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

Pages:   || 2 | 3 |

«МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им. М.В. ЛОМОНОСОВА ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ ФУЗЕИНА ЮЛИЯ НИКОЛАЕВНА ГОЛОЦЕНОВОЕ ЭКЗОГЕННОЕ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ В МАЛЫХ ...»

-- [ Страница 1 ] --

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

им. М.В. ЛОМОНОСОВА

ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ

ФУЗЕИНА ЮЛИЯ НИКОЛАЕВНА

ГОЛОЦЕНОВОЕ ЭКЗОГЕННОЕ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ

В МАЛЫХ ВНУТРИГОРНЫХ КОТЛОВИНАХ

САЯНО-ТУВИНСКОГО НАГОРЬЯ

(НА ПРИМЕРЕ ТЕРЕХОЛЬСКОЙ ВПАДИНЫ)

Диссертация на соискание ученой степени кандидата географических наук по специальности 25.00.25 Геоморфология и эволюционная география

Научный руководитель:

кандидат географических наук доцент А.В. Панин МОСКВА 2015 Оглавление Введение

Глава 1. Экзогенное рельефообразование в Южной Сибири в конце четвертичного периода: состояние изученности

1.1 Экзогенный морфолитогенез в ледниково-межледниковых циклах

1.2 Современное экзогенное рельефообразование в исследуемом регионе.................21

1.3 Ландшафтно-климатические изменения и экзогенное рельефообразование в конце плейстоцена – голоцене

1.4 Геоморфологическая характеристика впадин Байкальского типа

Глава 2. Терехольская впадина: геолого-геоморфологическая и физико-географическая характеристика

2.1 Тектоническое строение

2.2 Стратиграфия

2.3 Ландшафтно-климатические условия

2.4 Морфология днища впадины

2.5. Антропогенный фактор рельефообразования

Глава 3. Методы исследования

3.1 Обоснование выбора методов исследования и методологические основы исследования

3.2 Дистанционные методы

3.3 Полевые методы

3.4 Литологические методы

3.5 Валовый химический анализ

3.6 Палеобиологические методы

3.7 Геохронологические методы

Глава 4. Экзогенный рельеф и рыхлые отложения в днище Терехольской котловины в голоцене

4.1 Флювиальный морфолитогенез

4.2 Озерно-криогенный морфолитогенез

4.2.1. Донные отложения и рельеф

4.2.2. Озерные острова – формы пучения

4.2.3. Береговые процессы и формы рельефа

4.2.4. Термокарстовые формы

4.3 Влияние эндогенных процессов на ход экзогенного рельефообразования..........145 Глава 5. История развития Терехольской котловины в позднеледниковье и голоцене.....148

5.1 Позднеледниковье

5.2 Голоцен

5.3. Взаимодействие различных процессов рельефообразования и осадконакопления. 154

5.4. Прогноз развития рельефа и перспективы его использования

Заключение

Список литературы

ПРИЛОЖЕНИЯ

Приложение 1. Реестр радиоуглеродных датировок

Приложение 2. Полевое описание керна скважины РВ-21 (глубина озера 102 см, за «ноль»

при описании керна принято дно озера)

Приложение 3. Описание разреза скважины М-6 (рисунок 4.2-14)

Введение Актуальность темы. Изучение истории экзогенного морфолитогенеза – основа для понимания происхождения и динамики современного рельефа и прогноза его развития. В горных регионах это имеет особое значение для внутригорных котловин, где сосредоточено проживание людей и их основная хозяйственная активность. В регионе Южной Сибири изучение современной и плейстоценовой экзоморфодинамики фокусировалось преимущественно на крупных котловинах и производилось в историческом масштабе времени либо в масштабе ледниково-межледниковых циклов.

Внутриголоценовая динамика релеьфообразующих процессов и осадконакопления, их связь с климатическими изменениями тысячелетнего ранга остается малоизученной. Особую актуальность изучение экзолитоморфогенеза в этом регионе приобретает благодаря уникальности экстраконтинентальных ландшафтов внутренней Азии, состоящей в сочетании засушливости климата и присутствия вечномерзлых толщ, т.е. в сосуществовании аридно-семиаридных и криогенных процессов. В горных обстановках добавляется еще и активная деятельность флювиальных процессов. Такое сочетание процессов морфогенеза – редкое, если не уникальное явление, и формируемые здесь морфологические комплексы и рыхлые отложения изучены слабо.

Цель настоящего исследования – реконструировать историю экзогенного рельефообразования и осадконакопления дна Терехольской впадины в связи с климатическими изменениями разного ранга в конце позднего плейстоцена – голоцене как основу для понимания строения современного рельефа в специфических экстраконтинентальных обстановках.

Для достижения поставленной цели потребовалось решить следующие задачи:

1. Провести морфогенетический анализ территории, выявить доминирующие генетические комплексы рельефа;

2. Выявить палеоклиматическую динамику региона;

3. Увязать морфолитодинамику с климатическими изменениями, определить доминирующие процессы в разных климатических обстановках;

4. Выявить взаимодействие между разными видами экзогенных процессов, его роль в становлении современного рельефа.

Объекты и состав исследований. В соответствии с поставленными задачами были выбраны объекты исследования – Терехольская впадина и озеро Тере-Холь (нагорье Сагилен, юго-восток Саяно-Тувинского нагорья).

Терехольская впадина (50°40 с.ш., 97°30 в.д.) – небольшой сдвиговый рифт на юго-западном замыкании Байкальской рифтовой зоны. Дно впадины представляет собой пологонаклонную аллювиально-пролювиальную равнину, составленную обширными позднеплейстоценовыми конусами – внутренними дельтами местных и транзитных рек.

На периферии этих конусов в относительно пониженном юго-западном углу впадины находится озеро Тере-Холь. Озеро Тере-Холь имеет площадь 33 км2, cреднюю глубину 0,5 м, максимальную – 1,9 м. Озеро проточное с преобладающим подземным питанием. Водосбор озера площадью 290 км2 расположен на бортах впадины и прилегающих среднегорьях плато Сангилен, сложенных мраморами и мраморизованными известняками верхнего рифея, прорванными раннепалеозойскими интрузиями гранитоидов. Отрицательная среднегодовая температура (-6°С), суровость и малоснежность зим располагают к существованию на дне впадины многолетнемерзлых пород (ММП).

Данный регион характеризуется практически полным отсутствием сведений об истории озер и озерного осадконакопления.

На выбранных участках было проведено полевое изучение геологогеоморфологического строения днища впадины. Наиболее детально были исследованы озерные отложения, поверхности озерных террас, а также выборочно изучались поверхности конусов выноса, террас и днищ речных долин. Геологическое строение изучалось посредством ручного бурения и шурфования. При геоморфологическом анализе использовались крупномасштабные топографические карты (масштаб 1:25000 – 1:50000), а также цифровые модели рельефа, созданные на их основе. Применялись космические снимки высокого разрешения. Абсолютные датировки возраста аллювия проводились радиоуглеродным методом в специализированных лабораториях Института географии РАН, лаборатории отдела эволюционной географии и геохронологии СПбГУ, а также лаборатории геологического факультета университета г. Лунда (Швеция). Для датирования единичных проб использовался метод оптически стимулированной люминесценции (ОСЛ). Анализ проводился в лаборатории люминесцентного датирования университета г. Ливерпуль (Великобритания). Для стратификации озерных отложений использовались данные литологического анализа (определение содержания основных осадкообразующих компонентов и гранулометрический анализ), валового химического анализа (выполнялся в лаборатории Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН) и комплексного количественного группового биологического анализа (выполнялся О.Н.

Успенской, институт Овощеводства РАСХН).

Полевые исследования проводились в 2007-2009 гг. в экспедициях географического факультета МГУ в рамках комплексного географического исследования района археологического памятника «Крепость Пор-Бажин» (при финансовой поддержке Культурного фонда «Крепость Пор-Бажын»), а также по проектам РФФИ 09-05-00351-а «Озернофлювиальный морфолитогенез малых впадин байкальского типа в позднем плейстоцене голоцене: геоморфологические, палеогеографические и этнокультурные аспекты (на примере Терехольской впадины, юго-восточная Тува)»" и 09-04-01742 "Специфика и эволюция почвенно-геохимических процессов в экстраконтинентальных криосубаридноаридных степных ландшафтах (на примере Терехольской котловины, юго-восточная Тува)".

Защищаемые положения:

1. В экзогенном рельефообразовании во внутригорных котловинах на юге Восточной Сибири главную роль играли климатические изменения. Смена климатических режимов от крио- к термохронам приводило к смене доминирующих процессов (с флювиальных и криогенных на озерно-термокарстовые). В конце позднего плейстоцена главную роль в рельефообразовании играла флювиальная аккумуляция, что определяет преобладание на дне впадины поверхностей аллювиально-пролювиальной аккумуляции. В колебаниях климата внутри современного термохрона главную роль играло чередование более засушливых и более влажных условий: в засушливое – происходила активизация криогенеза, во влажные – активизация термокарстовых процессов. В результате в течение голоцена происходило постепенное замещение аллювиальных комплексов рельефа озерно-криогенными.

2. Выявлено чередование более засушливых и более влажных условий в течение голоцена, индикатором которых служит изменение водного режима озера Тере-Холь: 12 000-11 000 кал. л.н. – маловодные; 11 000-10 500 кал. л.н. – многоводные;

10 500-8000 кал. л.н. – маловодные; 8000-6200 кал. л.н. – многоводные; 6200-3800 кал.

л.н. – маловодные; 3800-2300 кал. л.н. – многоводные; 2300 кал. л.н. – нач. ХХ в. – маловодные; XX в. – многоводные.

3. В условиях малых впадин байкальского типа пространственная локализация активных проявлений озерно-термокарстовых процессов определяется морфологией рельефа, созданной в результате активного развития флювиальных процессов в конце позднего плейстоцена. В масштабах голоцена возможно влияние активных тектонических движений на озерно-термокарстовые процессы, состоящее в миграции крупных термокарстовых водоемов под воздействием тектонических перекосов.

4. В эволюции обширных мелководных водоемов в криосубаридных обстановках большую роль играют изменения глубины при чередовании влажных и засушливых фаз климатических циклов. Обмеление таких водоемов в сухие климатические фазы создает предпосылки для формирования внутриозерных бугров пучения и их длительной (сотни-первые тысячи лет) консервации в виде озерных островов. Рост глубины озер во влажные фазы ведет к активизации термоденудации, полному или частичному разрушению ядер внутриозерной мерзлоты, формированию специфических термоденудационных озерных террас.

5. Формирование мелководных побережий крупных термокарстовых озер, сложенных илистыми и торфянистыми грунтами, происходит при активном участии ледового фактора с образованием ледово-напорных валов. Высокие (1-3 м) берега разрушаются преимущественно под действием термоденудации при незначительной роли волнения.

Научная новизна:

1. Впервые получены данные о голоценовом палеоклимате малоизученной территории на юго-востоке Саяно-Тувинского нагорья в голоцене.

2. Выявлена специфика взаимодействия озерных и криогенных процессов в условиях обширных мелководных водоемов, установлена возможность регенерации и длительной консервации внутриозерных (островных) очагов мерзлоты, связанных с процессами пучения грунта.

3. Выявлена специфика формирования мелководных озерных побережий, связанная с воздействием ледового покрова.

Личный вклад автора. Автором проведены исследования в Терехольской впадине в течение двух полевых сезонов (маршрутные наблюдения, участие в бурении и документировании скважин, описании шурфов, отборе образцов на различные виды анализов, в геодезических работах). В камеральных лабораторных условиях проведен гранулометрический анализ проб, выделение тяжелой фракции и подготовка образцов для минералогического анализа, определены потери при прокаливании и содержание органики в пробах.

Автором составлены предложенные в работе геоморфологические карты и профили.

Практическая значимость работы. Данные, полученные в результате проведенных работ, могут использоваться для реконструкции природной среды исследуемого региона и основанного на ней прогноза развития. Реконструкция истории озера Тере-Холь помогает в интерпретации функционирования древнеуйгурского историкоархитектурного памятника «крепость Пор-Бажын» при его археологическом исследовании.

Результаты исследований нашли отражение в отчетах по научноисследовательским проектам:

1. Культурного фонда Крепость Пор-Бажын. Договор 01/19-04-07 "Комплексное географическое исследование района археологического памятника Крепость «Пор-Бажын» (республика Тыва)", (ответственный исполнитель к.г.н. А.В.Панин).

2. РФФИ № 09-05-00351 "Озерно-флювиальный морфолитогенез малых впадин байкальского типа в позднем плейстоцене - голоцене: геоморфологические, палеогеографические и этнокультурные аспекты (на примере Терехольской впадины, юговосточная Тува)", (руководитель д.г.н.С.И.Болысов).

3. РФФИ № 09-04-01742 "Специфика и эволюция почвенно-геохимических процессов в экстраконтинентальных криосубаридно-аридных степных ландшафтах (на примере Терехольской котловины, юго-восточная Тува)", (руководитель к.б.н.

М.А.Бронникова).

Результаты исследования используются в учебном процессе в Высшей школе на кафедре геоморфологии и палеогеографии географического факультета МГУ.

Апробация.

Основные результаты исследований докладывались на региональных, всероссийских и международных семинарах, совещаниях и конференциях, в том числе:

1. VI Всероссийское совещание по изучению четвертичного периода (Новосибирск, 2009)

2. Всероссийская научная конференция "Селиверстовские чтения" (СанктПетербург, 2009) Международная научно-практическая конференция "ЭкологоIII географические исследования в речных бассейнах" (Воронеж, 2009)

4. Научный семинар молодых ученых под эгидой Межвузовского научнокоординационного совета по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов (Волгоград, 2009)

5. Всероссийская конференция "Геоморфологические процессы и их прикладные аспекты". VI Щукинские Чтения (Москва, 2010)

6. Международная конференция "Геоморфологические процессы и геоархеология." (Смоленск, 2012)

7. IV (ХХ) Всероссийский археологический съезд (Казань, 2014)

8. International Geographical Union (IGU) Regional Conference "Geography, Culture and Society for Our Future Earth" (Moscow, 2015) По теме диссертации опубликовано 11 научных работ, в том числе 8 статей в журналах и сборниках и 4 тезисов докладов.

