряды, две из которых, Керминская и Давшенская, расположены во впадине. На побережье Байкала обнажены валунные и галечно-песчаные отложения, интерпретируемые как четыре озерные террасы с цоколями из приледникового пролювия (Мац и др., 1975, 2001). Геоморфологические исследования убедили автора диссертации в отсутствии там следов озерной деятельности, кроме современного абразионного уступа, сопровождающегося галечным пляжем. Уступы между террасовидными ступенями простираются вкрест береговому абразионному уступу и в некоторых местах сохранили отчетливые признаки деятельности потоков.

Чивыркуйское томболо. Полуостров Святой Нос имеет скальную оконечность и соединен с берегом песчаной пересыпью. Основным агентом формирования перешейка является вдольбереговое перемещение осадков р. Баргузин (Верещагин, 1918). Мощность отложений перешейка достигает 500 м (Дмитриев, 1968).

Бурением вскрыто 360 м слоистых песчано-глинистых отложений (Арсентьев, 1924). На космоснимках в южной части перешейка видны около 200 береговых валов, накопившихся за последние 10-11 тысяч лет (Галазий, 1967; Рогозин, 1993). Северный край ограничен одним валом, который отделят оз. Арангатуй, образовавшееся 9400±60 л.н., от Чивыркуйского залива (Безрукова и др., 2002;

Krivonogov et al., 2004). Система береговых валов Чивыркуйского томболо является результатом подъема уровня Байкала в начале голоцена.

Побережье Байкала в районе оз. Котокель низкогорное и не испытывало воздействия ледников. Осадки накапливались в Туркинской и Котокельской малых впадинах и долинах рек Турка и Кика на краевой ступени хребта УланБургасы. Впадины заполнены 100-150 м толщей охристых аллювиальнопролювиальных галечников и песков верхнего плиоцена – эоплейстоцена, поверх которых залегает 120 м четвертичных песков (Иметхенов, 1987). Возраст песков оценен: эоплейстоцен, нижний плейстоцен (Базаров, 1986), средний плейстоцен (История…, 1990), плейстоцен (Мац и др., 2001). Их накопление связывают с мелководным слабопроточным озером, соединенным с Байкалом, уровень которого был выше современного (Мац и др., 2001), что вызывает сомнение. Примером условий их накопления является низменность к северу от с. Горячинск, занятая полем эоловых песков, простирающимся на расстояние 10 км от Байкала.

Иные отложения вскрыты 162-м скважиной на берегу оз. Котокель около с. Исток (Мазилов и др., 1993). Выделяются нижняя глинистая и верхняя песчаная полигенетические пачки. В нижней части преобладают болотные фации, в средней озерные, а верхняя - аллювиальная. Возраст отложений средне- и верхнеплейстоценовый; голоценовая толща маломощна. Отложения оз. Котокель охарактеризованы тремя колонками донных отложений (Takahara et al., 2000; Krivonogov et al., 2004; Безрукова, Кривоногов и др., 2008; Shichi,…Krivonogov et al., 2009). Установлено его длительное, более 50 тыс. лет, развитие как замкнутого водоема: остатки диатомовых не показывают признаков проникновения в него байкальской воды. В течение половины позднего плейстоцена эта территория отличалась стабильными ландшафтами с преобладанием слабой денудации.

Танхойская равнина - промежуточная ступень между хребтом Хамар-Дабан и южным берегом Байкала сложена отложениями неогена, образующими крупную моноклиналь, падающую на север под углом 20 c угловыми несогласиями между разновозрастными геологическими телами. Осадки накапливались на тектонических блоках, конседиментационно погружавшихся (Мац и др., 2001) и испытавших поднятие в плейстоцене. Выделяются две свиты: танхойская и осиновская (Мац и др., 2001). К востоку от р. Выдринная неоген обнажается почти повсеместно и перекрывается 5-6-м толщей галечников, валунно-галечников с мелкоземным заполнителем - денудационный плащ, накапливавшийся большую часть плейстоцена. Западнее р. Выдринная плейстоценовых отложений больше.

Этот участок Танхойской равнины выделен в IV байкальскую террасу (Пальшин, 1955), однако отложений Байкала в ней нет. Валунно-галечные отложения приледниковых конусов выноса мощностью 15-20 м залегают на бортах долин рек Хара-Мурин и Снежная. Морены распространены в западной части равнины (Ламакин, 1952; Пальшин, 1955) в долинах рек Хара-Мурин, Снежная, Осиновка, Выдринная, Переемная. Подковообразные КМК возвышаются над равниной на 50-100 м. Ледники выдвигались от фаса Хамар-Дабана на 2-5 км. Поверхность морены выглажена, а верхний слой отложений переработан денудацией. Инверсионные котловины неглубокие, оплывшие, заняты торфяниками. Предполагается ермаковский возраст конечных морен, однако есть мнение и об их сартанском возрасте (Осипов, 2003). На основании серии 10Ве дат в интервале 13-15 т.л.н. с поверхности морены р. Выдринная сделан вывод о позднем максимуме оледенения (Horiuchi et al., 2004). Авторы не обсуждают соответствие полученных ими датировок дате с ручья Малый Субутуй 11200±100 л.н. (Баранова и др., 1970; Бадинова и др., 1976), которая ограничивает сверху возраст стадиальной морены, расположенной далеко внутри хребта и отражающей события поздней дегляциации. В западной части равнины обнаружены лессовидные суглинки, сартанский возраст которых определен по каргинским 14С датам из подстилающего торфяника (Krivonogov et al., 2004). Биогенное осадконакопление началось на южном побережье Байкала в конце позднеледникового времени: 11110±120 л.н. (болото Дулиха) и 11400±200 л.н. (инверсионная котловина морены Выдриной).

Основные выводы по Байкальской озерной котловине:

1. Строение отложений берегов Байкала зависит от тектонического режима структурных элементов. Мощные плейстоцен-голоценовые толщи накопились в областях интенсивного опускания: Рель-Слюдинской и Котокельской малых впадинах, а также в дельтах Верхней Ангары и Селенги.

2. Ледниковые отложения, образующие конечноморенные гряды на берегах Байкала, относятся к ермаковскому времени. Верхний предел их возраста ограничен каргинскими радиоуглеродными датами. Наиболее древние биогенные отложения, накапливавшиеся во внутренних частях ледниковых комплексов – позднеледниковые. Эти данные не дают оснований к отнесению максимальных конечных морен берегов Байкала к каргинско-сартанскому (Back et al, 1998) или сартанскому (Осипов, 2003, 2004; Horiuchi et al., 2004) времени. В большинстве случаев нет оснований к отнесению максимальных морен к среднему плейстоцену.

3. Площадки с остатками галечников на бортах Байкальской котловины, возможно, имеют озерное происхождение. Но из-за тектонического вздымания их современное положение отличается от исходного и по ним нельзя судить о прошлых уровнях Байкала.

4. Береговые обрывы Байкала высотой до 25 м, считающиеся озерными террасами позднего плейстоцена (Мац и др., 2001), таковыми не являются. Их, как правило, слагают валунные и галечные пролювиальные отложения конусов выноса или делювиально-пролювиальные отложения оконечностей предгорных шлейфов. Абразионный уступ, создающий террасовидность берегов, - это тыловой шов современной озерной террасы.

5. Последняя перестройка системы стока из озера произошла около 60 т.л.н.

(Мац и др., 2001). С этого времени уровень Байкала регулировался истоком Ангары и не мог существенно повышаться. Поэтому говорить о высоких в десятки метров позднеплейстоценовых байкальских террасах бессмысленно.

6. Признаками низкого уровня вод Байкала являются затопленные части КМК, подводные террасы и переуглубленные долины. Авандельта Селенги имеет признаки снижения уровня Байкала на 300-350 м (Romashkin, Williams, 1997), в том числе в сартанское время – на 44-53 м (Urabe et al., 2004). Низкий уровень Байкала начала голоцена фиксируют береговые торфяники, основание которых находится на 4 м ниже современного уреза озера (Krivonogov, Takahara, 2003).

7. Результаты исследования отложений оз. Котокель, уровень которого всего на 2 м выше современного байкальского, показывает отсутствие связи с Байкалом в течение последних 50 тысяч лет.

8. Результаты исследования болотных и озерных отложений южного и восточного побережий Байкала свидетельствуют о раннем (около 14 т.л.н.) наступлении условий, благоприятных для биогенного осадконакопления.

3.5. Баргузинская впадина Баргузинская впадина 180х40 км отделена от Байкальской котловины Баргузинским хребтом. Горное обрамление также составляют Северо-Муйский, ЮжноМуйский и Икатский хребты с отметками до 2500 м. Мощность отложений 1500м (История…, 1988; Лунина и др., 2009). В структуре фундамента выделяются выступы и депрессии. Около с. Могойто фундамент вскрыт на глубине 1400 м (Флоренсов, 1960). Разрез включает глины и пески миоцена – нижнего плиоцена, охристые пески верхнего плиоцена и постплиоцена и сероцветные пески плейстоцена (песчаная свита). Свита мощностью 400-500 м представлена параллельно- и косослоистыми песками с примесью гравия, галечников и валунников (Плиоцен…, 1982). Строение наиболее молодых геологических тел довольно простое. Западный край впадины представлен 2-6 км наклонной равниной из слившихся конусов выноса подножия Баргузинского хребта. Осевая часть впадины занята поймой р. Баргузин шириной 5-26 км. Расширения с множеством проток и озер являются признаком медленного погружения дна впадины или поднятия Шаманской междувпадинной перемычки. Сужения поймы связаны с неразмытыми осадочными препятствиями - песчаными массивами Нижнего и Верхнего Куйтунов. Их размеры 50х40 км, превышение 100-120 м. Выделение куйтунов в качестве особых морфологических элементов связано с их обособленностью эрозией и безлесностью. Но такие же поросшие сосновым лесом пески распространены далее в северо-восточной части впадины и поднимаются на подножие Икатского хребта до отметок 900 м над у.м. Происхождение куйтунов дискуссионное. Преобладает точка зрения об их флювиогляциальной природе (Флоренсов, 1960), а для верхней части - эоловой (Иванов, 1966). По наблюдениям автора диссертации в обнажениях куйтунов повсеместно залегают эоловые толщи, фациальная структура которых усложняется к низу за счет разностей, показывающих большую увлажненность ландшафтов. Перевеянные пески формируют дюнные поля, наложенные на песчаные массивы и спускающиеся с них на низкие ступени рельефа.