Объем и структура. Работа состоит из 5 глав, введения, заключения (158 страниц текста) и списка литературы (151 название), содержит 85 рисунков и 15 таблиц и 3 Приложения.

Диссертационная работа выполнена на кафедре геоморфологии и палеогеографии географического факультета Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова.

Автор благодарен научному руководителю, кандидату географических наук А.В.

Панину за возможность принять участие в масштабном проекте на малоисследованной территории, а также за постоянное внимание и руководство в ходе работы.

Автор благодарен к.б.н. М.А. Бронниковой, к.б.н. О.Н. Успенской, к.г.н.

Э.Г.Ананьевой за предоставленную возможность получения результатов аналитических исследований, а также за ценные консультации по интерпретации полученных результатов.

Автор благодарен Е.Д. Шеремецкой, к.г.н. Е.А. Константинову, к.б.н. А.Е. Ивановой за помощь в получении полевого материала и при его обработке.

Автор благодарен коллективу кафедры геоморфологии и палеогеографии за ценные рекомендации в ходе работы – особенно д.г.н. А.В. Бредихину, д.г.н. С.И. Болысову, к.г.н.

Н.В. Тумель, к.г.н. Г.А. Постоленко.

Автор благодарен к.г.н. М.В.Власову – за неоценимую помощь и поддержку во всем.

Глава 1. Экзогенное рельефообразование в Южной Сибири в конце четвертичного периода: состояние изученности Экзогенный морфолитогенез в ледниково-межледниковых циклах 1.

1 Экзогенное рельефообразование неразрывно связано с процессами формирования рыхлых осадков. Процесс одновременного образования экзогенных форм рельефа и рыхлых отложений объединяется понятием экзогенного морфолитогенеза (Динамическая геоморфология, 1992). Морфолитогенетический подход к изучению рельефа, который лежит в основе данной работы, предполагает, что сущность процессов рельефообразования позволяет понять совместное изучение рыхлых (четвертичных) отложений, факторов и условий их перемещения (литодинамика) (Симонов и др., 1998). В данной работе будут рассматриваться преимущественно процессы, связанные с экзогенным морфолитогенезом.

К настоящему времени разработан целый ряд классификаций современных процессов рельефообразования (Николаев, 1948, Криволуцкий, 1977, Суходровский, 1979, Перов, 1981, Динамическая…, 1992, Выркин, 1998 и др.). Во всех классификациях принимается, что экзогенные рельефообразующие процессы являются следствием гравитационной неустойчивости горных пород из-за существования рельефа земной поверхности (Симонов, 1992).

Согласно представлениям Ю.Г. Симонова (1992) все экзогенные процессы можно объединить в два класса. Первый класс включает в себя процессы движения грунтовых потоков на склонах, когда неустойчивость масс определяется соотношением сил сдвига и сил трения.

В него входят три основные группы процессов:

движение на склоне несвязанных и связанных частиц и их грунтовых масс 1) при толщине движущегося слоя, намного меньшей пути их перемещения (осыпание, сползание, течение);

движение на склоне несвязанных и связанных частиц в виде массивов или 2) слоя, толщина которых соизмерима с длиной пути их перемещения (обвалы, осовы, блоковые оползни, отседания;

движение на склонах и междуречьях в виде массивов горных пород или слоя 3) пород, по толщине намного большего по сравнению с длиной пути перемещения (расседание междуречий из-за преобладания сил растяжения (сил бокового отпора) с формированием трещин расседания в массивах горных пород).

Второй класс объединяет группы процессов, в которых главным рельефообразующим агентом является некоторая природная среда, гравитационно неустойчивая в приповерхностной части Земли. Переходя в движение, она транспортирует рыхлое вещество и создает как денудационные, так и аккумулятивные формы рельефа. Она включает три группы процессов: движение воздушных масс; движение водных масс; движение масс снега и льда. Указанные процессы рельефообразования участвуют в формировании определенного типа рыхлых отложений и соответствующих им форм рельефа. Таким образом, можно выделить несколько типов морфолитогенеза. В первую очередь, все типы морфолитогенеза можно разделить по общим условиям осадконакопления на субаэральные (в пределах сухопутной части материков) и аквальные (на дне Мирового океана). В данной работе будет рассматриваться экзогенный морфолитогенез в субаэральных условиях, который в самом общем виде подразделяется на следующие типы: элювиальный, склоновый, флювиальный, дельтовый, эоловый, биогенный, озерный, гляциальный, криогенный, карстовый (Проблемы …, 1999).

Предложенная классификация типов экзогенного морфолитогенеза является наиболее общей. Поскольку морфолитогенетический анализ строится на сочетании трех компонентов – формы, процесса и вещества (Симонов и др., 1998), для каждого типа морфолитогенеза (а также для каждого региона, раздел 1.2) можно построить свою классификацию форм рельефа, процессов рельефообразования, а также классификацию отложений.

Каждый из приведенных выше компонентов находится во взаимосвязи с ландшафтно-климатическими условиями анализируемой территории. Изменения ландшафтноклиматических условий ведет к изменению состава, интенсивности и направленности основных экзогенных рельефообразующих процессов, а следовательно меняется морфология рельефа и его вещественный состав.

В данной работе наибольшее внимание будет уделено характеристике флювиального, озерного и криогенного типов морфолитогенеза. Рассмотрим поведение рельефообразующих процессов внутри каждого типа в зависимости от смены ландшафтноклиматических условий.

Флювиальный тип морфолитогенеза Формирование речных долин занимает достаточно длительные геологические отрезки времени. Одновременно меняются условия руслоформирования: происходит смена ландшафтно-климатических условий, понижение или повышение базиса эрозии, активизация или затухание различных экзогенных процессов на водосборе и т.д. Данные события находят отражение в современном облике речных долин – в строении террасового комплекса, поймы и склонов долины.

Н.И. Маккавеев (1978) выделяет две наиболее общие черты образования террас в речных долинах. Первая причина связана с колебаниями базиса эрозии, вызывающими деформации продольного профиля. Деформации продольного профиля распространяются, постепенно затухая, от устья вверх по течению реки. Образующийся спектр террас имеет вид веера, открытого вниз по течению. Второй причиной формирования террас Н.И.

Маккавеев называет изменение транспортирующей способности потока, которое может быть вызвано изменением уклона либо изменением величины жидкого или твердого стока реки. При этом "значительные изменения среднего уклона реки связаны, главным образом, с тектоническим движениями, а изменения параметров стока могут иметь место и при полном тектоническом покое, вследствие изменения климата на водосборном бассейне" (Маккавеев, 1978, с. 6).

А.Пенк и В.Зёргель (Penck, 1894, Soergel, 1921 – цит. по Щукин, 1960, с. 293) показали, что во время оледенений происходит усиленное поступление в реки продуктов выветривания. Реки в этом случае не в состоянии справиться с массой поступающих наносов, в результате чего происходит их аккумуляция в долинах. В периоды межледниковий существуют условия менее обильного поступления обломочного материала, что способствует врезанию рек. Причиной усиленной аккумуляции рек в период оледенений Зёргель (1921) считал то, что климат в приледниковых областях должен был быть сухим и холодным. В таких условиях растительный покров достаточно скудный, активно протекает морозное выветривание, продукты которого сильно перегружают реки обломочным материалом. В межледниковья наблюдается обратная ситуация. Поэтому каждой эпохе оледенения соответствует климатически обусловленная аллювиальная терраса.

Дальнейшие исследования (Москвитин, 1958; Асеев, 1960, 1963; Васильев, 1978;

Равский, 1972; Веклич, 1977; Гричук, Постоленко, 1978, 1982), показали, что ритмичность в формировании аллювия и террас обнаруживает тесную связь с ритмическим развитием климата в плейстоцене.

По А.А. Асееву (1963), возрастание суровости и континентальности климата вследствие постепенного распространения материкового оледенения приводит к деградации растительного покрова. В результате чего возрастает неравномерность стока в верхних звеньях гидрографической сети. В главной долине неравномерность стока не столь существенна (рисунок 1.1-1). Кроме того, в результате активного выноса материала из малых эрозионных форм здесь возникают условия перенасыщения потока наносами, которые в значительной мере аккумулируются в верхнем и среднем течении реки. В низовьях реки на характер вертикальных русловых деформаций оказывает влияние также изменение базиса эрозии, поскольку во время развития материкового оледенения происходит эвстатическое снижение уровня приемных морских бассейнов. При этом, как показал Н.И. Маккавеев (1955), если уклон обнажающейся подводной поверхности больше среднего уклона реки, то в низовьях речной долины может происходить глубинная эрозия.

Рисунок 1.1-1.

Схема развития флювиальных рельефообразующих процессов в ледниково-межледниковых ритмах (по А.А.

Асееву, 1963):

А – при возрастании суровости и континентальности климата; Б – при смягчении климата В процессе развития покровного оледенения в перигляциальной области, согласно А.А. Асееву (1963), нарастает аридизация климата, вследствие чего происходит затухание эрозионных процессов в верхних звеньях гидрографической сети и уменьшение поступления материала в главную долину из малых эрозионных форм. Накопление аллювия в главной долине в это время значительно замедляется, но аккумуляция не сменяется врезанием реки, поскольку достаточное количество материала поступает в реку за счет интенсивных делювиально-солифлюкционных процессов на склонах долины. При смягчении климатических условий происходит восстановление растительного покрова, что способствует возрастанию равномерности стока и затуханию склоновых процессов. В таких условиях транспортирующая способность потока повышается настолько, что происходит трансформация продольного профиля, которая выражается в регрессивной эрозии в средней части системы, постепенно распространяясь в верховья (Асеев, 1963;

Маккавеев, 1956).

В нижней части главного ствола речной системы в связи с эвстатическим повышением базиса эрозии и возросшим (в результате процессов эрозии в среднем течении реки) поступлением наносов эрозионная фаза, вероятно, не проявляется совсем (рисунок 1.1-1), или быстро сменяется регрессивной аккумуляцией (Маккавеев и др., 1961).

В результате в аллювии, слагающем террасу, различаются две толщи. Нижняя отличается преобладанием мелкозернистых отложений, вмещающих линзы старичных глин, верхняя – господством промытых песков. По данным спорово-пыльцевого анализа, аллювий нижней толщи формируется в условиях теплой межледниковой эпохи, верхние пачки аллювия – в начальные стадии ледникового периода (Гричук, Постоленко, 1982).

Рисунок 1.1-2.

Схема осадконакопления в речных долинах в течение климатического цикла "межледниковье-оледенение" (по Э.И.

Равскому, 1972):

1 – условная термическая кривая; 2 – накопление нормального аллювия; 3 – накопление перигляциального аллювия; 4 – время преобладания эрозии; 5 – господство склоновых процессов;

6 – накопление лёссовидных отложений; 7 – образование межледниковых почв; 8 – образование межстадиальных почв; 9 – образование аллювиальных россыпей.

Закономерный ход климатических показателей в аллювиальных свитах выявлен также на основании литолого-геохимических особенностей их строения (Лаврушин, 1965, Судакова, 1966, Равский, 1972, Vandenberghe, 1993). Климатический цикл упомянутыми авторами разбивается на две фазы: теплая и холодная эпохи или межледниковья и оледенения. Согласно исследованиям Э.И. Равского (1972), в первую половину межледниковой эпохи начинается врезание рек, а во второй половине вследствие выравнивания соотношения между поступлением материала в русла и транспортирующей способностью рек врезание прекращается, – происходит накопление аллювия нормальной мощности (рисунок 1.1-2).

Во время ледниковой эпохи, по Э.И. Равскому (1972), в долинах рек наблюдается аккумуляция перигляциального аллювия. В первой половине ледниковой эпохи аккумуляция аллювия связана с большой интенсивности склоновых процессов, во второй половине – с размывом накапливающихся слабосцементированных лессовидных отложений.

При более подробном изучении спорово-пыльцевых спектров аллювиальных отложений террас данная схема была уточнена М.П. Гричук. Установлено, что при общем соответствии во времени аллювиальной свиты климатическому ритму, временные границы эрозионного цикла "врез-седиментация" смещены относительно границ климатохрона (Гричук, 1975). Как показали исследования, развитие эрозионной деятельности зависит не столько от того, тепло было или холодно, сколько от показателя влажности климата.

В результате выделено четыре климатические стадии формирования аллювия террас (Гричук, Постоленко, 1982):

Термоксеротическая фаза – отмечается направленное врезание рек, вследствие большой неравномерности стока. Большая часть аллювия выносится реками, накапливается лишь небольшая часть базальной фации аллювия. В накоплении аллювия отмечаются существенные перерывы.

Термогигротическая фаза – в условиях обильного стока происходит накопление основной толщи аллювиальных отложений. Это время наименее прерывистого накопления отложений.

Криогигротическая фаза – суровые климатические условия перигляциальной зоны, которые выражаются в оскудении растительного покрова, промерзании почво-грунтов и усилении делювиально-солифлюкционной деятельности, выражаются в накоплении пойменного аллювия.

Криоксеротическая фаза – заканчивается накопление аллювиальной толщи и начинается направленное врезание, которое продолжается затем в термоксеротическую фазу следующего климатического ритма.

Таким образом, наблюдается следующая закономерность в строении аллювия.

Нижние горизонты аллювиальной свиты формируются в термоксеротическую фазу ритма (преимущественно ее вторую половину). В кровле свиты залегает аллювий, накопившийся в начале криоксеротической фазы. Основная же аллювиальная толща образуется во влажные фазы климатического ритма.

Г.А. Постоленко (1999) указывает, что подошва аллювия последующего климатического ритма располагается в долинах на более низких гипсометрических отметках, чем кровля аллювия, сформированного в предшествующий климатический ритм. Следовательно, в строении аллювиальной толщи должна отсутствовать информация о событиях времени, пограничного между ритмами. Это период максимально сухого климата, когда весь аллювиальный материал реками выносится. Морфологически он выражается в обособлении аллювиальных отложений в долине, ограничении их уступом, т.е. в формировании собственно террасы.

Дж. Ванденберге (1993) считает, что врезание рек в климатическом цикле происходит в начале холодного периода, а также при переходе от холодного периода к теплому.

Эрозия здесь связана с относительно медленной деградацией растительности на фоне быстрого падения температуры. Понижение температуры обеспечивает снижение испарения и транспирации влаги, что способствует увеличению стока, которое происходит на фоне небольшого поступления наносов в русла. Во втором случае растительность, наоборот, распространяется относительно быстро (берега закрепляются), в то время как величины транспирации и испарения остаются относительно низкими. Все это способствует увеличению стока воды и врезанию (Vandenberghe, 1993).

Региональные исследования аллювиальных толщ в долинах рек выявили метахронность эрозионных циклов. Длительность эрозионных фаз различна в разных климатических поясах. Так, в гумидных районах аккумуляция аллювия начинается несколько ранее, чем в аридных. Врезание происходит раньше в аридных районах, что означает, что в целом период врезания у рек этих районов имеет большую продолжительность, чем у рек гумидной зоны (Гричук, Постоленко, 1982).

С другой стороны, если рассматривать эрозионный цикл развития в отдельной долине, то, как правило, фазы врезания длятся существенно меньше фаз аккумуляции.

Озерный тип морфолитогенеза Озера имеют различный генезис, располагаются и формируют рельеф своих котловин в различных орографических, тектонических, геологических и климатических условиях. Согласно работам, под руководством Н.М. Страхова (1954), была выявлена наиболее общая закономерность озерного осадконакопления: крупный материал отлагается на периферической зоне мелководья, наиболее мелкий материал (тонкозернистые илы) в срединной котловине, все более мелкий по мере приближения к центральной части котловины. В морфологии озер авторы выделили 2 основных типа – котловинные и плоские – обусловливающие разное протекание процессов седиментогенеза. Кроме морфологии котловин, существенное влияние на осадконакопление оказывают следующие условия: водосборный бассейн, размеры, расчлененность рельефа в его пределах, геологическое строение; рельеф дна водоема, подразделяемый Н.М.Страховым (1954) на 4 значимых зоны, отвечающие аккумуляции тонкозернистых осадков и нарушающие общую закономерность дифференциации осадка.

Роль климата рассматривается лишь при оценке роли химического и биогенного осадконакопления, при которых степень насыщенности воды растворенным веществом и обитаемости организмами зависит от температурных условий водоема. Климат определяет также особенности минерального состава аквальных гумидных формаций (песчаных-алевритовых-глинистых пород). Полимиктовые осадки образуются при расчлененном рельефе водосборов и быстром перемещении наносов, когда не успевает воздействовать химическое выветривание. Олигомиктовые формации типичны для платформенных участков с влажным и теплым климатом, который обеспечивает химическое выветривание и увеличение растворенной формы переноса материала и, следовательно, увеличивает роль химико-биогенной седиментации.

Озера чрезвычайно разнообразны как по генезису котловин, морфологии водосборных площадей и озерных котловин, так и по климатическим и тектоническим условиям их развития. Основные классификации представлены в работах М.А. Первухина (1937), Б.Б. Богословского (1960), Л.И. Мухиной (1965), Ю.Г. Симонова (1969), Н.А. Флоренсова (1968), Ю.В. Ефремова (2003), Д.А. Субетто (2009). Наиболее полную классификацию озерных котловин предлагает Д.Д. Квасов (Общие закономерности…, 1986). Он показывает, что большинство современных озер имеет приблизительно одинаковый возраст и предлагает при классификации озерных котловин, помимо генезиса, использовать информацию об истории развития озер. Д.Д. Квасов (1986), говоря об озерах бывшего Советского Союза, разделяет их на 5 классов и 24 типа. В основу выделения класса положены, главным образом, генетические признаки. К 1 классу относятся озера, возникшие в результате тектоно-геологических факторов и долгоживущие. Для данного исследования наиболее интересны озера 2 и 3 классов, возникновение которых обусловлено экзогенными процессами, связанными с различными климатическими условиями. К ним относятся озера, связанные с покровным оледенением, и озера поздне- послеледниковых эпох, возникшие в результате изменений климата. Эти озера наиболее представительны потому, что они невелики по размерам и располагаются в пределах однородной (при некотором допущении) тектонической обстановки, что позволяет проследить изменения морфологии озера и отлагающихся осадков в зависимости от изменений климата.

Детальное исследование влияния ландшафтно-климатических изменений на динамику озерного осадконакопления было проведено на озерах Европейской части России и ближнего зарубежья.

История озерной литодинамики последних 150 тысяч лет детально восстановлена для озера Неро (Гунова, 1975). Уровень зеркала озера за данный период многократно менялся, и изменения уровня хорошо коррелирует с климатическим изменениями. В целом В.С. Гунова (1975) делает вывод что падение уровня озера отвечает межледниковьям, а подъём – ледниковым эпохам. Г.А. Постоленко (1996), дополняя данный материал, отмечает, что изменениям климата и уровня озера отвечают и изменения литологии и минералогии формирующихся осадков, а также их мощность. Для голоцена фиксируются более тонкие зависимости – регрессии происходят в теплые-влажные стадии, а трансгрессии – в холодные-влажные. Кроме того, отмечается погрубение осадка в периоды иссушения климата.

Исследования, проведенные на озерах Литвы (Гарункштис, 1975, Кабайлене и др., также показывают цикличность процессов седиментации. За период 1992), позднеледниковья и голоцен фиксируется 6-7 максимумов и минимумов интенсивности осадконакопления. Усиление седиментации отмечается в периоды иссушения климата, ослабление – в периоды увеличения влажности.

Д.А. Субетто (2009) на основании комплексных исследований донных отложений разнотипных озер Северо-Европейской части России показал, что на протяжении эволюции озер отчетливо выделяется два типа осадконакопления – минерогенный (13000С л.н.) и органогенный, последние 9000 лет. Такая градация озерного 9500/9000 седиментогенеза обусловлена климатическими факторами. Первый тип осадконакопления протекал в условиях сухого арктического климата, второй – в условиях умеренно-теплого влажного климата. При этом наблюдается отчетливая граница между указанными этапами седиментогенеза, которая выражена в смене минеральных глин бурыми органогенными илами.

Содержание органического вещества в голоценовых озерных отложениях также отражает климатические изменения. Так в атлантическую эпоху климатического оптимума наблюдается рост органического вещества. В иловых отложениях крупных озер в то же время наблюдается максимум содержания органического вещества. В малых озерах рост органического вещества продолжается и в суббореальное время и достигает своего максимума в субатлантический этап (Субетто, 2009).

Ю.Г. Симонов (1962) на примере юго-восточного Забайкалья выделяет основные факторы и стадии развития озерных котловин в современных перигляциальных условиях.

Согласно его данным, основными факторами развития озерных котловин являются озерный лед и наледные явления. Независимо от факторов, которые привели к зарождению западины (будь то плесовая яма бывшего русла или термокарстовая воронка), ее трансформация в дальнейшем не может быть понята без условий образования и деградации ледового покрова возникшего озерка.

В результате того, что образование льда на озерах начинается на различных гипсометрических уровнях, вокруг берега образуется зона, где породы, выходящие на дневную поверхность, ослаблены морозным выветриванием. Это облегчает процесс вмерзания минеральных частиц в озерный лед, с последующим его отрывом в период взламывания льдов и его перемещение посредством ледового дрейфа (Симонов, 1962).

Нередко на поверхности озера, а также на прилегающих к нему территориях, образуются наледи, в процессе образования которых минеральные массы со дна и берегов озерной котловины также попадают в лед.

В результате дрифтового перемещения материала озерным льдом и миграции минеральных частиц при развитии наледных явлений идет постепенная планация дна озера, за счет отступания его бортов и аккумуляции материала в понижениях дна. При этом все дно озерной котловины устилается тонким слоем иловатой супеси, в кторую спорадически включены более крупные обломки из коренныз пород, окружающих котловину и попавших в центральную часть озера за счет дрейфового переноса.

Выравнивание дна озерной котловины идет также за счет осадков, которые поступают в озеро со склонов под влиянием процесов стока (Симонов, 1962). В результате дно котловины поднимается, и создаются благоприятные условия для увеличения размеров озерной котловины. При увеличении зеркала озера с одновременным падением его глубины ухудшается водный баланс озера, и при неблагопрятных ландшафтно-климатических условиях оно прекращает свое существование, превращаясь в болото или солончак. Зато в более влажные климатические эпохи создаются предпосылки для возникновения на этом месте озера более крупных размеровы.

Таким образом, Ю.Г. Симонов (1962) выделяет три главные стадии развития озерной котловины (рисунок 1.1-3):

1. Возникновение озера в наиболее пониженной из западин;

2. Расширение котловины с одновременным выравниванием ее дна;

3. Стадия деградации озера при нарушении водного баланса и превращение его в солончак.

Криогенный тип морфолитогенеза Криогенный тип морфолитогенеза (или криоморфогенез) подразумевает рельефообразование, обусловленное совокупностью процессов формирования, последующего видоизменения, а также таяния мерзлых пород и льда (Суходровский, 1974). К основным процессам данного типа морфолитогенеза обычно относят мерзлотное пучение, морозобойное трещинообразование, термокарст, наледеобразование. Нередко в регионах, где распространены многолетнемерзлые породы (ММП), наблюдаются смешенные процессы, такие как термоэрозия, термоабразия, специфические склоновые процессы.

–  –  –

Рисунок 1.2-1.

Схема основных этапов и путей переноса вещества экзогенными процессами рельефообразования (Выркин, 1998) В данной классификации показаны главные взаимоотношения между процессами перемещения продуктов разрушения горных пород по земной поверхности в зависимости от их генетического родства или различия.

Для крупных котловин байкальского типа выполнено исследование пространственной структуры современного экзогенного рельефообразования согласно приведенной выше классификации процессов. Картографирование при этом выполнялось с выделением одноранговых подразделений на таксономическом уровне класса процессов (Выркин, 1998). На рисунке 1.2-2 показано распределение основных классов современных экзогенных процессов рельефообразования для 10 наиболее крупных котловин.

Рисунок 1.2-2.

Характеристика площади распространения основных процессов рельефообразования в крупных котловинах байкальского типа (по данным В.Б.

Выркина, 1998) Как видно из рисунка 1.2-2 ведущими процессами в исследованных котловинах являются флювиальные, криогенные и криогенно-склоновые, а также эоловые. Процессы выветривания в данной работе не рассматривались, поскольку они являются фоновыми и во многих случаях перекрывают площади развития других групп процессов.

Близкие результаты распределения экзогенных рельефообразующих процессов по «экзолитодинамическим поясам» Байкальской рифтовой зоны были получены Б.П.

Агафоновым (1990). Данный автор выделяет в исследуемом регионе несколько экзолитодинамических поясов, которые, по его мнению, в общих чертах совпадают с ландшафтно-климатической поясностью гор. В результате, согласно его описанию, днища котловин байкальского типа располагаются в пределах лугово-болотно-лесного экзолитодинамического пояса. Основными экзогенными рельефобразующими процессами в этом поясе по данным Б.П. Агафонова (1990) являются аккумуляция селевых, паводковых, а по окраинам оползневых и обвальных отложений, боковая эрозия рек, пучение и криогенное растрескивание грунтов, линейный и площадной термокарст (рисунок 1.2-3).

Рисунок 1.2-3.

Характерные экзогенные рельефообразующие процессы и их распределение по экзолитодинамическим поясам Байкальской рифтовой зоны (Агафонов, 1990). Интенсивность процессов показана цветом

–  –  –

Как видно из приведенных рисунков (в первую очередь рисунок 1.2-2), главные рельефообразующие процессы распространены в каждой котловине более чем на 50% их площади (чаще в пределах 70-90%). Второстепенные процессы занимают в каждой котловине обычно 10-20% площади. На основе этого Б.В. Выркиным (1998) была создана классификация котловин байкальского типа по характеру выявленных в их пределах структур современного экзогенного рельефообразования (таблица 1.2-2).

Рисунок 1.2-4.

Принципиальная схема функционирования денудационных систем в степях Минусинской котловины (Баженова, 2011).

Циклы: 1 – предыдущий, 2 – последующий; 3 – снос; 4 - аккумуляция О.И. Баженова (2011) исследуя степные котловины юга Сибири (в том числе и котловины байкальского типа) показала, что указанные выше процессы рельефообразования четко упорядочены по времени. Для них характерны трехфазные денудационные циклы различной продолжительности. Денудационный цикл включает продолжительную зональную фазу интеграции вещества в системе, во время которой вещество перераспределяется в системе, и экстремальные фазы выноса вещества из системы и дальнего транспорта продуктов выветривания горных пород.

В результате смены этих фаз система проходит законченный цикл своей временнй организации. Продолжительность цикла увеличивается с повышением ранга системы.

Самые малые системы (элементы склонов) реагируют на смену климатических фаз в годовом цикле, а литосборные бассейны верхних звеньев гидрографической сети наиболее чувствительны к внутривековым и многовековым колебаниям климата (Баженова, 2011).

На рисунке 1.2-4 приведена схема развития процессов рельефооразования во времени на примере Минусинской котловины.

Приведенные данные о характере современных рельефообразующих процессов основаны на изучении крупных котловин байкальского типа. Исследуемая в данной работе Терехольская котловина отличается более мелкими размерами. Поэтому одной и задач данной работы является определение места данного объекта в ряду котловин байкальского типа, а также в поиске отличий механизмов рельефообразования, которые справедливы для изученных крупных котловин и не приемлемы для мелких (и наоборот).

Ландшафтно-климатические изменения и экзогенное рельефообразование в 1.3 конце плейстоцена – голоцене Морфология котловин органически связана с составом горных пород и характером тектонических движений, оказывающих влияние на экзогенные процессы не непосредственно, а через сложившийся рельеф, который на определенной стадии геоморфологического развития становится важнейшим условием развития экзогенных процессов (Мещеряков, 1970, Выркин, 1998). Климат воздействует на современные экзогенные процессы непосредственно или через другие факторы, обеспечивая развитие группы взаимосвязанных процессов (Ивановский и др., 1983, Выркин, 1998). Климат определяет специфику таких природных элементов, как речной сток, растительный покров, характер мерзлотных процессов и пр. (Дедков, 1983, Выркин, 1998).

Структура современного экзогенного рельефообразования котловин, образованная совокупностью взаимодействующих друг с другом в пространстве-времени ведущих процессов, формируется и приобретает индивидуальность в пределах гумидной умеренной морфоклиматической зоны в зависимости от морфологии котловин, являющейся итогом и результатом их исторического развития. Эта структура со временем меняется. Изменения тектонических и климатических условий способны за значительный период времени кардинально преобразовать структуру экзогенного рельефообразования.