Особым элементом является р. Ина, текущая с Икатского хребта и образующая конус выноса протяженностью 20 км. Возраст отложений конуса выноса во впадине определяет RTL-дата 66±8 т.л.н. Он подтверждается датами 71±7 и 60±8 т.л.н. из пролювиальных террас внутри гор (Уфимцев и др., 2004).

Основные выводы по Баргузинской впадине:

1. Влияние ледников на седиментацию в Баргузинской впадине было невелико, несмотря на интенсивное оледенение Баргузинского хребта, поскольку основная часть ледников спускалась по его длинному западному склону. Ледники короткого и крутого восточного склона не выходили во впадину. Икатский хребет почти не подвергался оледенению. Поэтому во впадине мало отложений перигляциальной формации. Пролювий ледникового времени присутствует в наклонной равнине предгорий Баргузинского хребта. Пик пролювиальной активности запечатлен в террасах р. Ина, имеющих RTL возраст 60-70 т.л.н.

2. Большая часть впадины была областью эолового осадконакопления. За ледниковье накопилось несколько генераций эоловых отложений, слагающих куйтуны. Пески неоднократно перевевались, из-за чего наблюдаются резкие стратиграфические несогласия между пачками. Нижележащие слои показывают более сложную обстановку осадконакопления; кроме песков эолового ряда: в них есть прослои, отражающие участие воды, а близ гор – склоновые фации.

3. Датирование песчаных отложений основано на небольшом числе фактов:

остатках млекопитающих мамонтового комплекса и полевки Брандта, что вместе с палинологической характеристикой позволяет предполагать каргинский возраст (Адаменко и др., 1975), и радиоуглеродной датировке 17400±1200 л.н. Эти свидетельства получены из нижних частей разреза. Перекрывающие их толщи эоловых песков, таким образом, имеют сартанский или позднесартанский возраст.

3.6. Тункинская долина Долина 200х30 км состоит из четырех крупных впадин, разделенных междувпадинными перемычками, и двух малых впадин, отделенных сниженными горными ступенями. Морфоструктурный план долины типично рифтовый: включает осевой грабен и ограничивающие его наклонный горст хребта Тункинские Гольцы и сводовое поднятие хребта Хамар-Дабан. Мощность отложений более 3000 м (Лунина и др., 2009). Фундамент вскрыт скважиной около с. Жемчуг на глубине 1000 м. Сводный разрез отложений 2500 м. Используется две схемы с разными названиями свит верхнего олигоцена, миоцена и плиоцена: 1) угленосная, охристая, туфогенно-осадочная (Логачев, 1956, 1958а) и 2) танхойская, аносовская, ахаликская (История…, 1988; Мац и др., 2001). Плейстоценовая толща на свиты не разделена. Характерной особенностью являются базальты, образующие на междувпадинных перемычках слитные покровы и веерообразно расходящиеся к центрам впадин. Слои базальтов есть во всех свитах. Позднекайнозойские отложения сперва относились к эоплейстоцену и нижнему плейстоцену (Равский, 1972); затем по микротериофауне и 14С (Адаменко и др., 1975; Кульчицкий, 1985;

Кульчицкий и др., 1994; Трофимов и др., 1995, Кривоногов. 1995; Krivonogov,

1995) значительная их часть была переведена в верхний плейстоцен, а недавнее RTL и 14C датирование (Уфимцев и др., 1999а, 2002, 2003; Щетников и др., 2006) доказало молодость видимой части отложений. Древние отложения обнажаются только в областях междувпадинных перемычек и в малых впадинах, испытывающих тектоническое поднятие. Несмотря на широкое развитие оледенения, ледниковых отложений в тункинских впадинах почти нет. Из-за асимметрии хребта Тункинские Гольцы большинство ледников уходило на север. Значительные ледники занимали верховья р. Иркут и долину р. Ихе-Ухгунь; они оставили крупные КМК в Мондинской и Хойтогольской впадинах. Во впадинах в целом преобладали флювиальные и субаэральные условия осадконакопления.

Торская впадина. Дно впадины занято поймой р. Иркут, объединенной с дельтой р. Зун-Мурэн, и наклонной равниной Цаган-Угун. Пойма Иркута в восточной части имеет аномальную ширину 4-5 км, отмечая область погружения. По левому борту долины меандры Иркута упираются в предгорный склон, а по правому расположена слабо наклонная равнина, являющаяся наложенным на пойму шлейфом песчаного делювия. Северо-западный край впадины - наклонная равнина конуса выноса. Восточное замыкание вовлечено в медленное поднятие, и там обнажаются аллювиальные пески с околопредельными 14С датами (Мац и др., 2001), перекрытые зандровыми песками неопределенного возраста. Южный край впадины занят полем песков мощностью 100 м. По текстурным признакам этот массив эоловый. Аналогичные пески распространены в западном замыкании впадины. Их RTL возраст 50.4±3 т.л.н. (Уфимцев и др., 2002).

Тункинская впадина. Ее особенностью являются вулканы, по которым рисуется ряд погружения (Уфимцев и др., 1999б). Возраст пород вулканов 0.86 и 0.7 м.л.н. (Рассказов, 1993; Hase et al., 2003). В днище впадины выделяется шесть геоморфологических элементов. RTL возраст пролювиальных равнин 16-70 т.л.н.

(Уфимцев и др., 2003). Массив Бадар высотой 100-120 м - структура «новейшего антиклинального вздутия» (Ламакин, 1935) или «бескорневого купольного поднятия» (Щетников, Уфимцев, 2004) - сложен сортированными флювиогляциальными плейстоценовыми песками (Логачев, 1958б). Автор диссертации считает этот массив эоловым. RTL возраст песков Бадар 65.2±4, а песков Кыренского массива у южного борта впадины - 31.5 т.л.н. (Уфимцев и др., 1999, 2002). В прошлом оба массива были едины и лишь в послеледниковое время размыты Иркутом. Участки дна Тункинской впадины западнее и восточнее Бадар представляют заозеренные и заболоченные низины - области медленного погружения. У подножия Еловского отрога и вдоль прилегающего к нему склона Хамар-Дабана пески слагают наклонные равнины. Крупный песчаный шлейф вулканической горы Дарготуйская подмыт левыми излучинами Иркута - опорные разрезы Белый Яр I и II. В разрезах выделяются цокольные слои и тело песков - субаэральные отложения склоновой формации, включающие фации эоловые, делювиальные, балочного пролювия, солифлюксия и ископаемые почвы. Возраст контролируется 14С датами из цокольного аллювия 26-53 т.л.н. (Адаменко и др., 1975; Кульчицкий и др., 1994; Мац и др., 2001), позволяющими относить его к раннекаргинскому или докаргинскому времени. Песчаные покровы, следовательно, имеют каргинский и сартанский возраст. Сверху их возраст ограничен датами из эоловых дюн 11.5-16.1 т.л.н. (Уфимцев и др., 2003; Щетников, Уфимцев, 2004). Наклонная равнина западного замыкания впадины сложена валунно-галечным материалом, имеющим RTL возраст 53.4±10 т.л.н. (Уфимцев и др., 2003), перекрытым локальным аллювием с 14C датами 11180±70 и 11040±70 л.н. (Трофимов и др., 1995; С.К. Кривоногов). Пойма Иркута имеет ширину 3-5 км. Пояс меандр неоднократно смещался в стороны, и недавно Иркут подмывал урочище Бадар.

Туранская и Хойтогольская впадины расположены параллельно и разделены горным выступом - продолжением Ниловской междувпадинной перемычки.

Их днища сложены валунно-галечным пролювием, поставлявшимся с верховьев рек Иркут и Ихе-Ухгунь. Пролювий имеет большой возрастной диапазон: 92-153 т.л.н. для высоких террас, 29-58 для низких (Уфимцев и др., 1999а; Щетников, Уфимцев, 2004). Его накопление в значительной степени связано с оледенением.

Крупный КМК расположен на выходе из гор р. Ихе-Ухгунь. Он отличается свежестью ледникового рельефа, что позволяет предполагать его образования в последнее оледенение позднего плейстоцена. Крупный пролювиальный валунногалечный конус, расположенный на перемычке между Тункинской и Туранской впадинами, поднят на 100 м над базисом эрозии. Его материал, выносившийся из Хамар-Дабана реками Мал. и Бол. Зангисан, имеет RTL возраст 58±10 и 76±9 т.л.н., что позволяет предполагать его связь с оледенением и определяет возраст тектонического поднятия. Окончание пролювиальной деятельности отмечено активизацией эоловых процессов 8.3-10.5 т.л.н. (Уфимцев и др., 1999а, 2003).