Рассмотрим, как менялись основные экзогенные процессы рельефообразования в исследуемом регионе в позднем плейстоцене – голоцене.

Набор экзогенных процессов рельефобразования и их интенсивность менялись в зависимости от смены ландшафтно-климатических условий территории. Так в холодные эпохи возрастало влияние горно-долинного оледенения, а также увеличивалась площадь территории, занятая многолетнемерзлыми породами. При смене эпох возрастала доля флювиального морфолитогенеза, менялся набор склоновых процессов и т.д.

Реконструкции изменений ландшафтно-климатических условий. Для исследуемого региона, а также для соседних территорий была выполнена серия исследований озерных отложений и торфяников, которые позволяют реконструировать изменения ландшафтноклиматических условий центральной Азии в позднеплейстоценовое и голоценовое время.

Наиболее детальные интерпретации климатических изменений в позднеледниковье и голоцене даны на основе данных анализа основных биоиндикаторов – спорово-пыльцевой анализ, диатомовый анализ, анализ хирономид и пр. (республика Тува и Алтай – Бляхарчук, 2008, Blyaharchuk, Chernova, 2013, Ilyashuk, 2007, Arzhannikov et al, 2010;

центральная Азия (Монголия, Китай) – Starkel, 1998, Zhao, Zicheng, Chen, 2009;

Байкальская котловина – Кривоногов, 2010 и др.).

Наиболее существенная смена ландшафтно-климатических условий связана с ледниково-межледниковыми циклами. Для юга Восточной Сибири последние 20 тысяч лет характеризовались сменой эпохи Сартанского оледенения голоценовым послеледниковым временем (рисунок 1.3-1).

Рисунок 1.3-1.

Схематическая климатическая кривая позднего плейстоцена и голоцена Восточной Сибири (Равский, 1972) 1 – время накопления лессовидных отложений; 2 – интерстадиалы зырянского оледенения; 3 – события сартанского позднеледниковья (бёллинг, аллерёд, дриас) Для эпохи Сартанского оледенения в пределах исследуемого региона было характерно развитие горно-долинного оледенения. Как правило, ледники в это время не выходили за пределы горной области и не заполняли внутригорные котловины, останавливаясь в приустьевых частях троговых долин. В днищах котловин, которые были свободны ото льда, одновременно с горно-долинным оледенением широкое развитие получило подземное оледенение (Кривоногов, 2010). Во время максимума сартанского оледенения (18-20 тыс.л.н.) здесь преобладали суровые тундровые и тундростепные условия с минимальным количеством осадков (Кривоногов, 2010, Адаменко и др., 1975;

Белова, 1975, 1985; Безрукова, 1999).

Начало дегляциации территории оценивается исследователями в 15,5 С тыс.л.н, или около 18,7 кал. л.н. (Кривоногов, 2010). Этап окончания ледникового времени, охвативший около 4 тысяч лет, отличался сложной структурой изменений климата. В нем выделяется два значительных потепления бёлинг и аллерёд, разделенных похолоданием древний дриас, и последующее предголоценовое похолодание молодой дриас. Разделение данных климатических событий во многих опорных разрезах Прибайкальского региона оказывается затруднительным. По данным С.К. Кривоногова (2010) свидетельства потепления бёлинг/аллерёд зафиксированы в некоторых озерных отложениях и торфяниках Байкальской котловины (торфяник Дугульдзеры – северо-восточный берег Байкала, озера Котокель и Кривое, южная оконечность Байкала). Потепление бёлинг/аллерёд датируется здесь периодом 13-14,5 тыс.л.н. и характеризуется появлением в кернах пыльцы ели, сибирского кедра, сосны обыкновенной, а также увеличением доли биогенного кремния. Похолодание древний дриас отмечено в торфянике Дугульдзеры экспансией лиственничных редколесий и кустарниковых ассоциаций. Возраст данного этапа здесь 13,5-14 тыс.л.н. (Кривоногов, 2010). Похолодание молодой дриас отмечен в осадках Байкала (особенно в южной его части) сокращением обилия диатомей, (Кривоногов, 2010, Prokopenko et al., 1999; Morley et al., 2005). В торфянике Дугульдзеры похолодание молодой дриас характеризуется снижением доли ели, практически полным исчезновением из спектров пыльцы сосны и кедра и резкой аридизацией, достигшей своего максимума 11,3-12,4 тыс.л.н. (Кривоногов, 2010).

Голоценовые изменения ландшафтно-климатических условий для региона Байкальской рифтовой зоны наиболее детально изучены в котловине озера Байкал. В таблице 1.3-1 приведена реконструкция изменения растительности, а также интерпретация климатических условий в разные этапы голоцена.

–  –  –

Рисунок 1.3-2.

Характеристика климатических изменений на основе стратиграфии хирономид и литологии (Ilyashuk, Ilyashuk, 2007) Таблица 1.3-3. Палеоклиматическая характеристика по данным из обнажения Мерзлый Яр в западной части Тоджинской котловины (Arzhannikоv et al, 2010) Временной инКлиматическая интерпретация тервал 10820±110 – Период характеризовался относительно теплыми температурами в 11810±60 14С л.н. летний период (судя по высокому среднегодовому приросту древесины в погребенных пробах ели) Средние температуры воздуха в январе на 4оС ниже современных, 8820±70 – летние температуры воздуха несколько выше (0,5оС) современных 9390±65 14С л.н.

(доминирование ели среди лесных видов) 7240±100 – Холодный и сухой климат меняется на теплый и влажный 8445±55 14С л.н.

6995±40 – В целом климат суше и холоднее, чем в предыдущем периоде (преС л.н. имущественно за счет более холодной зимы). В растительности преобладает кедр и лиственница 6080±50 – Более теплый и влажный период, по сравнению с предыдущим (за 6995±40 14С л.н. счет как летних, так и зимних температур). Наблюдается преобладание кедра в растительности 3205±45 – Более холодный климат.

Наблюдаются интенсивные криотурбации 3775±40 14С л.н. в отложениях. В растительности преобладает ель Рисунок 1.3-3. Хронология голоцена по данным годовых колец из ископаемых проб деревьев и реконструкция температуры воздуха (Arzhannikov et al, 2010) В целом, исследования, проведенные в Тоджинской котловине, показывают, что основные события голоцена здесь коррелируют с основными направлениями развития природной среды в Каргинской депрессии, Байкальской впадине, а также во всем регионе гор Южной Сибири (Blyakharchuk, Chernova, 2013).

Флювиальные процессы. Для региона Прибайкалья и Забайкалья в течение позднеледниковья и в голоцене Ю.В. Рыжов (2013) предлагает выделять три эпохи активного проявления эрозионно-аккумулятивных процессов: 1) позднеледниковая (12,3-10,8 тыс. л.н.); 2) раннеголоценовая (10,0-8,7 тыс. л.н.); 3) позднеголоценовая (2,2-0,0 тыс.

л.н.). При этом в позднеголоценовой эпохе на юге Восточной Сибири он выделяет фазу ускоренной эрозии и аккумуляции (последние 300 лет). Всего же соглсно автору выявляется десять фаз активизации эрозионно-аккумулятивных процессов: 9,8-9,3, 9,0-8,7, 8,0-7,8, 6,2-5,9, 5,0-4,6, 3,0-2,8, 2,2-1,8; 1,2-0,4 и 0,3-0,0 тыс. л.н. (Рыжов, 2013, рисунок 1.3-4). Они характеризуются увеличением скоростей аккумуляции, оврагообразованием, накоплением в эрозионных формах, на конусах выноса песков и супесей с дресвой и щебнем.

Рисунок 1.3-4.

Фазы активизации эрозионно-аккумулятивных процессов в эрозионных формах рельефа и на конусах выноса в позднеледниковье и в голоцене в Прибайкалье и Забайкалье (Рыжов, 2013).

Синей линией показано реконструированное среднегодовое количество осадков (Tarasov et al., 2007). 1 – фазы активизации эрозии и седиментации; 2 – этап ускоренного развития эрозии и аккумуляции.

–  –  –

Рисунок 1.3-5.

Схема геокриологического районирования Алтае-Саянского горной страны (Шац, 1978) Геокриологические районы: 1 – Алтайский северо-западный (сезонного промерзания, низкогорный), 2 – Алтайский западный (редкоостровной, низко-среднегорный), 3 – Кузнецкий (редкоостровной, низко-среднегорный), 4 – Центральный (редкоостровной, низкогорный), 5 – Чуйский (островной, межгорный), 6 – Танну-Ольский (островной, среднегорный), 7 – Тувинский восточный (островной, среднегорный), 8 – Тоджинский (островной, межгорный), 9 – ЗападноСаянский (прерывистый, средне-высокогорный), 10 – Алтайский южный (прерывистый, высокогорный), 11 – Сангиленский (слабопрерывистый, средне-высокогорный), 12 – ВосточноСаянский (слабопрерывистый, средне-высокогорный).

В эти этапы промерзание влажных пород дна водоема сопровождалось накоплением в них большого количества сегрегационного льда, который нередко составляет до 80% объема многолетнемерзлых пород (Геокриологические…, 1974, Кривоногов, 2010). Вторые условия промерзания могли реализоваться только в чрезвычайно холодных и сухих условиях последнего ледникового (Сартанского) максимума. Отложения, промерзавшие в это время, малольдисты, но в них присутствуют маломощные повторно-жильные льды, которые и являются показателем сухого и холодного климата, значительно более холодного, чем в эпоху современности.

Исследования, проведенные в Тоджинской котловине (Алексеев и др., 2005, Arzhannikov et al, 2010), показывают, что ледяные жилы формировались здесь начиная, как минимум, с временного интервала 10-11 тыс.л.н. Скорость роста ледяных жил в это время в среднем составлял 1,9 мм/год (Скорость роста современных ледяных жил изменяется от 0,4 до 1,6 мм/год, Black, 1973, Mackay, 1976). Также в Тоджинской впадине были изучены псевдоморфозы по повторно-жильным льдам, имеющие возраст 6080 лет. При этом авторы (Алексеев и др., 2005) связывают вытаивание ледяных жил не с общим устойчивым потеплением климата в середине голоцена, а с отепляющим воздействием подпрудных озер, которые периодически возникали в днище котловины.

Современный этап отражает активное протаивание грунтов и повторное промерзание пород уже в условиях межледникового климата (Кривоногов, 2010).

Термокарстовые процессы сейчас весьма активны, особенно в речных долинах. По берегам остаточных озер наблюдается не только преобразование ранее накопившихся мерзлых толщ за счет вытаивания из них ледовой составляющей, но и промерзание новых озерных образований, например, кос и мелководий вокруг них.

Процессы (термокарст, морозобойное растрескивание и пучение грунтов), связанные с наличием в исследуемом регионе многолетнемерзлых пород, в течение позднеледниковья и голоцена довольно существенно перерабатывали рыхлые отложения, которые накапливались в котловинах. Под воздействием криогенных процессов грунты приобретают вертикальную подвижность с амплитудой перемещения до 5 метров, горизонтальное смещение при этом обычно не велико (Выркин, 1998). Наибольшее рельефообразующее значение имеют процессы термокарста, слабее развиты процессы формирования бугров пучения. По наблюдениям С.К. Кривоногова (2010), в Дархадской котловине первичный плоский рельеф дна озера с наложенными на него голоценовыми речными, озерными и эоловыми накоплениями неоднократно перерабатывался термокарстом и промерзал. В результате местами образовался специфический бугристовпадинный рельеф, очень сильно расчлененный, с перепадами высот до 10-15 м. Он характерен для тех участков, откуда озеро отступило в начале голоцена. Этот рельеф почти нацело сложен комплексом полигенетических термокарстовых отложений, под которыми лишь местами видны остатки отложений Дархадского палеоозера.

Процессы озерного осадконакопления и рельефообразования. В ряде суходольных котловин байкальского типа процессы озерного осадконакопления играют существенную роль. В литературе показаны особенности озерного осадконакопления в Ципинской, Тункинской, Чарской, Баргузинской, Амутской котловинах (Олюнин, 1978, Кривоногов, 2010, Выркин, 1998, Орел, 1984 и др.). В.Б. Выркин (1998) предлагает разделять озерные процессы на две группы: процессы озерного осадконакопления и береговые. Наиболее близким аналогом озера Тере-Холь по своей современной морфологии является озеро Бусани в Ципинской котловине. Также, как и для озера Тере-Холь, отличительной особенностью озера Бусани является наличие архипелага, более 20 больших и малых островов (рисунок 1.3-6).

Рисунок 1.3-6 Схема озера Бусани (Выркин, 1998) 1 – коренные породы горного обрамления озера; 2 – рыхлые отложения островов, полуостровов и части Бусанской котловины восточнее озера; 3 – абразия берегов средней интенсивности; 4 – абразия берегов высокой интенсивности; 5 – слабая и отсутствующая абразия берегов озера и проток.

Эти острова, возвышающиеся на 2-8 м над урезом озера, сложены комплексом плейстоценовых озерных и озерно-болотных осадков. Отложения представлены горизонтально слоистыми алевритами и глинами с тонкими прослоями торфов и тонкозернистых песков. В верхних горизонтах толщи видны следы криогенных нарушений: наклонные разрывы, смещения и смятость слоев. В береговых обнажениях с глубины 1,6 м встречаются повторно-жильные льды (Выркин, 1998).

Среди озерных процессов здесь наибольшей интенсивностью характеризуются береговые процессы. В развитии берегов как озера, так и островов большую роль играет весеннее движение озерных льдов. Движущиеся льды задирают дернину и смещают ее вглубь отлогих берегов. Большое значение имеет абразия, которая активно протекает на северо-восточных берегах островов Бусани и Пересыпкина. На большей части береговой линии абразионные процессы практически отсутствуют. Также в формировании береговой линии озера большое значения играют термокарстовые процессы. Многочисленность заливов на островах и их округлая вогнутая форма объясняется первоначальным образованием замкнутых изометричных термокарстовых западин, которые в дальнейшем под воздействием просадок и абразии сливались с берегами, формируя береговую линию, изрезанную заливами. Этот процесс продолжается и в настоящее время и приводит к сокращению площадей островов и усложнению их морфологии (Выркин, 1998, Кожов, 1950).

Также в Ципинской котловине развиты береговые валы современных и древних озер. Эти серповидные формы длиной в несколько километров представляют собой плоские округловерхие валы высотой 2-10, шириной 50-150 м и крутизной склонов 5-15°, сложенные белыми, иногда желтоватыми мелкозернистыми песками с крупной косой слоистостью (Выркин, 1998).

Таким образом, озерные процессы играют существенную роль в морфогенезе Ципинской котловины. В позднеледниковье и голоцене их значение было больше, судя по геоморфологическим свидетельствам в днище котловины (многочисленные хорошо выраженные крупные валы, древние береговые линии), однако детального исследования истории развития озерных процессов проведено не было. В настоящее время донная седиментация в озере в целом невелика и характеризуется аккумуляцией илов и песков, которая происходит в основном вследствие их приноса озерными, флювиальными и склоновыми процессами. Оригинальная морфология оз. Бусани, заключающаяся в наличии здесь архипелага островов, определяет и специфический характер его морфолитогенеза, выражающегося в уменьшении размеров островов, иногда вплоть до полного исчезновения некоторых из них под воздействием абразии волн и льдов, а также термокарста (Выркин, 1998).

Береговые процессы. R.Gilbert (1990) приводит механизмы воздействия на берега приливных и бесприливных морей, а также пресноводного озера сезонных льдов (рисунок 1.3-7). Он подразделяет их на процессы напора и процессы подъема и переноса материала льдом, обусловленные меняющимся уровнем водного объекта. Эти два механизма могут работать как вместе, так и по отдельности. Напор льда может быть стимулирован различными процессами. Ветровое воздействие наблюдается как на морских побережьях, так и на берегах озер (особенно крупных) в арктических районах, а термическое расширение льда, по свидетельствам разных авторов, характерно для небольших озер в средних широтах. Гилберт рассматривает небольшое озеро (Второе Плотвичное) на границе США и Канады, в пределах распространения ледниковых и водно-ледниковых отложений. Механизм формирования таких валов связан с изменения уровня воды в озере.

Рисунок 1.3-7.

Формы ледового напора на берегах разной крутизны (по R.Gilbert, 1990) В работе также приводится классификация таких береговых форм, где среди форм напора выделяются: 1) "бастионы" (характерные для крутых берегов); 2) валы разной конфигурации в зависимости от пород, слагающих берег (характерные для средних по крутизне берегов); 3) отмостки и борозды (для очень пологих берегов).

С.А. Огородов (2012, 2014) вслед за P.B.Barnes (1982) описывает механизм формирования гряды ледового напора (ice-pushed ridge) за счет осенне-зимних нагонов молодых льдов, когда они могут выдавливаться на сушу, перемещая обломочный материал и откладывая из него гряды несортированного материала, представленного, в первую очередь валунно-галечной размерностью; R.B.Barnes (1982) исключает участие более мелких обломков в строении подобных валов (гравия, песка, глинистых частиц), время существование таких форм оценивается им как первые годы.

Таким образом, разные типы процессов рельефообразования по-разному проявлялись в разных ландшафтно-климатических условиях, которые существовали в котловинах байкальского типа в разные этапы позднеледниковья и голоцена. При этом формировались отложения определенного генезиса и связанные с ними формы рельефа, которые существуют и в настоящее время, позволяя восстанавливать историю развития котловин в последнее послеледниковое время. Обзор современного геоморфологического строения котловин байкальского типа приведен в следующем разделе.

Геоморфологическая характеристика впадин Байкальского типа 1.4 Исследуемая территория располагается в пределах Байкальской рифтовой зоны, которая представляет собой вытянутую линейную тектоническую зону длиной более 2000 км (рисунок 1.4-1), состоящую из кайнозойских впадин и структурно связанных с ними горных поднятий (Флоренсов, 1968, 1978, Уфимцев, 1992).

Рисунок 1.4-1.

Схема новейшей тектоники юга Восточной Сибири и сопредельных территорий (Уфимцев, 1992) 1-10 – область горообразования: 1-6 – Байкальская рифтовая зона, в том числе впадины байкальского типа (1), междувпадинные перемычки (2), краевые ступени (3), наклонные горсты (4), краевой сводовый изгиб (5) и ступенчатые глыбовые поднятия (6); 7-8 – зоны линейного коробления, в том числе отдельные своды (8), блоковые поля (9); большие сводовые поднятия (10); 11-15 – равнинно-платформенные области: 11 – зоны общего воздымания, 12 – предгорные пьедесталы, 13 – зоны предгорных складок, 14 – поднятые большие ступени, 15 – окраинные щитообразные поднятия. 16-18 – молодые и омоложенные разломы: сбросы (16), надвиги (17) и сдвиги (18). Цифрами в кружках обозначены: 1 – Сибирская платформа; 2 – Патомское, 3 – Центрально-Алданское, 4 – Становое сводовые поднятия; 5 – Восточносаянский свод; 6 – Верхнеленская ступень; 7 – Предбайкальская зона складок; 8 – Селенга-Витимская зона линейного коробления; 9 – Пришилкинское блоковое поле; Своды: 10 – Олекминского Становика, 11 – Большого Хингана, 12 – Хангайский, 13 – Хэнтей-Даурский, 14 – Восточнозабайкальский; 15 – Восточномонгольская равнинно-платформенная область; 16 – Шилка-Аргунская зона линейного коробления.

Рельеф Байкальской рифтовой зоны представляет собой сочетание котловин и хребтов, где котловины ограничены с одной или с обеих сторон уступами вдоль краевых сбросов и сбросо-надвигов (Выркин, 1998). Данные котловины, как основные отрицательные морфоструктуры региона, согласно терминологии Е.В. Павловского (1948) носят название впадин (котловин) байкальского типа (Флоренсов, 1978, Выркин, 1998). Формирование впадин байкальского типа происходит в условиях растяжения земной коры, которые благоприятствуют сбросовой тектонике (Мишарина, 1967, Выркин, 1998).

Среди котловин байкальского типа исследователи выделяют суходольные и озерные, которые различают по характеру экзогенного рельефообразования в субаэральных и субаквальных условиях (Флоренсов, 1960, 1978, Выркин 1998, Агафонов, 1990). К озерным относятся котловины, занятые крупными озерными ваннами (Байкал, Хубсугул).

Исследуемая Терехольская котловина относится к суходольным котловинам, которые подвержены воздействию широкого комплекса субаэральных экзогенных факторов рельефообразования, в том числе и озерных, но в гораздо меньших масштабах, чем предыдущие (Выркин, 1998).

Впадинам Байкальской рифтовой зоны посвящена обширная литература. Наибольшее внимание было уделено крупным впадинам данной зоны: Чарской, Муйской, Верхнеангарской, Байкальской, впадинам Тункинской секции, а также Хубсугульской и Дархадской. Наиболее полно вопросы морфоструктуры, геодинамики, истории неогенпозднечетвертичного развития, а также современным процессов осадконакопления и рельефообразования приведены в работах Г.Ф. Уфимцева (1984, 2004, 2006, 2009 и др.) А.А.

Щетникова (2001, 2004 и др.), Н.А. Флоренсова (1960), Э.И. Равского (1972), С.К. Кривоногова (2010), А.П. Федотова (2007), Б.П. Агафонова (1990), Б.В. Выркина (1998, 2007 и др.), Баженовой О.И. (2011), Рыжова Ю.В. (1988).

Исследования показали, что условия залегания верхнеплейстоценовых отложений во впадинах байкальского типа (Кривоногов, 2010) 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 как по мощности, так и по стратиграфической полноте. Наличие высокогорного обрамления и интенсивного сноса с него обломочного материала ледниковыми и флювиальными процессами обусловило значительную гранулометрическую и фациальную дифференциацию отложений по простиранию. Характер областей сноса и аккумуляции: расположение ледниковых и неледниковых долин, выступов скального основания, локальных тектонических структур, определил мозаичность расположения толщ, отложенных разными агентами. На рисунке 1.4-2 предложена принципиальная схема строения впадин Байкальской рифтовой зоны, которая была обобщена С.К. Кривоноговым (2010).

Согласно данной схеме в суходольных впадинах исследователи выделяют несколько осадочных формаций: 1) предгорных шлейфов; 2) ледниковых долин; 3) флювиальных долин и днищ впадин; 4) аккумулятивных возвышенностей; 5) покровов; 6) формация ледниково-подпрудных озер (характерна не для всех котловин).

Рисунок 1.4-2.

Принципиальная схема условий залегания позднеплейстоценовых и голоценовых отложений впадин Байкальской рифтовой зоны (Кривоногов, 2010) 1 – морена; 2 – преимущественно пролювий (включая приледниковый); 3 – пески эоловых массивов; 4 – аллювиальные отложения; 5 – преимущественно флювиальные (зандр, аллювий) пески; 6 – субаэральные песчаные покровы; 7 – варвовые ледниково-подпрудные алевриты; 8 – выступы фундамента и горное обрамление; 9 – датированный С14 каргинский маркирующий горизонт; 10 – направление и интенсивность тектонических движений.

1. Предгорные шлейфы располагаются в тыловых частях днищ впадин, образуя наклонные равнины. Сложены предгорные шлейфы преимущественно пролювиальными отложениями с незначительным присутствием коллювиальных и делювиальных отложений. Механический состав отложений закономерно уменьшается от валунно-галечного материала на присклоновых участках до песчано-галечных и песчаных отложений на периферии шлейфов. Для большинства котловин характерно погружение периферической части шлейфов под отложения флювиальной формации днищ впадин. Граница между этими формациями, как правило, четко выражена в рельефе по смене направления эрозионных ложбин и структуры современных ландшафтов, а в зонах активных погружений часто выражен четкий перегиб склона. В таких местах формация днищ впадин наложена на края шлейфов (Кривоногов, 2010).

2. Формация ледниковых долин представлена моренными отложениями и отложениями приледниковых конусов выноса. Валы конечных морен расположены, как правило, на краях впадин напротив троговых долин и образованы крупными ледниковыми потоками, выходившими из гор на равнину. Моренный материал зачастую в разной степени переработанная водными агентами. Мощность отложений моренных валов составляет от нескольких десятков до 200 м, а сами валы возвышаются над равнинами на 100 и более метров. Количество моренных валов может быть от одного до четырех, часть из которых находится в горной области. Валы обычно сближены и образуют единый массив морены, но могут отстоять друг от друга на значительное расстояние. Они отражают множественные выдвижения ледников во впадины, сопровождавшиеся ледниковым выпахиванием.

Приледниковые конуса выноса образуют обширные наклонные равнины, сложенные валунно-галечным материалом. За исключением парагенетической связи с ледниками, механизм их образования и строение не отличаются от обычных пролювиальных конусов. В зонах погружения днищ впадин перед фронтами высочайших гор мощность приледниковых конусов максимальна и достигает сотни метров (Кривоногов, 2010).

3. Формация флювиальных долин и днищ впадин. В днищах впадин представлена зандровыми равнинами и флювиальными террасами, являющимися элементами парагенезиса, следующими за ледниковыми и пролювиальными образованиями. Мощность отложений составляет первые десятки метров (Кривоногов, 2010). Современные реки врезаны в зандровые поля на 10-20 м. В них вложены ступени, выработанные потоками стадии интенсивной дегляциации предголоценового-раннеголоценового времени. Во впадинах байкальского типа обычно фиксируется не более 2-3 ступеней. Их превышение друг над другом составляет первые метры. Флювиальная формация также включает речные отложения. Более или менее стабильная речная деятельность установилась в исследованных впадинах лишь в голоцене, хотя залповые выбросы вод происходят и в настоящее время На днищах впадин сформирована обширная пойма, врезанная в отложения в областях локальных поднятий, и наложенная в областях погружений (Кривоногов, 2010).

4. Формация аккумулятивных возвышенностей. Данная формация распространена преимущественно в центральных областях впадин, либо прижата к горным склонам и сложена, как правило, эоловым материалом. Мощность эоловых отложений может достигать 100-200 м. Основное накопление песков связано с криоксеротическими фазами ледниковых эпох (Кривоногов, 2010).

5. Формация покровных отложений отличается полифациальностью и присклоновым положением. Формация покровных отложений развита в южных впадинах (Хубсугульской и Тункинских), где, в силу климатических причин, был редуцирован поверхностный сток, и поэтому уменьшена роль пролювиальных образований. Яркими примерами покровов являются накопления вокруг горы Дарготуйской в Тунке, вскрытые обнажениями Белый Яр I и II, и отложения на склонах перемычек между тункинскими впадинами. В их образовании принимали участие эоловые, склоновые, мерзлотные и почвенные процессы. Формация имеет мощность в первые десятки метров и образует присклоновые наклонные равнины. Покровы накапливались непрерывно в течение большей части позднего плейстоцена. Слагающие их толщи отражают различия в климате и ландшафтах. По климатостратиграфическому принципу в них могут выделяться толщи, отвечающие региональным горизонтам корреляционной части стратиграфической шкалы четвертичной системы или ступеням ее общей части (Кривоногов, 2010).

6. Формация отложений ледниково-подпрудных озер. Данная формация распространена не во всех суходольных котловинах байкальского типа, однако для исследуемой в настоящей работе территории (Терехольской котловины), характерна. Наиболее полно эта формация изучена в Чарской, Муйской и Дархадской впадинах. Ярким свидетельством подпрудных озер являются ленточные алевриты. Они вскрыты в Чарской (Еникеев, 1986) и Дархадской (Уфлянд и др., 1969; Krivonogov et al., 2008) впадинах. Мощность приповерхностных ленточных отложений в этих впадинах составляет 20 м и 31 м, соответственно. В Чарской впадине скважинами вскрыто несколько слоев ленточнослоистых отложений, свидетельствующих о неоднократном возникновении подпрудных озер и их соответствии оледенениям (Еникеев, 1998, 2009).

Другим компонентом ледниково-подпрудной формации являются следы спуска озер. В Чарской впадине они представлены гигантской песчаной рябью, покрывающей поверхность зандровой равнины Чкаловских озер и северной части массива Малых Песков. Это следы последнего сартанского ледниково-подпрудного озера. Озерная деятельность затронула (выгладила) и поверхность песчаных аккумулятивных возвышенностей.

Часть песка, по-видимому, была унесена в северную низинную часть впадины и вошла в состав зандров. В Дархадской впадине следы спуска ледниково-подпрудного озера присутствуют только ниже ледниковой плотины в виде нагромождения перемещенной морены, уносимой от ледника периодическими йокульлаупами (Кривоногов, 2010).