Мондинская впадина расположена в области интенсивного оледенения. Она вмещала конец крупного выводного ледника, стекавшего по долине Иркута и собиравшего ледниковые потоки Тункинских Гольцов, Тункинских Белков, МункуСардыка и Окинского плоскогорья. Его КМК занимает всю впадину; он сильно разрушен, что свидетельствует о его древности. Возраст Мондинской морены определен RTL датами 72±9 и 70±11 т.л.н. (Уфимцев и др., 2003). В морену вложен флювиальный комплекс Иркута из трех невысоких террас, сложенных валунами и гальками. Среди них наиболее выраженная в рельефе 12-метровая терраса является аллювиальной и образовалась в фазу стабильного стока позднего плейстоцена, возможно, в каргинское потепление.

Основные выводы по Тункинской долине:

1. Сложность структуры Тункинской рифтовой долины обусловила неравномерность залегания позднеплейстоценовых отложений. Признаками воздымания краевых частей впадин и междувпадинных перемычек являются выходы миоплиоценовых отложений, лестницы террас и Зангисанский пролювиальный конус.

Опускание фиксирует ряд погружения вулканов Тункинской впадины, многоозерья и расширения поймы р. Иркут.

2. В силу орографии ледники достигали тункинских впадин в нескольких местах. Имеется два крупных КМК: Мондинский и долины р. Ихе-Ухгунь, показывающие существенные различия в степени сохранности моренного рельефа, что является признаком их разновозрастности. По датам Мондинская морена не моложе MIS 4. Вероятно, КМК Ихе-Ухгунь имеет сартанский возраст.

3. Ледниковье проявилось накоплением мощных толщ пролювия. Максимум флювиальной деятельности был в ермаковское и каргинское время.

4. В Тункинской долине широко распространены отложения субаэральной формации. Песчаные массивы Тункинской и южного борта Торской впадин преимущественно эоловые, а не флювиогляциальные или аллювиальные, как считалось ранее. Субаэральные покровы с признаками эоловой и делювиальной аккумуляции, почвенных и мерзлотных процессов занимают междувпадинные перемычки и краевые части впадин. Они накапливались в течение большей части позднего плейстоцена. Последняя активизация эоловой деятельности произошла в позднеледниковье – начале голоцена.

3.7. Хубсугульская озерная котловина Высокогорная впадина озера Хубсугул резко асимметрична и ограничена с запада сводово-глыбовым поднятием, а с востока – сводообразной структурой (Золотарев и др., 1989). Характерной чертой последней являются базальтовые покровы мио-плиоценового возраста (Иваненко и др., 1989; Rasskazov et al., 2003), образовавшиеся до фазы рифтогенеза. Из-за относительной молодости котловины и некомпенсированности осадками (Рогозин, 1993) области седиментации по ее берегам очень ограничены и приурочены к дельтам рек. Предшествующими исследователями выделено 11 озерных террас (Золотарев и др., 1982а), 4 из которых отнесены к позднему плейстоцену. Оледенение охватывало высокие хребты на севере и западе Прихубсугулья: Мунку-Сардык, Баян Зурхийн и Хоридол Саридаг. Выделяются следы ледников среднего и позднего плейстоцена (Кулаков, 1981). Крупнейший КМК в устье р. Их Хороо имеет двучленное строение. Моренные валы, отражающие разные оледенения, не датированы. Внешний вал сильно разрушен. Его краевая часть в настоящее время затоплена Хубсугулом.

Исследования автора диссертации (Krivonogov et al., 2003; Кривоногов, 2004) позволили выявить следы позднеплейстоценовых и голоценовых повышений уровня Хубсугула, представленные погребенными отложениями сублиторали и пляжа, береговыми валами и отпечатками бывших заливов.

Основные выводы по Хубсугульской озерной котловине:

1. Повышение уровня озера происходило в эпохи потепления. В каргинское время уровень был на 3-8 м выше современного. В конце позднего плейстоцена он соответствовал порогу стока в истоке р. Эгийн Гол +6 м. В голоцене уровень не поднимался выше +1-2 м.

2. Повышение уровня контролировалось порогом стока р. Эгийн Гол. Начиная с конца позднего плейстоцена, уровень озера не мог быть выше +6 м.

3. Доказательствами понижения уровня озера в позднем плейстоцене являются ледниковые отложения и склоновые накопления, оконечности которых отмечены изобатами в 100 и 20 м соответственно. Понижение уровня в среднем голоцене (Дорофеюк, Тарасов, 1998) составило не менее 5 м. Позднее уровень озера колебался, но не превышал своего современного значения.

4. Большая часть аккумулятивных образований по берегам оз. Хубсугул – это покровы оснований склонов и пролювиальные конуса. Террасовидность их площадок не имеет отношения к озерной деятельности. Их обрывы, тем не менее, образованы современной озерной абразией и очень молоды.

5. Покровные накопления оснований склонов представляют совокупность эоловых, делювиальных, пролювиальных и коллювиальных наносов, образование которых происходило в холодных перигляциальных условиях за счет вещества, поступавшего не только с окружающих гор, но и с обнажавшегося дна Хубсугула.

3.8. Дархадская впадина Дархадская высокогорная впадина по структуре аналогична Хубсугульской, однако заполнена осадками. С востока ее ограничивают хребты Хоридол Саридаг и Баян-Зурхийн высотой до 3 км над у.м., а с севера - хребты Большой Саян и Мунку-Сардык до 3.5 км., что обусловило их интенсивное оледенение. Мощность отложений 300-500 м (Зорин и др., 1989). Они пробурены до 200 м (Уфлянд и др., 1971): вскрыты четвертичные алевритовые и песчаные озерные и озерноаллювиальные отложения, которые к краям впадины закономерно замещаются галечниками и валунниками. На склонах гор видны абразионные террасы - следы ледниково-подпрудного озера (Селиванов, 1967), занимавшего впадину в позднем плейстоцене (Уфлянд и др., 1969, 1971, Спиркин, 1970) объемом 330 км3 и глубиной до 180 м. Подпрудой явился ледник Тенгиссийн Гол, спускавшийся с южного склона хребта Большой Саян и перекрывавший выход вод из впадины по долине р. Шишхид Гол. Основные этапы развития озера восстановлены геологогеоморфологическими исследованиями дна и бортов впадины и ее отложений, вскрытых 92.6-м скважиной (Krivonogov et al., 2005, 2007, 2008).

Основные выводы по Дархадской впадине:

1. Не подтвердилось представления о наличии на дне впадины двух террас:

ранне-среднеплейстоценовой и позднеплейстоценовой. Дно впадины с поверхности сложено позднеплейстоценовыми отложениями, а более древние погребены под ними.

2. Мощность отложений Дархадского палеоозера 32 м. Их характерным признаком является варвовая слоистость. Залегающие ниже полигенетические толщи отражают как озерные, так и субаэральные обстановки осадконакопления и не представляют условия седиментации гигантского ледниково-подпрудного озера, которое, таким образом, на изученном интервале возникало лишь однажды.

3. Ледниковое подпруживание, как установлено по палеомагнитным и палинологическим данным, произошло около 95 т.л.н., MIS 5b. Нижележащие отложения, таким образом, в основном среднеплейстоценовые или древнее, а у их кровли возможно нахождение отложений казанцевского межледниковья.

4. Озеро развивалось через несколько стадий. В стадию ледникового подпруживания озеро было наибольшим. Следами этой стадии являются варвовые отложения и береговые линии на горных склонах. Уровень озера снижался по мере деградации ледника и в последующие стадии осадочных подпруд. Резкие понижения были в каргинское, позднеледниковое и голоценовое время.

5. В развитии озера отражена ледниковая история региона. Максимальное выдвижение ледников было в стадию MIS 5b. Последующие ледники меньшего размера не вызывали ледникового подпруживания. По палинологическим данным выделяется два пика индекса аридности, отвечающих оледенениям MIS 4 и MIS 2.

6. По мере сокращения озера осушенное дно промерзало на глубину более 100 м, а с поверхности изменялось термокарстовыми, мерзлотными и речными процессами, в которых запечатлена часть голоценовой истории впадины.

Глава 4. Осадочные формации верхнего плейстоцена и голоцена:

проблемы генезиса и расчленения отложений Выделяемые во впадинах геологические тела дискретны по вещественным, генетическим, пространственным и возрастным признакам. Используя стратиграфо-генетический принцип расчленения отложений, они типизированы по условиям образования с выделением генетических комплексов. Осадочные формации отражают пространственно-временную дискретность и являются способом стратификации приповерхностных отложений. В их положении и соотношении просматриваются закономерности, обсуждаемые в этой главе.

4.1. Генетические комплексы отложений В приповерхностной части осадочного заполнения впадин БРЗ представлены отложения всех генетических типов континентального осадконакопления (Шанцер, 1966, 1968). В большинстве случаев их диагностика не представляет затруднений. Однако имеются толщи, генезис которых трактуется неоднозначно. В условиях небольших седиментационных бассейнов далеко не все слои представлены одним генетическим типом отложений. Некоторые являются полигенетическими или представляют парагенезисы. Такие геологические тела определяются как комплексы отложений. Выделены комплексы отложений предгорных шлейфов, ледниковых, приледниковых, зандровых, эоловых (песчаные массивы и наложенные дюнные поля), покровных, болот пролювиальных наложенных конусов выноса и террас, речных и озерных (подпрудных бассейнов, озер ледниковых комплексов и современных мелких озер).

4.2. Стратиграфия отложений Условия залегания верхнеплейстоценовых отложений во впадинах определяются общим для них тектоническим погружением и перекосом блоков фундамента, а также локальными движениями. В результате толщи, накопленные в депоцентрах и близ бортов впадин, существенно различаются по составу, мощности и стратиграфической полноте. Наличие высокогорного обрамления и интенсивного сноса с него обломочного материала ледниковыми и водными процессами обусловило гранулометрическую и фациальную дифференциацию отложений по простиранию. Характер областей сноса и аккумуляции - расположение ледниковых и неледниковых долин, выступов скального основания, локальных тектонических структур - определил мозаичное расположение толщ (рис. 2). Стратиграфо-генетические подразделения во впадинах выражены лучше, чем хроностратиграфические корреляционные уровни.

По скважинам выделяются крупные литостратиграфические подразделения, охватывающие верхний-средний плейстоцен: топалахская, муйская, рельская толщи;

мудириканская, янчуйская, кичерская, песчаная свиты (Еникеев, Потемкина, 1999; Зеленский, 1971; Намолова, 1985; Кульчицкий, 1991; Кульчицкий и др., 1989, 1993; Трофимов, 1994; Саркисян, 1958; Логачев, 1956, 1958). На основании палинологических данных и климатической характеристики толщи делились на региональные корреляционные горизонты (Мац, Белова, 1973; Мац и др., 1975, 1982, 2001; Трофимов, 1994; Кулагина, 1995). Наиболее эффективный способ расчленения отложений верхнего плейстоцена и голоцена - выявление пространственного взаимоотношения слагающих их геологических тел на основе генетических и возрастных характеристик, что более всего применимо для приповерхностных отложений, хорошо обнаженных и имеющих выраженные в современном рельефе геологические границы. Выделяется шесть осадочных формаций, отражающих закономерные латеральные взаимоотношения геологических тел. В суходольных впадинах: (1) предгорных шлейфов, (2) ледниковых долин, (3) флювиальных долин и днищ впадин, (4) аккумулятивных возвышенностей и (5) покровов. Во впадинах, вмещавших ледниково-подпрудные озера, присутствует соответствующая им формация (6). Напластования геологических тел также закономерны. В пределах осадочных формаций они согласны. Корреляция между формациями вызывает затруднения из-за их литологических различий и высотной дифференциации одновозрастных толщ, вызванной тектоническими причинами и особенностями седиментации. Интенсивность накопления слагающих формации отложений менялась во времени (рис. 3) и зависела от общего хода природных изменений.

4.3. Проблемы определения возраста отложений Далеко не все толщи, заполняющие впадины, можно датировать. В местных стратиграфических схемах в первую очередь учтены пространственные взаимоотношения толщ. Их возраст в основном определен по литогенетическим и палинологическим данным, отталкиваясь от существующих палеогеографических Рисунок 2. Условия залегания позднеплейстоценовых и голоценовых отложений впадин БРЗ (принципиальная схема). 1- морена, 2- преимущественно пролювий (включая приледниковый), 3- пески эоловых массивов, включая дюнные (eol IV) 4- аллювий (a IV), 5- преимущественно флювиальные (зандр, аллювий) пески, 6- субаэральные песчаные покровы, 7- варвовые ледниково-подпрудные алевриты (lg III2), 8выступы фундамента и горное обрамление, 9- датированный 14С каргинский маркирующий горизонт (III3), 10- направление и интенсивность тектонических движений.

Рисунок 3. Интенсивность накопления осадков во впадинах БРЗ в позднем плейстоцене и голоцене.

(климатических) представлений, в меньшей мере по данным геохронологии.

Возраст ледниковых комплексов. Несмотря на синхронность оледенений, как глобальных климатических событий, выдвижение из гор отдельных ледников подчинялось локальным особенностям. В результате возраст максимальных валов конкретных КМК может различаться (Gillespie, Molnar, 1995). Свежесть рельефа наглядный показатель, позволяющий различать разновозрастные моренные валы, но не датировать их. Количество абсолютных датировок ледниковых комплексов Прибайкалья еще слишком мало для решения этой проблемы. Непосредственно из морены Мондинской впадины получены две RTL даты: 72±9 и 70±11 т.л.н.

(Уфимцев и др., 2003). Остальные датировки из Байкальской котловины, Тунки и Дархада происходят из неледниковых отложений, входящих в состав ледниковых комплексов или латерально сопряженных с ними пролювиальных и покровных отложений. Они показывают верхний предел вероятного возраста ледниковых комплексов, которые, следовательно, древнее каргинского мегаинтерстадиала.

Особого внимания заслуживают данные о возрасте максимального оледенения Дархадской впадины (Krivonogov et al., 2005, 2007, 2008), так как образование подпрудного бассейна в ней связано с максимумом оледенения. Начало события ледникового подпруживания попадает между палеомагнитными событиями Blake и Hajimus-Straight и датируется приблизительно в 95 т.л.н. По палинологии уверенно выделяются следы двух похолоданий: MIS 2 и MIS 4. Появившиеся в последнее время данные о возрасте морен горных хребтов Азии (Бутвиловский, 1993; Gillespie, Burke, 2000; Rudoy 2002; Reuther et al., 2006; Owen et al., 2008;

Stauch et al., 2007; Stauch, Gualtieri, 2008; Koppes et al., 2008; Gillespie et al., 2008;

Kong et al., 2009; Komatsu et al., 2009) показывают значительные региональные различия в развитии оледенения, обусловленные особенностями поступления влаги с Атлантики и Пацифики. К хребтам БРЗ применима модель раннего наступления позднеплейстоценового оледенения. Простираясь на большое расстояние, они показывают существенные географические различия в числе и интенсивности ледниковых событий.

Возраст отложений эоловых массивов и субаэральных покровов. Утверждение эолового генезиса большинства песчаных массивов впадин БРЗ, считавшихся ранее флювиогляциальными или озерно-аллювиальными, и широкого развития субаэральных покровов, считавшихся озерными, ставит вопрос о времени активизации ветровых процессов. Возраст этих толщ определялся предшественниками в широких пределах: эоплейстоцен, средний и верхний плейстоцен. По результатам датирования в Тункинской, Баргузинской и Верхнеангарской впадинах и эоловые массивы, и субаэральные покровы формировались в течение большей части позднего плейстоцена. Ветровое накопление песков – в основном, феномен ледникового времени. Пески неоднократно перевевались. В их разрезах присутствуют ископаемые почвы и следы мерзлоты. В фазы активной эоловой деятельности, соответствующие ледниковьям, преобладал рост песчаных массивов, а в фазы затухания происходило их локальное перевевание и «расползание».

Максимум вторичного перевевания песков приходится на позднеледниковье и ранний голоцен.

Возраст зандровых и пролювиальных отложений. Возраст зандров точно не установлен. Они формировались в ледниковые стадии позднего плейстоцена.

Наиболее древние, например, в восточной части Муйско-Куандинской впадины, могут относиться к ермаковскому времени, что сопоставляется с возрастом пролювиальных накоплений впадин. Мощные толщи пролювия накапливались длительное время. Датировки из Чарской, Верхнеангарской, Северо-Байкальской, Баргузинской и тункинской впадин имеют диапазон от 16 до 130 т.л.н. Большая часть датировок указывает на преобладание пролювия ермаковского возраста, что отражает обширное оледенение района в первую половину позднего плейстоцена.

Хронологические маркеры. В отложениях впадин БРЗ прослеживается два охарактеризованных в достаточной мере хронологических среза: каргинский и позднесартанский, дающие представление о пространственном взаимоотношении осадочных формаций. Каргинский хроносрез расположен на значительных глубинах в депоцентрах впадин, ограничивает сверху образовавшиеся ранее моренные валы и проходит внутри полей пролювия, эоловых песчаных массивов и разделяет озерные толщи (рис. 2). Его положение ниже современного базиса эрозии не может быть объяснено исключительно седиментационными процессами и, безусловно, отражает процессы общего или дифференцированного погружения днищ впадин. Позднеледниковый хронологический уровень, в отличие от каргинского, повсеместно занимает приповерхностное положение, характеризуя локальные тела и затухание осадконакопления с окончанием ледниковой эпохи.

Оценка скорости погружения днищ впадин.

Материалы по каргинскому хроносрезу позволяют оценить скорости погружения днищ впадин северовосточной ветви БРЗ во вторую половину позднего плейстоцена и в голоцене:

Чарская - 1.4-2.8, Муйско-Куандинская - 3.5, Верхнеангарская - 3.7-5.7, СевероБайкальская - 5.0-5.4 мм/год. Наблюдается их закономерное уменьшение от центральной части рифтовой зоны к периферии, что подтверждает представления Н.А. Логачева (2003) о геодинамике Байкальского рифта. Юго-западная ветвь БРЗ не показывает столь интенсивных погружений. В Тункинской рифтовой долине они близки к нулю, а в Дархадской впадине погружение составляет 0.3 мм/год.

Глава 5. Реконструкция условий седиментации по изменениям растительности и климата

5.1. Записи изменений растительности и климата из ключевых разрезов голоценовых и позднеплейстоценовых отложений В данном разделе излагаются результаты исследований изменений растительности и климата по опорным разрезам и кернам скважин (см. рис. 1). Среди изученных объектов выделены ключевые, наиболее хорошо отраженные в публикациях. Автору принадлежит выбор объектов, геологические обоснования, получение кернов и их палеокарпологическое исследование. Палинологическая интерпретация природных изменений делалась Е.В. Безруковой, Х. Такахара, К. Шичи.

Материалы для 14С датирования собирались С.К. Кривоноговым и Х. Такахарой.

В главе используются калиброванные возраста событий (Reimer et al., 2004).

Большинство объектов отражает природные изменения позднеледниковья и голоцена, некоторые позволили получить информацию о каргинском времени, а два уникальных объекта (оз. Котокель и Дархадская впадина) дали непрерывные записи для 50 и 100 т.л.н.