Рисунок 1.4-3.

Интенсивность накопления осадков во впадинах байкальской рифтовой зоны в позднем плейстоцене и голоцене (Кривоногов, 2010) Интенсивность накопления описанных выше формаций отложений менялась во времени, в зависимости от общего хода природных изменений, общие характеристика которых приведены в разделе 1.3. На рисунке 1.4-3 приведена схема изменения интенсивности накопления основных формаций, в результате деятельности основных рельефообразующих процессов в исследуемом регионе. Как видно, максимумы осадконакопления приурочены к максимумам похолодания (последний максимум связан с максимумом Сартанского оледенения), а минимумы к межледниковым периодам и интерстадиалам (голоцен и Каргинский интерстадиал). Непосредственно для рубежа последнего позднеледниковья и голоцена следует также отметить, что во впадинах полностью исчезло влияние гляциальных процессов рельефообразования, существенно уменьшилось формирование песчаных эоловых массивов, а в структуре флювиальных процессов уменьшилось интенсивность накопления пролювиальных отложений, уступив место аллювию.

Глава 2. Терехольская впадина: геолого-геоморфологическая и физикогеографическая характеристика.

2.1 Тектоническое строение Терехольская котловина относится к малым впадинам байкальского типа и входит в состав юго-западной окраинной Дархат-Хубсугульской секции Байкальской рифтовой зоны (рисунок 2.1-1). Как видно на рисунке, Терехольская впадина представляет собой расширенную часть системы тектонических погружений в подошве западного крыла Байкальской рифтовой зоны на ее юго-западном окончании. Возраст впадины оценивается как доплиоценовый (Потапов, 1955).

Рисунок 2.1-1.

Обзорная схема Тувино-Монгольского массива и его обрамления (Беличенко и др., 2003).

1 – кайнозойские отложения рифтовых впадин; 2 – венд-кембрийский осадочный чехол; 3фундамент: 3 – рифейские офиолитовые и островодужные образования, 4 – рифейский осадочный чехол, 5 – раннедокембрийские образования; 6 – раннепалеозойские террейны, обрамляющие массив: Дж – Джидинский, Тн – Тункинский, ХД – Хамар-Дабанский, ЗСН

– Западно-Сангиленский, Шт – Шутхулайский, БК – Бельско-Китойский (Китойкинский), Оз – Озерный, ТС – Тувинская система; фрагменты осадочного чехла: бк – Боксонский, хб

– Хубсугульский, дз – Дзабханский; 7 – данные изотопии (млн. лет). Терехольская котловина показана звездочкой Характер развития морфоструктур Терехольской котловины зависит от тектонического режима окружающих региональных структур – Сангиленского массива и ВосточноТоннуольского блока.

Сангиленский массив развивается как сводовое поднятие, Восточно-Тоннуольский блок представляет собой зону линейного коробления, разбитую сетью разломов на дифференцированно воздымающиеся и опускающиеся блоки. За период 1994-2004 гг. Сангиленский массив испытывал активное воздымание (до 25 мм/год), а ВосточноТоннуольский блок наоборот опускался со скоростью до 6 мм/год (Леви и др., 2006).

Впадина приурочена к пересечению систем разломов северо-восточного («рифтового») и северо-западного («коллизионного») направлений, чаще всего представленных сбросами, которые оформляют борта котловины и формируют систему блоков с дифференцированным и различным по кинематике характером новейших движений (Отчет…, 2008).

В плане Терехольская котловина имеет клиновидную форму: она расширяется к юго-западу и сужается на северо-восток, что отражает рисунок ограничивающих ее разломов (рисунок 2.1-2).

Рисунок 2.1-2.

Схема морфотектоники Терехольской впадины (выполнил А.В.Панин) 1 – горное обрамление; 2-3 – днище впадины, том числе ее суходольная (2) и заозеренная (3) части; 4 – краевые сбросовые уступы; 5 – сдвиги; 6 – прочие разломы; 7 – микроблоковое дробление (крошение) на борту впадины; 8 – направления перемещения геоблоков.

Северо-западный борт впадины представляет собой резко выраженный в рельефе прямолинейный уступ высотой около 500 м, а в его наиболее крутой северо-западной части – до 600 м (рисунок 2.1-2). Он является морфологическим выражением активного в новейшее время Агардагского глубинного разлома, который на данном отрезке представлен серией взбросов. Борт впадины интенсивно расчленен короткими (часто сухими) долинами, трассирующими разломы северо-западного направления (Потапов, 1955, Власов, 1969).

По Агардагскому разлому отмечены новейшие сдвиги. На его южном субширотном отрезке, по данным GPS-мониторинга, для последнего десятилетия восстанавливаются левосдвиговые движения со скоростью 6-7 мм/год. Деформации тальвегов малых долин, расчленяющих северо-западный борт Терехольской котловины, маркируют иное – правостороннее направление сдвиговых движений на новейшем этапе (Гоникберг, 1999). С правосдвиговыми новейшими смещениями связано, вероятно, и формирование на северозападном борту котловины зоны микроблокового дробления (рисунок 2.1-2), которая хорошо выражена в современном рельефе.

В районе юго-западной оконечности озера Тере-Холь, на северо-западном борту впадины в рельефе отчетливо выражена новейшая зона дробления. Борт впадины здесь существенно снижен, его бровка теряет прямолинейность и отходит вглубь водораздела.

Здесь отмечено циркообразное понижение, для которого характерна повышенная дискретность рельефа, существенно большее, по сравнению с другими участками этого борта, количество водотоков и ширина их днищ. Эта зона соответствует пересечению Агардагского разлома с серией северо-западных нарушений, частично заполненных интрузивными массивами.

Остальные борта впадины выражены в рельефе менее резко, расчленены речными долинами и сглажены процессами денудации.

Восточный борт в новейшем структурном плане представляет собой крыло довольно интенсивного (в осевой части) сводового поднятия, расчлененное серией сбросов северо-восточного простирания на отдельные дифференцированно воздымающиеся блоки, отчетливо выраженные в рельефе. Превышения блоков над ее днищем составляют 300-500 м. В новейшее время с этой системой связаны малоамплитудные вертикальные движения.

Вдоль некоторых сбросов на водоразделах сформировались небольшие приразломные впадины, выполненные аллювиальными и склоновыми отложениями.

Южный борт впадины представляет собой четкий, но относительно пологий уступ высотой 400-500 м, расчлененный северо-восточными нарушениями, которые прорабатываются эрозионной сетью. В районе юго-восточной оконечности озера Тере-Холь к северо-восточному разлому (одна из ветвей Агардагского глубинного разлома), продолжение которой разделяет днище котловины на два крупных блока с различной интенсивностью новейшего погружения, приурочена зона дробления пород. Здесь наблюдаются блоки тектонического отседания.

Западная часть южного борта котловины приурочена к сбросу субширотного простирания, который протягивается через долину р. Чиргаланды до юго-восточной оконечности озера Тере-Холь (Потапов, 1955). Субширотный разлом выражен в рельефе отчетливым уступом, высота которого снижается на юго-западном замыкании котловины (на пересечении с Агардагским разломом) до 70-90 м. Здесь он отделяет котловину озера от депрессии р. Чиргаланды. По данным электрозондирования, на днище этой депрессии залегают озерные глины мощностью до 120 м, возможно, синхронные по возрасту нижней пачке озерных глин котловины озера Тере-Холь (Власов, 1969).

Северо-восточный борт впадины высотой 350-400 м приурочен к разлому северозападного простирания, представляющему собой серию сбросов, выраженных в рельефе уступами. Подножие уступа одного из сбросов маркируется прямолинейной долиной р.

Сарыг-Эр. Судя по спокойному облику рельефа интенсивность вертикальных движений (дифференцированное поднятие) в новейшее время была умеренной.

Днище Терехольской впадины имеет асимметричное строение. С востока и севера его перекрывают мощные конуса выноса (внутренние дельты) Балыктыг-Хема и его малых притоков, и здесь обособляется относительно приподнятый («суходольный») блок (рисунок 2.1-2). В западной части котловины выделяется плоскодонная впадина в виде вытянутого блока юго-западно – северо-восточного простирания шириной 5-6 км и длиной 25 км, который имеет клиновидную форму, повторяющую общую форму котловины («заозеренный» блок на рисунке 2.1-2). Перепады высот в пределах блока – первые метры, и в значительной степени они обусловлены термокарстово-просадочной переработкой исходной озерно-аллювиальной равнины. Выровненность рельефа свидетельствует о длительно протекающих процессах аккумуляции, вызванных, очевидно, относительным опусканием этой части дна котловины. «Заозеренный» блок разделен поперечными линеаментами северо-западного простирания на ряд более мелких блоков, характеризующихся разной степенью заозеренности, что, возможно, определяется амплитудами их молодых погружений. Юго-западный из этих блоков (блок А на рисунок 2.1-2), занят озером Тере-Холь, и, видимо, погружается наиболее интенсивно. Следующие на северо-восток блоки (Б и В на рисунке 2.1-2) представляют собой участки распространения малых озер, размеры и общие площади которых последовательно уменьшаются на северо-восток, где в блоке Г, уже преобладают заболоченные участки.

Северо-восточное замыкание блока Г приурочено к зоне дробления (рисунок 2.1-2).

Сейсмическая активность Сейсмическая активность в Терехольской впадине обусловлена ее положением на границе Байкальской рифтовой зоны и Алтае-Саянской горной системы. Для трех впадин окраины Байкальской рифтовой зоны Бусингольской, Белинской и Терехольской. Еманов и др. (2010) предполагает сочетание землетрясений как в горном обрамлении (по аналогии с Алтае-Саянской зоной), так и в днищах впадин (по механизму рифтовой зоны) с чуть большим преобладанием сейсмического процесса в горном обрамлении. Отмечено также, что сейсмичность оперяющих разломов превышает сейсмичность основного Агарадагского разлома. В Бусингольской и Белинской впадинах имеются палеосейсмодислокации землетрясений магнитудой 7.0-7.5.

Анализ сейсмических событий за последние 50 лет в Бусингольской и Белинской впадинах показывает выраженные упорядоченные активизации сейсмичности. В Белинской впадине установлено, что имеют место афтершоковые события землетрясения 29 ноября 1974 г. и 4 ноября 1999 г., а в Бусингольской — 1 апреля 1976 г., приуроченные ко днищу впадины, и 27 декабря 1991 г., приведшему к 20-летней (до начала 2003 г.) активизации афтершоковых событий. Эпицентр находится на Шишхидском нагорье, выступающем в Бусингольскую впадину с востока. Подобные пульсации являются уникальными и, по мнению Еманова и др (2010), не укладываются в рамки обычного афтершокового процесса.

Из установленных палеосейсмических событий можно назвать землетрясения, следы которых отмечены в шлейфах разрушения крепостных стен памятника Пор-Бажин (Панин, 2011). Это события конца VIII в, XII в, и первой половины XIX в.

2.2 Стратиграфия Геологическое строение территории изучалось здесь в рамках региональной геологической съемки масштаба 1:200 000 в 50-х 60-х годах ХХ века (листы карт М-47-VIII и М-47-XIV, 1960). Также по данной территории небольшой ряд работ как времен геологической съемки (Потапов, 1955, Геология СССР.., 1966, Власов, 1969), а также более поздних времен (Ильин, 1982, Государственная…, 1985, Матросов, 1993, Кузьмичев, 2000, Струнин, 2005).

Согласно имеющимся представлениям горное обрамление котловины сложено, в основном, карбонатными и терригенно-карбонатными отложениями балыгтыгхемской и чартысской свит (рисунок 2.2-1), которые объединяют в нарынскую серию (Ильин, 1982) и датируют по органическим остаткам поздним рифеем (Геология…, 1966).

Рисунок 2.2-1.

Геологическая карта района Терехольской котловины (по Геологическая…, 1958) На западном борту котловины терригенно-карбонатные толщи перекрыты вулканогенно-терригенными отложениями харальской и тумматайгинской свит, возраст которых в настоящее время также считается позднерифейским (Струнин, 2005). Возраст свит до конца не установлен. Согласно данным о среднекембрийском возрасте наиболее древних интрузий (Кузьмичев, 2000), обе толщи не могут быть моложе раннего кембрия.

Терехольскую котловину выполняют неоген-четвертичные отложения.

В таблице 2.2-1 приведена краткая стратиграфическая характеристика исследуемого региона.

–  –  –

Согласно разработанной В.А.Носиным (1963) для Тувы схеме ландшафтнопочвенного районирования, Терехольская котловина относится к Каа-Хемскому левобережному району Восточно-Тувинского горного тундрово-лугово-таежному округу Восточносаянско-Прихубсугульской котловинно-горной провинции таежно-лесной зоны. В днище Терехольской котловины по ландшафтно-геоморфологическим признакам выделяется два района. Юго-восточный район представляет собой относительно возвышенную наклонную поверхность (единая поверхность аллювиально-пролювиальной аккумуляции), которая имеет покров из сообществ злаковых степей, использующихся под пастбища. Однородный покров злаковых степей осложняется редкими крупными пятнами группировок разнотравных степей. Они маркируют здесь водосборные понижения, зоны транзита временных водотоков, места разгрузки грунтовых вод. По долинам ручьев и рек, пересекающих возвышенную часть днища котловины, произрастают древесные и кустарниковые сообщества на лугово-аллювиальных почвах. Для наиболее крупных из них (БалыктыгХем), которые отличаются высокой интенсивностью эрозионно-аккумулятивных процессов, характерно отсутствие какой-либо растительности и распространение каменистых отмелей.

Северо-западный район представляет собою плоскую равнину с интенсивной озерно-термокарстовой переработкой. Для данного района характерна пестрота ландшафтных условий. Здесь приблизительно в равных долях представлены сообщества лиственничной тайги и влажных разнотравных степей и лугов. Для этой части днища впадины отмечаются луговые (в том числе карбонатные, солончаковые и заболоченные их разности), луговочерноземные и лугово-каштановые почвы. Характерной особенностью ландшафта здесь являются многочисленные термокарстовые озера. В юго-западной части района находится мелководное озеро Тере-Холь в обрамлении кустарниково-осоковых болот с луговоболотными почвами (Почвы…, 1975).