5.2. Основные этапы развития растительности Прибайкалья в позднем плейстоцене и голоцене Первая половина позднего плейстоцена. Изменения растительности и климата этого интервала в регионе исследованы в основном по отложениям Байкала и Хубсугула. Потепления и похолодания выделены по содержанию биогенного кремнезема, а палинологические характеристики недостаточно детальные. Лучшим источником данных о ранних этапах позднего плейстоцена является керн из Дархадской впадины. Реконструкции по нему отталкиваются от предполагаемого возраста подпрудного озера – 95 т.л.н. (MIS 5b). Залегающая ниже толща, вероятно, отвечает теплым подстадиям MIS 5c или 5e. В это время к югу от хребтов Саян и Хамар-Дабана распространились темнохвойные кедрово-еловые леса с участием пихты; климат был влажным, прохладным. Начало подпрудного события характеризуется не очень суровыми природными условиями: повышенной влажностью климата, сокращением пояса лесов за счет расширения в низинах степных ландшафтов, а на горах – тундровых. Возможно, комбинация влажного климата и похолодания и вызвала активизацию оледенения. Последующий максимум аридности отражает похолодание MIS 4, для которого была характерна экспансия степных ландшафтов, сменивших темнохвойную елово-кедровую тайгу; климат был сухим и холодным.

Каргинское время считается относительно теплым этапом внутри последнего ледниковья. Наиболее ранние события этого времени отмечены на севере Хубсугульской котловины: восстановлены лесные сообщества с преобладанием ели, пихты, сосны и лиственницы, отражающие прохладный, влажный, умеренно континентальный климат. В Муйской впадине для 38-40 т.л.н. реконструирован заболоченный лиственничный лес с ивой и березой низкой (Betula humilis). В Байкальской котловине в записи из оз. Котокель выделяются три климатические фазы: ~50-47.5 и 42.4-26 т.л.н. Они характеризуются суровым и холодным климатом с преобладанием ксеротических степных, тундро-степных ландшафтов с высокоствольной и карликовой березой, и ольховником; 47.5-42.4 т.л.н. - пик ели. Очень похожий пик отмечает в осадках оз. Байкал казанцевское межледниковье. На южном побережье Байкала, в начале позднекаргинского времени преобладали лесные и лесотундровые ландшафты из Picea obovata, Larix sp., Betula sect. Nanae, Duschekia fruticosa. Леса из Abies sibirica, Pinus sibirica, Pinus silvestris занимали меньшие, чем в настоящее время, площади в условиях умеренно-холодного влажного климата и несплошной мерзлоты. В Дархаде конец каргинского времени также отмечен влажными условиями с преобладанием темнохвойной тайги, в которой доминировали Picea obovata, Abies sibirica и Pinus sibirica.

Сартанский ледниковый максимум. В это время преобладали тундровые и тундро-степные условия с минимальным количеством осадков (Адаменко и др., 1975; Белова, 1975, 1985; Безрукова, 1999). В осадках оз. Байкал зафиксировано незначительное содержание пыльцы травянистых растений (Horiuchi et al., 2000;

Oda et al., 2000). Такая же растительность восстановлена по спектрам из оз. Котокель: самые суровые условия около 20 т.л.н. отмечены пиком пыльцы и спор недревесных растений и самой низкой концентрацией пыльцы. Равнина южного побережья Байкала была областью накопления лессовидных суглинков. В них, помимо доминирования ксеротических трав, отмечено присутствие пыльцы березы, ивы и ольховника. В начале этапа преобладали березово-еловые редколесья. В середине - в условиях максимально холодного и аридного климата и широкого развития мерзлоты увеличилось участие лиственницы; леса как зональная формация, деградировали; господствовали лесотундры и кустарниковые тундры. В конце этапа вновь увеличилось значение кедра и сосны, что явилось откликом растительности на смягчение континентальности климата в начале дегляциации. Сартанский максимум в Придархадье отличался резкой аридизацией: темнохвойную елово-пихтово-кедровую тайгу вытесняла степь.

Сартанское позднеледниковье. По данным из оз. Котокель увеличение доли древесных в палиноспектрах началось 18.7-18.9 т.л.н. Раннее восстановление лесной растительности отражает опережающий отклик наземной растительности на улучшение климатических условий. Этап окончания ледникового времени (16т.л.н.) отличался сложной структурой. В Чарской впадине условия для развития растительности на зандрах возникли 13.7-14.1 т.л.н. Палиноспектры фиксируют присутствие лиственницы, сосны, высокоствольной и карликовой березы и душекии. В торфянике Дугульдзеры позднеледниковье представляют 4 палинозоны. Около 16 т.л.н. ландшафты представляли тундровую и лесотундровую растительность с преобладанием ели, присутствием лиственницы и березы. Заболоченные участки были заняты ерниками, ольховниками, ивняками. Климат оставался сухим и холодным вплоть до 14 т.л.н. Экспансия лиственничных редколесий и кустарниковых ассоциаций 13.5-14 т.л.н. отражает похолодание Ранний Дриас.

Потепление Аллерёд отмечено появлением пыльцы сибирского кедра и сосны обыкновенной 13 т.л.н. Похолодание Поздний Дриас проявилось в снижении доли ели, практически полном исчезновении из спектров пыльцы сосны и кедра и резкой аридизации, достигшей своего максимума 11.3-12.4 т.л.н. В керне оз. Котокель экспансия ели и увеличение биогенного кремнезема, отражающие потепления Бёлинг/Аллеред, приходится на 14.5 т.л.н. Позднедриасовое уменьшение количества биогенного кремнезема отмечено 12.3-13.3 т.л.н.

Голоценовые изменения растительности и климата зафиксированы большим числом записей из разных частей исследованной области. Эти данные позволяют установить структуру природных зон и различия в составе растительных сообществ, связанные с географической широтой и интразональными воздействиями крупных водоемов, например, для побережий оз. Байкал (табл. 1).

5.3. Закономерности пространственно-временного распределения растительных сообществ и основных лесообразующих таксонов Сумма данных по торфяникам берегов Байкала позволила представить пространственно-временную неоднородность растительных сообществ голоцена (Takahara et al., 2000; Krivonogov et al., 2004). Наибольшая дифференциация присуща позднеледниковому и раннеголоценовому времени. В целом проявляется зональная компонента, однако, влияли и орографические факторы. В стадии дегляциации на южном побережье на фоне тундро-степных ландшафтов были шире распространены сообщества с березой (высокоствольной и карликовой). На юго-восточном и восточном побережье, занятом низкогорьем и открытом в сторону засушливых областей Забайкалья, преобладали тундростепные ассоциации. На северо-востоке структура сообществ была существенно иной: доминировали ивово-березовоольховниковые ассоциации, что, видимо, отражает влияние Баргузинского хребта с его более развитой поясной структурой растительности и большей увлажненностью. В раннем голоцене с появлением лесной растительности ландшафтная неоднородность увеличилась. Выраженная зональная дифференциация при общем доминировании ели присуща бореальному периоду. С этого времени важным элементом растительности северо-восточного побережья стала лиственница. В атлантический период общеклиматической доминантой стали темнохвойные леса из ели и пихты. В южных районах видны признаки раннего становления современных черт растительности. Во вторую половину голоцена сформировалось устойчивое таежное сообщество с преобладанием кедра, сосны и березы и лишь на севере с лиственницей.

Замечена четкая стадийность в доминировании основных лесообразующих пород в течение позднеледниковья и голоцена (Krivonogov et al., 2004; Безрукова и др., 2005а, б), которая вскрывает основные этапы становления Прибайкальской тайги. В доголоценовое и пребореальное время основными лесными компонентами были береза, лиственница и ель. В бореальный период произошла экспансия Таблица 1. Изменения растительности и климата восточного и южного побережий оз. Байкал в голоцене (Безрукова и др., 2005).

–  –  –

Елово-лиственнично-березовые леса, полынноБореальный злаковые степи, разнотравно-папоротниковые 600-800° ассоциации Елово-лиственничные островные леса с береПребореальный 1.

0-1.5 зой, душекиево-ивовые тундры, разнотравно- 600-800° полынно-злаковые степи Елово-березово-лиственничные островные, доМолодой Дриас 1.5 линные леса, кустарниковые тундры, разно- 600-800° (12.5) травно-марево-полынные степи Березово-лиственнично-еловые островные леса, 12.2 (12.5)- Финал Аллерёда, начало 1.0-1.5 ерниковые, ольховниково-ивовые тундры, по- 600-800° 13 Молодого Дриаса лынно-злаковые степи * Возраст калиброван по (Reimer et al., 2004).

пихты, которая была характерным элементом лесов в течение всего атлантического периода. В суббореальный и субатлантический периоды распространилась сосна. Наряду с ней преобладающими компонентами тайги стали береза, кедр, а в северных областях – лиственница.

5.4. О причинах раннего наступления позднеплейстоценового оледенения в горных областях Сибири Представленные данные свидетельствуют о раннем (MIS 5d, 5b) наступлении позднеплейстоценового оледенения в горах Прибайкалья, как и в других горных системах Центральной Азии (Gillespie, Burke, 2000; Krivonogov et al., 2005; Stauch et al., 2007; Owen et al., 2008; Thackray et al., 2008; Koppes et al., 2008; Gillespie et al., 2008). Климатической причиной явились особенности атмосферной циркуляции и поставки влаги во внутренние районы Евразии. Географической причиной размер Евразийского континента с его отчетливой дифференциацией по степени континентальности климата. Отклик природы внутриконтинентальных областей на климатические изменения существенно отличался от такового в областях, приближенных к океану (Развитие…, 1993).

Специфика развития оледенения Прибайкалья объясняется резким снижением летних температур в начале последнего ледникового цикла (Short et al., 1991). Наблюдается несоответствие между кривой изменений летних температур и записью изменений глобальных запасов льда SPECMAP (Imbrie et al., 1984): глобальные запасы льда достигли максимума в MIS 2, наиболее благоприятные температурные условия для развития сибирского оледенения существовали в MIS 5d. В записях из байкальских осадков установлены проявления глубокого похолодания стадии MIS 5d (Karabanov et al., 1998; Prokopenko et al., 2001). Раннее наступление оледенения в регионе связывается с уникальными условиями, сложившимися на континенте к концу последнего межледниковья (MIS 5e): значительный перенос океанической влаги, характерный для межледникового климата, наложился на вызванное изменениями инсоляции резкое похолодание. В течение последующих стадий Сибирь испытывала прогрессирующую криоаридизацию, сопровождавшуюся сокращением количества поставлявшейся на континент влаги. Часть влаги консервировалась в виде мерзлоты, максимум развития которой пришелся на MIS 2 (Lisitsyna, Romanovsky, 1998). Несмотря на увеличение запасов холода, оледенение гор Центральной Азии в течение позднего плейстоцена сокращалось. Этим внутренние области отличаются от приокеанических, развивавшихся по модели SPECMAP. Эти различия отмечены в развитии Евразийского ледникового щита.

В сибирской части он был максимальным в начале последнего ледникового цикла и затем сокращался. В скандинавской части наблюдается его постепенное увеличение и максимум в MIS 2 (Svendsen et al., 2004).

Глава 6. Палеогеографические закономерности осадконакопления

6.1. Общая палеогеография В размещении осадочных формаций видны закономерности, обусловленные схожестью морфологии впадин и их горного обрамления, общностью развития и процессов седиментации. Также отражена природно-климатическая зональность.

Хуже закономерности проявились во впадинах, длительное время занятых подпрудными озерами. В Чарской и Муйской впадинах озера возникали периодически. Дархадское палеоозеро существовало большую часть позднего плейстоцена и голоцена. По мере сокращения озер восстанавливалось наземное осадконакопление. В Байкальской и Хубсугульской озерных котловинах наземное осадконакопление происходило в узкой береговой полосе и на краевых ступенях. Осушенная область расширялась в ледниковья, голоценовый подъем уровня резко уменьшил наземную область. Таким образом, пяти из восьми изученных впадин были присущи озерные обстановки.

6.2. Палеогеография ледниковых отложений Масштабы оледенения зависят от высоты гор. В современном климате высота хребтов БРЗ недостаточна для оледенения. Высота границы хионосферы в среднем по региону составляет 3000-3200 м (Gillespie et al, 2008; Еникеев, 2009). В позднем плейстоцене локальными центрами оледенения были хребты Кодар, Удокан, Баргузинский, Байкальский, Хамар-Дабан и горной системы Саян. Области питания ледников сартанского времени в северо-восточной части региона располагались выше 1600-1700 м над у.м., а муруктинского – 1400-1500 м (Еникеев, 2006). В юго-западной части – 2100-2400 м (Gillespie et al., 2008).

Распределение ледников подчинялось орографии хребтов, отличающихся выраженной асимметрией. Области питания на пологих крыльях значительно превышали таковые на крутых. На Кодаре и Верхне-Ангарском хребтах основные ледниковые потоки направлялись на север, а на юг, в сторону рифтовых впадин, спускались короткие потоки. Хребты Удокан и Северо-Муйский, ограничивающие впадины с юга, из-за аналогичной асимметрии также направляли основную массу льда на север, но в сторону впадин. Хребты Северного Байкала, ориентированные меридионально, распределяли массы льда согласно их асимметрии, то есть, на запад. Основные ледники Байкальского хребта были направлены в сторону Предбайкальского прогиба, а на восток, к Байкалу, выдвигались небольшие ледники. Аналогичная ситуация на Баргузинском хребте, ледники которого направлялись в основном к Байкалу. Такие же закономерности прослеживаются и далее на юго-запад. Орографический фактор явился определяющим в распределении ледниковых отложений во впадинах БРЗ. Не исключается и влияние орографии на аккумуляцию атмосферных осадков (Ламакин, 1952).

Закономерность распределения ледниковой формации в связи с широтными различиями прослеживается в меньшей степени. Следы оледенения в Чарской и тункинских впадинах выглядят по-разному, но в целом интенсивность оледенения Кодара и Восточного Саяна не показывает значительных различий. По-видимому, ледниковый климат влиял на горные системы более или менее равномерно, и выраженной зональности в нем не наблюдалось.

6.3. Палеогеография субаэральных отложений Климат и ландшафты позднего плейстоцена были благоприятны для эолового осадконакопления, проявившегося во всех суходольных впадинах. Образование песчаных массивов и покровов происходило длительное время в основном в этапы оледенения в криоксеротическом климате. Источником песка явились приледниковые и предгорные пролювиальные равнины, на которые поставлялся материал, подготовленный нивальным выветриванием и ледниковым выпахиванием. Несмотря на генетическую общность, песчаные массивы и покровы подчиняются разным географическим закономерностям. Эоловые пески отлагались в определенных местах впадин, следуя интерференционной картине преобладающих ветров: западного переноса и нисходящих потоков холодного воздуха, направлявшихся от центров оледенения по крупным троговым долинам. Также на распределение песков влияла флювиальная деятельность: в областях стока эоловые пески не накапливались. Позднесартанские и голоценовые пески являются продуктами перевевания ранее накопленных толщ. Они встречаются во всех впадинах и их площади также велики. В размещении покровных песков видна зональная компонента. Покровные толщи характерны только для впадин Тункинской долины и побережий Хубсугула на участках лишенных поверхностного стока, что и проявилось в южных более засушливых впадинах.

6.4. Палеогеография флювиальных отложений Основной элемент флювиальной формации – пролювий, слагающий конуса выноса и наклонные равнины предгорных шлейфов, повсеместно связан с горным обрамлением впадин. Накопление пролювия зависит от количества воды, собиравшейся в горах водосбора и поступавшей во впадины. Это климатически обусловлено гумидностью/аридностью территории. Различия в количестве пролювия хорошо видны в крайних частях БРЗ. География приледниковых пролювиальных накоплений находится в прямой связи с оледенением. Наблюдается сокращение полей приледникового пролювия во впадинах с севера на юг. В тех долинах, где ледники существовали, но не достигали впадин, пролювиальные выносы ничем не отличаются от обычных конусов. От ледников зависело и формирование зандров. Они распространены только в северных впадинах: Чарской, МуйскоКуандинской, Верхнеангарской. Флювиальные террасы (пролювиальные и аллювиальные) образовывались в краевых частях впадин и междувпадинных перемычках, испытывавших поднятие. Таким образом, распространение террас имеет тектонический контроль. Стабильный речной сток установился в голоцене. Суходольные впадины имеют расширения пойм, отмечающие зоны максимальных скоростей опускания их днищ.

6.5. Палеогеография биогенных отложений Формирование торфяников и озерных сапропелей – особенность теплых эпох.

В настоящее время известны единичные находки погребенных торфяников каргинского времени. Голоценовые болота распространены не повсеместно. В некоторых впадинах это связано с развитием многолетней мерзлоты, а в других с засушливостью. Мощные и длительно формировавшиеся торфяники присущи только тем впадинам и их частям, где в течение голоцена не было мерзлоты.

6.6. Палеогеография мерзлоты Современная зона многолетнемерзлых пород расположена восточнее Байкала.

Западнее встречаются острова реликтовой мерзлоты, но в основном это область сезонного промерзания. Мерзлота развита по берегам оз. Хубсугул и в Дархадской впадине, что связано с их высоким положением. На Хубсугуле мерзлота деградирует из-за отепления озером после его подъема в голоцене (The Geology…, 2006). В Дархаде мерзлота молодая. Дно впадины промерзало по мере сокращения озера. Во время оледенения вся исследованная область была многолетнемерзлой зоной, за исключением впадин, занятых озерами. Суровые условия сартанского времени отмечены системами полигонально-жильных грунтов и бугровмогильников (Lisitsyna, Romanovskii, 1998), наиболее ярко выраженных в Дархадской впадине и на севере Хубсугульской котловины (Геокриологические..., 1974).

Таким образом, в БРЗ наиболее яркие проявления древней и современной мерзлоты видны в крайней северо-восточной Чарской и крайней юго-западной Дархадской впадинах.

ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ

1. Позднеплейстоцен-голоценовая история БРЗ и ее впадин является особым этапом тектонического и климатического развития. В отличие от низкогорного ранне-среднеплейстоценового этапа в позднем плейстоцене появились высокогорья, расширившие холодный климатический пояс. Благодаря этому климатический фактор развития региона проявился с особенной силой. Во время последнего глобального похолодания, произошедшего также в позднем плейстоцене, горное обрамление впадин стало областью интенсивного оледенения, в значительной мере определившего характер осадконакопления.

2. Тектоническое развитие отражено в осадках и формах рельефа впадин. Амплитуда перемещений по разломам в это время составляла сотни метров. Погружение днищ впадин оцененное по мощности позднеплейстоценового осадочного заполнения составила 300 м в Верхнеангарской, 200 м в Муйско-Куандинской и в Ангаро-Кичерской части Северо-Байкальской впадины, 180 м в Чарской впадине.

Скорости погружения, вычисленные по результатам датирования отложений впадин в их депоцентрах, составляли 1.4-5.4 мм/год, закономерно увеличиваясь от периферии БРЗ к центру. Голоценовое погружение днищ впадин фиксируется некомпенсированными осадками расширениями пойм магистральных рек.

3. Общий ход развития природы и климата Прибайкалья в позднем плейстоцене и голоцене в целом соответствовал глобальным тенденциям с поправками на его внутриконтинентальное положение, усилившее похолодание ледникового времени. В течение оледенения в рифтовых впадинах были развиты криоксеротические ландшафты с преобладанием тундровой, лесотундровой и тундровостепной растительности. Появление лесной растительности отражает потепления и кратковременные увеличения увлажненности. Влажными этапами были раннекаргинское время (47.5-42.4 т.л.н.), позднесартанское время (около 14.5 т.л.н.) и первая половина голоцена. Для голоцена установлена закономерная смена доминант в таежной растительности региона.