Горные склоны котловины покрыты лиственничными лесами на перегнойных неоподзоленных и слабо оподзоленных почвах, а на склонах южной экспозиции – на горно- таежных дерновых почвах. Верхние части склонов, преимущественно северных экспозиций, занимают лиственнично-кедровые леса. Крутые участки склонов, особенно южной экспозиции, не имеют сплошного растительного покрова. Здесь распространены каменистые осыпи и сообщества злаковых степей (Носин, 1963).

Рисунок 2.3-1.

Спорово-пыльцевая диаграмма отложений озера Тере-Холь (Болиховская, Панин, 2008).

Проведенный спорово-пыльцевой анализ озерных отложений показал, что за последние 5 тысяч лет в наземном растительном покрове Терехольской котловины и окаймляющих ее горных склонов произрастали горно-тундровые, горно-таежные и горностепные фитоценозы. Исходя из изменений состава и процентного содержания пыльцы и спор в полученных палиноспектрах, выделены пять палинозон (рисунок 2.3-1), включающих 14 субпалинозон (Болиховская, Панин, 2008). Данные палиностратиграфические подразделения отражают значительные климатические изменения, приводившие как к миграции границ горно-тундрового и горно-лесного высотных поясов, так и к структурной перестройке доминировавших палеофитоценозов исследуемого района. Горно-степная растительность, скорее всего, не имела самостоятельного зонального статуса.

Хотя в ряде спектров содержание пыльцы трав и кустарничков – злаков (Poaceae), полыни (Artemisia subgenus Euartemisia, A. subgenus Seriphidium, A. subgenus Dracunculus, Artemisia spp.), маревых (Chenopodiaceae) и эфедры (Ephedra spp.,) достигает 47-49%, высокое содержание в них пыльцы кустарниковой березки Betula rotundifolia и кустарниковой ольхи (Duschekia fruticosa) свидетельствует, что участки горных степей на протяжении среднего и позднего голоцена большей частью являлись интразональными образованиями на территории котловины, а также ее среднегорного и высокогорного обрамления, и имели эдафическую и/или экспозиционную приуроченность (Болиховская, Панин, 2008). Более подробная характеристика изменеий природных условий в голоцене приведено в главе 4.

Отрицательная среднегодовая температура (-6оС), суровость и малоснежность зим располагают к существованию на дне впадины многолетнемерзлых пород. По данным электроразведки (Кошурников и др., 2008), на юго-западе впадины мощность мерзлых пород достигает 120-130 м, а под акваторией озера Тере-Холь существует талик, который прерывается на островах линзами мерзлоты, мощностью 20-25 м (рисунок 2.3-2).

Типичная мощность деятельного слоя в глинистых грунтах составляет 1,5-2 м, уменьшаясь до 0,8-1,0 м в затененных местах; в песчано-гравийных грунтах деятельный слой мощнее – до 2,5-3 м и более (Панин и др., 2012).

Наиболее крупным водным объектом исследуемой территории является озеро Тере-Холь. При площади 33,2 км2 (из них 30,3 км2 – акватория, 2,9 км2 – острова) оно отличается крайней мелководностью (рисунок 2.3-3).

Рисунок 2.3-2.

Геокриологический профиль юго-западной части озера Тере-Холь и прилегающего участка дня котловины (по Кошурников и др., 2008).

1 – породы палеозойского кристаллического фундамента; 2 – талые плиоценчетвертичные осадочные породы; 3 – многолетнемерзлые породы; 4 – значения электрического сопротивления пород, Ом.

По данным батиметрической съемки, около четверти акватории имеет глубину менее 0,2 м (в основном, на северо-востоке), а в наиболее глубокой юго-западной части озера глубина достигает лишь 1,2-1,3 м (отдельные термокарстовые ямы у берегов острова Пор-Бажин достигают глубины 1,9 м). Средняя глубина озера 0,5 м (Панин и др., 2012).

Сезонные колебания уровня невелики – в пределах первых дециметров, чему способствует проточный характер озера и преобладание подземного питания.

Помимо озера Тере-Холь, днище котловины изобилует небольшими по размеру заросшими водной растительностью озерами и окружающими их болотами. Глубины в них менее 0,5-1,0 м, максимальная ширина у самого крупного – менее 1,3 км, а длины у некоторых достигают нескольких километров. По происхождению озерки Терехольской котловины являются либо отчленившимися от озера Тере-Холь заливами во время снижения его уровня, либо термокарстовыми, пойменными и органогенными (болотными) водоемами. Часть озерков бессточны и осуществляют водообмен с соседними водными объектами подземным путем (Отчет…, 2008).

Рисунок 2.3-3.

Батиметрическая карта озера Тере-Холь (построена Д.В.Магрицким и Н.И.Тананаевым, Географический факультет МГУ) В таблице 2.3-2 приведены данные о водотоках на водосборе озера Тере-Холь.

Таблице 2.3-2.

Основные сведения о водотоках на водосборе озера Тере-Холь.

–  –  –

Водный режим на реках и ручьях водосбора озера Тере-Холь характеризуется наличием здесь весеннего половодья, летних дождевых паводков, а также неустойчивой летне-осенней меженью, которая переходит в устойчивую зимнюю межень. Весеннее половодье начинается здесь в среднем в конце апреля и продолжается в течение 1-1,5 месяцев в зависимости от размера водосбора водотока и распределения его площади по высотным зонам: продолжительность увеличивается при большей площади и средней высоте водосбора. Максимальные расходы половодья наблюдаются в мае. В течение лета во время дождевых и ливневых осадков возможно увеличение расходов воды некоторых рек и ручьев, в некоторых случаях паводки по своей высоте могут превышать весеннее половодье.

2.4 Морфология днища впадины Дно впадины представляет пологонаклонную (2-3°) к северо-западу аллювиальнопролювиальную равнину, составленную обширными позднеплейстоценовыми конусами выноса рек Балыктыг-Хем, Эми, Сарыг-Эр и нескольких более мелких водотоков, вступающих на дно впадины преимущественно со стороны ее юго-восточного борта (рисунок 2.4-1). Самая низкая часть дна впадины проходит вдоль подножья ее северо-западного борта, оставляя впечатление опущенного тектонического блока, маркированного четкой сменой растительности и общего рисунка ландшафта. На юго-западном замыкании этой низкой ступени дна впадины находится озеро Тере-Холь. Общий перепад высот в пределах дна впадины достигает 50-60 м.

Подобная асимметрия, которая наблюдается в морфологии днища Терехольской впадины может объясняться пространственными вариациями интенсивности аккумулятивных процессов. Интенсивность при этом зависит от площади водосбора, поставляющей твердое вещество на разные участки днища. Юго-западная часть днища впадины, содержащая озеро Тере-Холь, занимает площадь 130 км2. Площадь водосбора этой части впадины составляет 210 км2 (соотношение площадей заозеренной части днища и его водосбора – 1,6). Оставшаяся часть днища впадины имеет площадь 350 км2 при площади водосбора 5060 км2. Соотношение площадей этой части днища и его водосбора достигает 14,5 (рисунок 2.4-2).

Поэтому в центральной и северной частях впадины конусы выноса занимают большие площади и хорошо выражены морфологически. Водосбор впадины здесь резко асимметричен: на западе водораздел проходит практически по борту впадины, а с востока открываются долины крупных рек – Балыктыг-Хема, Эми. Сарыг-Эр (рисунок 2.4-2).

Рисунок 2.4-1.

Гипсометрическая схема днища Терехольской впадины Рисунок 2.4-2. Водосбор Терехольской котловины Красная линия – граница водосбора оз. Тере-Холь; синяя – остальной водосбор; зеленая – граница днища впадины Озеро Тере-Холь располагается в юго-западной части Терехольской впадины. Это самая узкая часть впадины: ее ширина по днищу в створе пос.Кунгуртук не превышает 13 км, а в районе устья р. Айыл едва достигает 6 км. Водосбор здесь имеет на порядок меньшую площадь и расположен симметрично относительно оси впадины. Поэтому аккумулятивный шлейф вдоль тылового шва сформирован здесь только сносом с бортов котловины и небольшими конусами малых долин. Дно впадины имеет здесь симметричную пологовогнутую форму с перепадом высот не более 10-15 м. Ее наклон сохраняется и вблизи берегов озера. Поверхность этой водно-аккумулятивной равнины осложнена вторичными формами: пологими изометричными холмами высотой 2-3 м и диаметром в первые десятки метров – буграми пучения, многочисленными термокарстовыми западинами глубиной менее 1 м и диаметром от первых метров до 40-50 м, брошенными сухими руслами малых рек.

Озеро Тере-Холь окаймляется с СЗ, З и ЮЗ сторон вложенной в поверхность зандровой равнины полосой террасовых уровней. Выделяется два уровня террас (рисунок 2.4-4) высотой до 1,0 (Т2) и до 0,5 м (Т1). Более подробная характеристика данных поверхностей представлена в разделе 4.1.2.

На северо-восточном продолжении озера располагается долина р. Салдам (через которую идет сток воды из озера), а также интенсивно расчлененная озернотермокарстовая равнина (рисунок 2.4-4). Бывшая зандровая равнина прорезается палеоруслами и термокарстовыми котловинами, как сухими, так и занятыми озерами. Дно сухих котловин располагается как правило на 1-2 метра выше современного уреза р. Салдам (рисунок 2.4-3). В более глубоких термокарстовых котловинах существуют озера, урезы воды которых привязаны к уровню воды в р.Салдам.

Рисунок 2.4-3.

Профиль через озерно-термокарстовую равнину в 5 км к СВ от истока р. Салдам Рисунок 2.4-4. Рельеф днища Терехольской впадины

2.5. Антропогенный фактор рельефообразования Терехольская впадина расположена в труднодоступном горном регионе на границе с Монгольской Народной Республикой, поэтому антропогенный фактор проявляется крайне слабо.

С 2002 г. территории относится к Терехольскому кожууну (району) республики Тыва. Население кожууна составляет около 2000 человек, три четверти из которых проживают в селе Кунгуртуг, являющемся административным центром территориального образования. С. Кунгуртуг располагается в центральной части Терехольской впадины. Основным занятием населения является животноводство, а также, в меньшей степени, земледелие (овощеводство), Наличие богатых полезных ископаемых в верховьях рек Эми и Балыктыг-Хем предопределило развитие золотодобывающей деятельности (артель "Ойна"), а также перспективы для добычи алюминиевого сырья (все месторождения лежат вне пределов исследуемой территории) (Официальный сайт…, 2015).

Отрасли животноводства включают разведение крупного рогатого скота (3127 голов), мелкого рогатого скота (4760 голов), разведение яков (236 голов), а также коневодство (1649 голов) (цифры приведены на 2014 г. по (Официальный портал…, 2015). Однако заметного воздействия на окружающую среду и на рельеф днища Терехольской котловины в частности эта хозяйственная деятельность не оказывает.

Присутствие человека отмечается последние 200-300 лет по данным валового химического анализа отложений озера Тере-Холь: содержание фосфора, главного геохимического индикатора антропогенной деятельности, возрастает лишь в верхних 10-12 см озерных отложений, отвечающих данному отрезку времени (Панин…, 2014).

В днище котловины находятся свидетельства более древнего присутствия человека в регионе. Так, на острове Пор-Бажин в центре озера Тере-Холь расположены остатки одноименного глинобитного комплекса сооружений, относимого археологами ко второй половине VIII века. Время его постройки относится к расцвету уйгурского каганата. ПорБажин ("глиняный дом" в переводе с тувинского) изначально строился на острове, причем для строительства (способ ханту) использовались местные материалы – озернокарбонатные илы, добывавшиеся в двух карьерах на окраинах острова, следы карьеров прослеживаются в батиметрии озера и в разрезах озерных отложений (рисунок 2.5-1).

Однако валовой химический и микроэлементный состав образцов, отобранных с «жилых» поверхностей памятника, а также данные микологического анализа не выявили существенного накопления ни одного из микроэлементов-индикаторов антропогенного загрязнения. Из этого следует, что селитебно-хозяйственная деятельность на территории памятника в период его строительства и первых лет существования была очень слабой и/ или кратковременной). Оставление крепости Пор-Бажин, которая, как считается ныне, строилась как культовое манихейское сооружение (Панин и др., 2014), связано со сменой политических и религиозных убеждений в уйгурском каганате во второй половине VIII века.

Рисунок 2.5-1.

Крепость Пор-Бажин на одноименном острове и предполагаемые карьеры по добыче озерных отложений (по Панин и др., 2014).

Таким образом, в целом антропогенный фактор оказывает очень слабое воздействие на рельеф днища Терехольской впадины; кратковременное влияние на рельеф отмечалось 12 тысяч лет назад при строительстве крепости Пор-Бажин.

Глава 3. Методы исследования Обоснование выбора методов исследования и методологические основы исследования Анализ голоценового рельефообразования Терехольской котловины осуществлялся набором методов, выбор которых предопределялся геоморфологическим положением изучаемого района, а также набором в пределах исследуемой территории определенных ландшафтно-геоморфологических обстановок.

Так наличие в днище котловины крупного озера, дно которого с поверхности сложено мягкими илистыми грунтами, требовало использования специального бурового оборудования для изучения его геологического строения. Так как детальность топографических карт не всегда удовлетворяла потребностям проводимых исследований, для уточнения данных о морфологии исследуемых объектов, проводились специальные топографо-геодезические работы.

В целом, набор методов выбирался исходя из требований морфолитогенетического подхода к изучению истории голоценового рельефобразования. Изучение морфологии форм рельефа возможно как дистанционными методами (анализ карт и космических снимков), так и прямыми наблюдениями, и инструментальными измерениями в полевых условиях. Исследование геологического строения форм рельефа, которое необходимо для понимания их генезиса и возраста, требует полевых работ по заложению и описанию разрезов (и скважин) рыхлых отложений, а также последующей лабораторной обработки отобранных для специального анализа проб. Ниже представлен перечень методов, которые применялись при выполнении данной работы.

Все их можно разделить на три группы:

дистанционные методы, полевые методы, а также методы аналитической обработки проб, отобранных во время полевых работ.