4. Геологические и палеоклиматические данные свидетельствуют о раннем наступлении позднеплейстоценового оледенения в горах Центральной Азии, что в наиболее яркой форме проявилось в БРЗ. Максимальное распространение ледников было в стадии MIS 5d/5b. Это объясняется совпадением двух факторов: поступления большого количества влаги с океана и быстрого охлаждения внутриконтинентальных районов в начале последнего ледникового цикла.

5. Результатом ледникового климата явилось широкое распространение субаэральной формации, представленной эоловыми песчаными массивами, дюнными полями и полигенетическими субаэральными покровами. В диссертации доказан эоловый генезис значительной части песчаных массивов впадин, образование которых ранее считалось флювиогляциальным, озерно-аллювиальным и озерным.

6. Закономерности осадконакопления отражают структурную общность изученных впадин и их географическую дискретность. Они обусловлены совокупностью тектонических и климатических факторов. Распределение ледниковых отложений более всего зависело от орографии. Субаэральная формация явилась результатом ледникового климата и в ее распределении видна зональность. Флювиальные отложения отражают ледниково-межледниковые циклы и также имеют орографический и тектонический контроль. Органическое осадконакопление климатогенное и контролируется мерзлотой.

7. Уровень озер Байкал и Хубсугул в позднем плейстоцене и голоцене значительно не повышался. Он регулируется истоками рек Ангара и Эгийн Гол, которые были тектонически неизменны в течение большей части рассматриваемого времени. Повышения уровня, связанные с осадочными преградами: на Байкале 2м, на Хубсугуле – 6 м. Во время оледенений эти озера были бессточными.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Кривоногов С.К. Природный памятник Пески // Удокан. Подготовка территории к освоению / - Чита: ЧИПР, 1992. С. 197-210.

2. Кривоногов С.К., Безрукова Е.В. К истории осадконакопления, развития растительности и климата Верхнечарской котловины в конце позднего плейстоцена и голоцена // Геология и геофизика. – 1993. - Т. 34, № 10-11. - С. 226-237.

3. Кульчицкий А.А., Кривоногов С.К., Мишарина В.А., Черняева Г.П. Опорный разрез верхнекайнозойских отложений Северного Байкала // Геология и геофизика. С. 3-11.

4. Волков И.А., Кривоногов С.К. Научные и методические принципы изучения и картографирования геолого-геоморфологической основы ландшафта // Геология и геофизика. – 1994. - № 4. - С. 44-50.

5. Kuzmin Y.V., Krivonogov S.K. The Diring Paleolithic Site, Eastern Siberia: Review of Geoarchaeological Studies // Geoarchaelogy. - 1994. - V. 9, No. 4. - P. 287-300.

6. Безрукова Е.В., Кривоногов С.К., Такахара Х. и др. Изменения природной среды, растительности и климата Прибайкалья в позднем плейстоцене и голо иене // Проблемы реконструкции палеоклимата и природной среды голоцена и плейстоцена Сибири / – Новосибирск: Изд-во Института археологии и этнографии СО РАН, 1998. - С.

46-51.

7. Kuzmin Y.V., Krivonogov S.K. More about Diring Yurakh: Unsolved geoarcheological problems at a "Lower paleolithic site" in Central Siberia // Geoarchaeology. - 1999.

- No. 4. - P. 351-359.

8. Krivonogov S.K., Zabadaev I.S., Dobretsov N.N., Kirichenko N.V. The prospects of GIS use in investigations of the Baikal area // Berlner geowissenschaftliche Abhandlungen. E. 30. - S. 325-328.

9. Безрукова Е.В., Кривоногов С.К., Такахара Х. и др. Летопись позднечетвертичной и голоценовой истории юго-восточного побережья оз. Байкал по материалам скважины "Дулиха" // Проблемы реконструкций климата и природной среды голоцена и плейстоцена Сибири, вып. 2 / - Новосибирск: Изд-во Института археологии и этнографии СО РАН, 2000. - C. 36-47.

10. Takahara H., Krivonogov S.K., Bezrukova E.V., et al. Vegetation history of the southeastern and eastern coasts of Lake Baikal from bog sediments since the last interstade // Minoura K. (Ed.). Lake Baikal: a Mirror in time and Space for Understanding global Change Processes. Amsterdam: Elsevier, 2000. P. 108-118.

11. Кривоногов С.К. Пневые горизонты в позднеплейстоценовых отложениях Сибири // Новости палеонтологии и стратиграфии. – 2001. - № 4. - С. 143-152.

12. Безрукова Е.В., Кривоногов С.К., Такахара Х. и др. Реконструкция ландшафтно-климатических условий восточного побережья озера Байкал в голоцене по результатам комплексного исследования скважины “Арангатуй” // Основные закономерности глобальных и региональных изменений климата и природной среды в позднем кайнозое Сибири / - Новосибирск: Изд-во Института археологии и этнографии СО РАН,

2002. Вып. 1. - C. 36-47.

13. Hase Y., Krivonogov S.K., Iwauchi A. Geomorphological development of the Tunka Depression in the Baikal Rift Zone in Siberia, Russia // Kashiwaya K. (Ed.) Long Continental Records from Lake Baikal. - Tokyo: Springer-Verlag, 2003. - P. 61-72.

14. Kataoka H., Takahara H., Krivonogov S.K., et al. Pollen Record from the Chivyrkui Bay in the Eastern Shore of Lake Baikal since the Late Glacial // Kashiwaya K. (Ed.) Long Continental Records from Lake Baikal. - Tokyo: Springer-Verlag, 2003. - P. 207-218.

15. Krivonogov S.K., Bezrukova E.V., Takahara H., Riedel F. The Hovsgol Lake in the Late Pleistocene and Holocene: on-land geologic evidences for the change of its level // Kashiwaya K. (Ed.) Long Continental Records from Lake Baikal. - Tokyo: Springer-Verlag, 2003. - P. 187-206.

16. Krivonogov S.K. Levels of the Baikal and Hovsgol lakes in Holocene and PreHolocene time // Proc. Int. Symp. 21st-Century COE Program. 17-18 March, 2003. Kanazawa, 2003. - P. 123-127.

17. Krivonogov S.K., Takahara H. Late Pleistocene and Holocene environmental changes recorded in the terrestrial sediments and landforms of Eastern Siberia and Northern Mongolia // Proc. Int. Symp. 21st-Century COE Program. 17-18 March, 2003. Kanazawa, 2003. - P. 30-36.

18. Krivonogov S., Mistryukov A., Sheinkman V. et al. The Darhad Paleolake: a Polygon for Studies of Long-term and Short-term Environmental Changes in Northern Mongolia // International Workshop “Terrestrial Sediment Information and Long-term Environmental Changes in East Eurasia”, November 24-28, 2003, Kanazawa, Japan. Kanazawa: Kanazawa University. - 2003. - P. 43-46.

19. Кривоногов С.К., Изменения уровня озер Хубсугул и Байкал за последний ледниково-межледниковый цикл // Материалы XXVIII пленума Геоморфологической комиссии / - Новосибирск: Гео, 2004. - C. 147-150.

20. Krivonogov S.K., Takahara H., Kuzmin Y.V. et al. Radiocarbon chronology of the Late Pleistocene – Holocene paleogeographic events in Lake Baikal region (Siberia) // Radiocarbon. – 2004. – V. 46, No. 2. – P. 745-754.

21. Безpукова Е.В., Кpивоногов C.К., Абзаева А.А. и др. Ландшафты и климат Прибайкалья в позднеледниковье и голоцене по результатам комплексных исследований торфяников // Геология и геофизика. - 2005. - Т. 45, № 1. - С. 21-33.

22. Безpукова Е.В., Кpивоногов C.К., Веpшинин К.Е. и др. Изменения природной среды и климата в котловине озера Байкал в позднеледниковье и голоцене // Доклады международного APN-START симпозиума по изучению глобальных изменений в Северо-Восточной Азии. - Владивосток: Дальнаука, 2005. - С. 5-24.

23. Шейнкман В.С., Кривоногов С.К. Особенности позднеплейстоценового криогенеза в Монголии и на Алтае // Материалы третьей конференции геокриологов России. - М.: Изд. МГУ, 2005. - Т. 1. - С. 206-213.

24. Krivonogov S.K., Sheinkman V.S., Mistruykov A.A. Stages in the development of the Darhad dammed lake (Northern Mongolia) during the Late Pleistocene and Holocene // Quaternary International. – 2005. - V. 136. – P. 83-94.

25 Krivonogov S.K. Late Cenozoic history of the Hovsgol area // C.E. Goulden, T. Sitnikova, J. Gelhaus, B. Boldgiv (Eds.). The geology, biodiversity and ecology of Lake Hovsgol (Mongolia). - Leiden: Backhuys Publishers, 2006. – P. 21-40.

26. Безрукова Е.В., Кривоногов С.К., Такахара Х. и др. Озеро Котокель – опорный разрез позднеледниковья и голоцена юга Восточной Сибири // Докл. РАН. – 2008. - Т.

420, № 2. – С. 248-253.

27 Shichi K., Takahara H., Krivonogov S.K., et al. Late Pleistocene and Holocene vegetation and climate records from Lake Kotokel, central Baikal region // Quaternary International. – 2009. – V. 205, No. 1-2. – P. 98-110.

28. Ishiwatari R., Fujino N., … Krivonogov S.K. A 35 kyr record of organic matter composition and d13C of n-alkanes in bog sediments close to Lake Baikal: Implications for paleoenvironmental studies // Organic Geochemistry. - 2009. - No. 40. - P. 51-60.

29. Tarasov P.E., Bezrukova E.V., Krivonogov S.K. Late Glacial and Holocene changes in vegetation cover and climate in southern Siberia derived from a 15 kyr long pollen record from Lake Kotokel // Climate of the Past. – 2009. - No. 5. - P. 285-295.

30. Binney H.A., Willis K.J., … Krivonogov S.K. et al. The distribution of lateQuaternary woody taxa in northern Eurasia: evidence from a new macrofossil database // Quaternary Science Reviews. – 2009. - V. 28, No. 23-24. - P. 2445–2464.



Похожие работы:

«Мазур Ольга Анатольевна КУРДСКИЙ ВОПРОС В ПОЛИТИЧЕСКОМ КОНФЛИКТЕ В СИРИИ (ПОСЛЕ 2011 ГОДА) Специальность 23.00.04 – "Политические проблемы международных отношений, глобального и регионального развития" Автореферат диссертации на сои...»

«Каширина Мария Валерьевна Фальсеоинтеракции в системе высшего профессионального образования: социологический анализ Специальность 22.00.04 – Социальная структура, социальные институты и процессы АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата социологических наук Екатеринбург – 20...»

«Кириллов Алексей Владимирович Позиционирование брэнда в социальном пространстве потребительского поведения в российском обществе 22.00.04 – социальная структура, социальные институты и процессы Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата социологическ...»

«Потемкин Григорий Николаевич ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И ОПТИМИЗАЦИЯ ОСВОЕНИЯ НЕФТЕГАЗОВОГО ПОТЕНЦИАЛА ДЕВОНСКИХ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЮЖНОЙ ЧАСТИ ВОЛГО-УРАЛЬСКОЙ НЕФТЕГАЗОНОСНОЙ ПРОВИНЦИИ Специально...»

«ПОДОПРИГОРА АЛЕКСАНДР ВАСИЛЬЕВИЧ ТРАНСФОРМАЦИЯ ТЕРРИТОРИАЛЬНО-ГОСУДАРСТВЕННОГО УСТРОЙСТВА РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ В УСЛОВИЯХ ГЛОБАЛИЗАЦИИ Специальность: 23.00.02 – Политические институты, этнополитическая конфликтология, национальн...»

«И^ ИРЕНОВ ГАБИТ НАЖ МЕДИНОВИЧ ИДЕОЛОГИЧЕСКИЙ ПОТЕНЦИАЛ ПОЛИТИЧЕСКОЙ КОНСОЛИДАЦИИ И М ЕХАНИЗМ ЕГО РЕАЛИЗАЦИИ В РЕСПУБЛИКЕ КАЗАХСТАН Специальность 23.00.02 Политические институты, этнополитическая конфликтология, национальные и политические процессы и технологии Авторефера...»

«Галкин Андрей Сергеевич Поэтика балетного спектакля конца XIX в. (Первая петербургская постановка "Лебединого озера"). Специальность – 17.00.01 – Театральное искусство. АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата искусствоведения Москва Р...»

«ТЕБИН Прохор Юрьевич РОЛЬ И МЕСТО ВОЕННО-МОРСКОЙ СТРАТЕГИИ В ПОЛИТИКЕ НАЦИОНАЛЬНОЙ БЕЗОПАСНОСТИ США Специальность 23.00.04 – Политические проблемы международных отношений, глобального и регионального развития Автореферат диссертации на соискание учной степени кандидата политических наук Москва 2012 Работа выполнена в Отделе стратегических исследований...»

«Белякова Нина Сергеевна РОЛЬ И МЕСТО ЧЕРНОМОРСКОГО РЕГИОНА ВО ВНЕШНЕЙ ПОЛИТИКЕ ТУРЕЦКОЙ РЕСПУБЛИКИ НА СОВРЕМЕННОМ ЭТАПЕ Специальность 23.00.04 – "Политические проблемы международных отношений глобального и регионального развития" АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата политически...»

«ИСМАГИЛОВ РУСТЕМ АЙРАТОВИЧ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ НЕФТЕГАЗОНОСНОСТИ ЗИЛАИРСКОГО СИНКЛИНОРИЯ ЮЖНОГО УРАЛА Специальность 25.00.12 – Геология, поиски и разведка горючих ископаемых АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата...»

«Павлова Анна Анатольевна ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ РЕДКОМЕТАЛЬНО-УРАН-ТОРИЕВОГО ОРУДЕНЕНИЯ МАССИВА МАНЬ-ХАМБО (ПРИПОЛЯРНЫЙ УРАЛ) Специальность 25.00.11 – Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минерал...»

«ОЛЕЙНИК ВЛАДИМИР ИГОРЕВИЧ ПОЛИТИЧЕСКИЙ ИСЛАМ В СВЕТСКОМ ГОСУДАРСТВЕ: ПРОБЛЕМЫ РАДИКАЛИЗАЦИИ (НА МАТЕРИАЛАХ ЗАПАДНОЙ ЕВРОПЫ) Специальность 23.00.02 – Политические институты, процессы и технологии Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата политических наук Москва 2017 Диссертация...»

«Александрова Галина Николаевна ДИНОЦИСТЫ ПАЛЕОЦЕНА СРЕДНЕГО И НИЖНЕГО ПОВОЛЖЬЯ: СТРАТИГРАФИЯ И ПАЛЕООБСТАНОВКИ Специальность 25.00.02 – палеонтология и стратиграфия АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук Москва Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Геологическо...»

«Девятиярова Анастасия Игоревна РЕАЛИЗАЦИЯ РЕГИОНАЛЬНЫМИ ПАРЛАМЕНТАМИ РФ ФУНКЦИИ СОЦИАЛЬНО-ПОЛИТИЧЕСКОГО ПРЕДСТАВИТЕЛЬСТВА (НА ПРИМЕРЕ РЕГИОНОВ ЗАПАДНОЙ СИБИРИ) Специальность 23.00.02 – Политические институты, процессы и технологии АВТОРЕФЕРАТ диссертаци...»

«ХАНИН Дмитрий Александрович ХРОМАТНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ В ЗОНЕ ГИПЕРГЕНЕЗА МЕСТОРОЖДЕНИЙ УРАЛА 25.00.05 – минералогия, кристаллография АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук Москва 2017 Работа выполнена в Федер...»

«Сидоров Денис Владимирович ПОЛИТИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ СТРУКТУРИРОВАНИЯ МУСУЛЬМАНСКОГО СООБЩЕСТВА РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ Специальность 23.00.02 – Политические институты, процессы и технологии АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата политических наук Москва – 2015 Работа выполнена в Государствен...»

«Акинин Вячеслав Васильевич ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКИЙ И КАЙНОЗОЙСКИЙ МАГМАТИЗМ И ПРЕОБРАЗОВАНИЕ НИЖНЕЙ КОРЫ В СЕВЕРНОМ ОБРАМЛЕНИИ ПАЦИФИКИ Специальность: 25.00.04 – Петрология, вулканология АВТОРЕФЕРАТ диссерт...»

«Карачков Сергей Михайлович КОРПОРАТИВНАЯ МОДЕЛЬ СОЦИАЛЬНОГО УПРАВЛЕНИЯ ЗАКРЫТЫМ "АТОМНЫМ" ГОРОДОМ Специальность: 22.00.08 – Социология управления (социологические науки) АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание учной степени кандидата социологических наук Москва 2014 Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном образовательно...»

«ВИКУЛИНА МАРИНА АЛЕКСАНДРОВНА ОЦЕНКА ЛАВИННОЙ АКТИВНОСТИ, ОПАСНОСТИ И РИСКА (НА ПРИМЕРЕ ХИБИН) 25.00.31 – гляциология и криология Земли Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук МОСКВА – 2009 Работа выполнена в Научно-исследовательской лаборатории снежных лавин и селей географического факультета Московского государственного универс...»

«Дик Владислав Петрович ОТВЕТСТВЕННОСТЬ В СИСТЕМЕ ОБЩЕСТВЕННЫХ ОТНОШЕНИЙ: ВЗАИМОСВЯЗЬ ОБЩИХ И ОСОБЕННЫХ СВОЙСТВ Специальность 09.00.11 – социальная философия АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата философских наук Улан – Удэ – 2015 Работа выполнена на кафедре философии и методологии науки ФГБОУ ВПО "Иркутс...»

«СПИВАК Анна Валерьевна Генезис сверхглубинного алмаза и первичных включений в веществе нижней мантии Земли (экспериментальные исследования) 25.00.05 – минералогия, кристаллография АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических...»

«ТИШКИНА ВИТАЛИЯ БОРИСОВНА ГЕНЕЗИС БЛАГОРОДНОГО ОПАЛА В ВУЛКАНИТАХ СЕВЕРЯНСКОЙ СВИТЫ (ПРИМОРСКИЙ КРАЙ) Специальность 25.00.04 – петрология, вулканология АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук Владивосток Работа выполнена в Дальневосточном геологическом институте Дальневосточного отделения РАН Научный р...»

«ХИНТБА Ираклий Ревазович КОНСОЛИДАЦИЯ ДЕМОКРАТИИ: СУЩНОСТЬ, ФАКТОРЫ, МОДЕЛИ Специальность 23.00.02 Политические институты, этнополитическая конфликтология, национальные и политические процессы и технологии АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата политических наук Москв...»

«Алебастрова Алла Анатольевна Восприятие "Другого" в рискогенном социальном пространстве 00.09.11 Социальная философия по философским наукам Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата философских наук Саратов–2013 Работа выполнена в ФГБОУ ВПО "Саратовский государственный университет имени Н.Г. Черныше...»








 
2017 www.lib.knigi-x.ru - «Бесплатная электронная библиотека - электронные материалы»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.