Методологическими основами исследования являлись концепция У.М.Дэвиса (1962) о стадиях развития рельефа («структура – процесс – стадия»), морфологический анализ В.Пенка (отражение в рельефе соотношения интенсивности тектонических и денудационных/аккумулятивных процессов) (1961), учение А.Пенка – И.С.Щукина (1960) о морфоклиматических обстановках рельефообразования, концепция К.К.Маркова (1960) и его последователей о комлексном развитии ПТК, цикличности и направленности развития природы в четвертичном периоде в определенных региональных условиях.

Дистанционные методы 3.2 Геоморфологическое картографирование поверхности днища Терехольской котловины происходило с использованием многозонального космического снимка территории, а также крупномасштабных (1:25000, 1:50000) топографических карт.

В работе использовался многозональный космический снимок, полученный 07.08.2007 года со сканера QuickBird. Снимки QuickBird производят измерения отраженной солнечной радиации в 4 диапазонах электромагнитного спектра с пространственным разрешением 2,44-2,88 м (в зависимости от угла съемки). Одновременно выполняется съемка в панхроматическом диапазоне с разрешением 0,61-0,72 м (Отчет…, 2009). В таблице 3.2-1 приведена характеристика съемочной системы QuickBird.

Для удобства дешифрирования снимка к.г.н. Д.Н.Козловым (Географический факультет МГУ) была произведена его обработка с целью создания синтезированных геоизображений, которые визуализируют пространственную изменчивость отраженной солнечной радиации с помощью оттенков трех главных цветов: красного, зеленого, синего.

Таблица 3.2-1.

Характеристика съемочной системы QuickBird.

Канал Диапазон электромагнитного Избирательные свойства атмосферы и съемки спектра земной поверхности b1, 2,5 м 0,450-0,540 µm, голубой Состояние атмосферы, водных объектов b2, 2,5 м 0,520-0,600 µm, зеленый Мутность воды, биомасса b3, 2,5 м 0,630-0,690 µm, красный Различия растительности и почв b4, 2,5 м 0,760-0,900 µm, ближний ИК Биомасса, видовой состав растительности 0,450-0,900 µm, панхром интегрально B5 Подготовленный космический снимок позволяет лучше установить границы геоморфологических поверхностей. Во-первых, по снимку была более подробно отрисована гидрографическая сеть исследуемой территории (особенно в днище котловины). Вовторых, по характеру фототона, который отражает характер растительности, можно точнее определить границы озерных террас, пойменных поверхностей, палеорусел и древнего руслового рельефа, участков мерзлотного пучения и т.д.

Помимо космического снимка, для геоморфологического анализа территории использовались топографические карты крупного масштаба. В таблице 3.2-2 дана информация об используемых картах.

Таблица 3.2-2.

Основные сведения об используемых данных топографических карт Масштаб ли- Год съемки (количество Сечение рельефа, м стов карт листов) Основное Дополнительное 1:25 000 1969 (8), 1983 (1), 1984 (5) 10 5 1:50 000 1969 (5) 20 10 1:200 000 1965 (2) 20 10 1:500 000 1983 (1) 100 Весь район исследований покрывается 19 листами топографических карт, из них 14 листов масштаба 1:25 000 заполняют 3/5 площади. Карты масштаба 1:25000 и 1:50000 были векторизованы, по этим данным создана цифровая модель рельефа с размером ячейки моделирования от 10 м до 230 м для дна котловины и до 32,5 м для горного обрамления (Селезнева, 2009).

Крупномасштабные карты совместно со снимком использовались для создания геоморфологической карты территории. Цифровая модель использовалась для построения геолого-геоморфологических профилей.

Полевые методы 3.3 В работе использованы данные полевых работ, которые проводились в днище Терехольской котловины в 2007-2009 годах (автор принимал непосредственное участие в последних двух полевых сезонах). Работы в Терехольской котловине разделялись на несколько видов. Во-первых, были пробурены скважины на дне озера Тере-Холь, на ряде островов, а также в пределах сухопутных массивов днища котловины. Во-вторых, проводились рекогносцировочные маршруты и описание разрезов рыхлых отложений в долинах крупных рек, впадающих в озеро. В-третьих, на отдельных участках была произведена топографо-геодезическая съемка разной степени точности. Плановая привязка озерных скважин и некоторых разрезов осуществлялась с помощью GPS-приемника типа Garmin E-trex Summit. Точность плановых координат составляла 15 метров. Привязка как плановых, так и высотных координат сухопутных скважин в днище котловины производилась двухчастотной спутниковой системой приемников GPS 1200 серии Leiсa Geosystem. Комплект GPS оборудования включал базовую спутниковую станцию и мобильный спутниковый приемник (ровер) с антенной, закрепленной на металлической штанге. Съемка проходила в режиме кинематики. При данном режиме базовая станция находилась в стационарном положении над точкой с известными координатами, а ровер использовался для планово-высотных измерений скважин, разрезов, для съемки рельефа котловины для построения геолого-геоморфологических профилей и пр. Точность полученных топографических данных при данном виде съемки оценивается как субдециметровая (погрешности менее дециметра).

На отдельных островах проводилось нивелирование геоморфологических поверхностей и исследуемых скважин и разрезов с помощью ручного оптического нивелира СВCST Berger Instruments). Для данных высотных измерений использовалась также нивелирная рейка. Точность подобного измерения высоты оценивается как сантиметровая. Проложение для построения профилей измерялось строительной 30-метровой рулеткой.

Для проведения буровых работ на озере использовался плот (рисунок 3.3-1), на котором работала буровая бригада из трех человек (два человека заняты непосредственно бурением, третий – документирует: описывает и фотографирует керн, отбирает пробы).

Вследствие того, что верхний слой донных отложений представлен мягким илистым грунтом, до глубины 1-1,5 метра использовался широкий озерный бур, который позволяет взять максимальное количество материала и хорошо сохраняет структуру донных отложений. Глубже, вследствие уплотнения грунта, бурение велось обычным ручным буром с тонкой ложкой. При бурении использовались обсадные трубы. Глубина скважин в большинстве случаев не превышала 3 метров.

Буровые и шурфовые работы велись также на сухопутной поверхности днища котловины (конусы выноса рек, озерные террасы), а также на островах.

Отбор проб из кернов озерных и сухопутных скважин и из разрезов осуществлялся на следующие виды анализов: гранулометрический, минералогический, геохимический, спорово-пыльцевой, комплексный биологический, радиоуглеродный (в том числе AMS), оптико-люминисцентный (ОСЛ).

Рисунок 3.3-1.

Проведение буровых работ на озере (фото А.В.Панина) Литологические методы 3.4 Наиболее детально в данной работе литологическими методами исследовались преимущественно озерные и аллювиальные отложения. Крупность данных отложений определялась с использованием гранулометрического анализа. Анализ гранулометрического состава исследуемых осадков позволяет установить динамические условия образования отложений (Романовский, 1977).

Анализ выполнялся в лаборатории кафедры геоморфологии и палеогеографии МГУ непосредственно самим автором. Кроме того, в работе использовались данные гранулометрического анализа озерных отложений, полученные Е.Д. Шеремецкой и Е.А.Константиновым.

Перед проведением гранулометрического анализа все пробы проходили предварительную подготовку. Механические способы заключаются в намачивании пробы в воде, легком растирании, кипячении, взбалтывании с помощью специальных приборов, ультразвуковой обработке. Химические способы включают обработку насыщенным раствором пирофосфата натрия (Аринушкина, 1970), аммиаком (концентрация 1, 10, 25%), двудецинормальным раствором триполифосфата натрия, 1% раствором карбоната натрия, 2-5% раствором соляной кислоты и др. (Верзилин, 1986).

Песчаная фракция (крупнее 0,1 мм) разделялась способом сухого рассева на виброгрохоте Analysette 3 Pro. Более тонкие фракции при необходимости предварительно подвергались обработке 10% соляной кислотой для удаления карбонатной составляющей и 30% и 15% перекисью водорода для удаления органического вещества. Распределение тонких фракций (мельче 0,1 мм) измерялось на лазерном анализаторе размерности частиц «Analysette 22». Деление проводилось по логарифмической шкале, согласно которой границы между фракциями образуют геометрическую прогрессию со знаменателем 10 1/10 (мкм): 1 – 1,3 – 1,6 – 2,0 – 2,5 – 3,2 – 4 – 5 – 6,3 – 8 – 10 – … 8 мм – 10 мм – … (Батурин, 1937). Результаты гранулометрического анализа представлялись графически в виде гистограмм, кривых распределения, кумулятивных кривых или в цифровом выражении в виде гранулометрических коэффициентов (медианного диаметра, сортировки зерен, асимметрии и т.п.).

Для большинства проб гранулометрический анализ дополнялся определением органического вещества и карбонатности. Данный анализ выполнялся непосредственно автором, а также Е.Д. Шеремецкой, Е.А.Константиновым. Пробы одинакового веса помещались в фарфоровые тигли, высушивались при 105оС до постоянного веса и прокаливались в течение пяти часов при температуре 550-600оС. Потеря от прокаливания представляет собой органическое вещество, количество которого рассчитывалось в процентах к исходной сухой навеске (Жуховицкая,1986). Тигли с зольным остатком снова помещались в муфельную печь и прокаливались в течение пяти часов при температуре 950 оС. Потеря при прокаливании при данной температуре представляет собой углекислоту разложившихся хемогенных карбонатов. Ее количество также рассчитывалось в процентах к исходной сухой навеске. Карбонаты определялись умножением полученных цифр на коэффициент 2,274.

Наряду с гранулометрическим анализом, определялся минеральный состав рыхлых отложений. Подготовку пробы к минералогическому анализу проводил непосредственно автор работы. Проба, предназначенная для минералогического анализа, отмучивалась в воде для удаления из нее глинистых частиц. Оставшийся материал смывался в полотняный мешочек и высушивался. Высушенный материал рассеивался на ситах с выделением фракций (по крупности): 3-1; 1-0,5; 0,5-0,25; 0,25-0,1 мм и менее 0,1 мм (Ананьева, 1998).

Выделенные фракции в достаточном для анализа объеме мелкозема (около 3 чайных ложек) помещались в бумажные пакеты, на которых указывались все данные об образце (место, время и глубина отбора, номер выработки, полевое определение породы и др.). Из фракций 0,50-0,25; 0,25-0,10 мм и менее 0,10 мм отбирались навески мелкозема весом 4 г для дальнейшего разделения в тяжелой жидкости (бромоформ с плотностью 2,9 г/см3) на легкую и тяжелую минералогическую фракции. После разделения и последующего взвешивания тяжелой минералогической фракции определялось ее содержание (в %%).

Камеральное минералогическое изучение подготовленных проб было произведено к.г.н. Э.Г. Ананьевой. Методика проведения анализа приведена в работе «Литологоминералогический анализ при геоморфологических и палеогеографических исследованиях» (1998).

Валовый химический анализ 3.5 Валовой химический анализ осадков проводился рентген-флюоресцентным методом на спектрометре последовательного действия PW2400 в лаборатории Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН. Образцы предварительно прокаливались при 950° для удаления органическоговещества и карбонатов, потери при прокаливании (ППП) фиксировались повторным взвешиванием. Диагностическое значение для реконструкции условий осадконакопления имеет, прежде всего, соотношение силикатов (породообразующих элементов силикатных пород – Si, Al, Fe, Mg, Na, K) и карбонатов (большая часть Ca). Большая часть карбонатов поступает в озеро в растворенном виде как с поверхностным, так и с подземным стоком. Силикаты слаборастворимы и приносятся в озеро преимущественно в виде обломков пород и минералов с поверхностным стоком. С некоторыми допущениями можно считать, что соотношение силикатной и карбонатной фаз в осадке отражает соотношение поверхностного и подземного стока в водном питании озера. Чем выше содержание карбонатов в осадке, тем меньше в нем терригенного материала, тем менее значительна роль поверхностного стока в питании озера. Высокое содержание таких петрогенных элементов, как Si, Al, Fe, Mg, Na, K, напротив, говорит о значительной доле поверхностного стока в водном питании озера: с речными водами в озеро поступают не только растворенные карбонаты, но и продукты механической денудации, в результате чего доля карбонатов в осадке падает. Как следует из результатов радиоуглеродного датирования, росту доли силикатов в озерных осадках соответствует общее увеличение скорости осадконакопления, а наименьшие скорости соответствуют наиболее карбонатным осадкам.

Палеобиологические методы 3.6 Из палеобиологических методов в данной работе для анализа озерных отложений использовался комплексный биологический анализ. Кроме того, использовались данные спорового-пыльцевого анализа.

Метод количественного комплексного группового биологического анализа был разработан Н.В. Кордэ (1960). Он включает подсчет макро и микроостатков всех групп водорослей и беспозвоночных животных (Успенская, 1979, 1986). Как показывает практика, изучение любой отдельно взятой группы организмов, живущих в озерах (диатомеи, моллюски, остракоды и т.д.), может дать хорошую информацию об истории озера. Однако в осадках почти всегда имеются слои, в которых нет какой-либо группы. Следовательно, большую информативность дает изучение комплекса разных групп. Особое значение имеет анализ водорослей общего состава, так как в него входят группы, обитающие в различных экологических условиях. Знание структуры сообществ позволяет восстанавливать прошлое водоемов с большой полнотой и точностью (Успенская, 1986).

Таблица 3.5-1.

Связь групп водорослей с условиями их обитания (Успенская, 1986) Группы Характеристика озерного водоебиоорга- Условия существования групп ма при массовом присутствии низмов группы Синезеле- Неглубокие, часто непроточные и забо- Обмеление, усыхание озера, ные водо- лоченные водоемы, в которых процесс превращение его в стоячий водоросли минерализации органического вещества ем идет медленно Хлорокок- Встречаются в неглубоких эвтрофных Периоды обводнения озер ковые водо- прудообразных водоемах средней минеросли рализации со значительным количеством разлагающегося органического вещества, источником которого может быть либо обильная высшая водная растительность самого водоема, либо значительные поступления с водосбора.



Pages:   || 2 | 3 |
Похожие работы:

«ДЕМОНСТРАЦИОННАЯ ВЕРСИЯ ОТРАСЛЕВОЙ ОБЗОР БАНК НОВИНОК НА РЫНКЕ ХЛЕБОБУЛОЧНЫХ ИЗДЕЛИЙ, ЗАМОРОЖЕННЫХ БУЛОЧНЫХ ИЗДЕЛИЙ, МУЧНЫХ ПОЛУФАБРИКАТОВ, КАШ И ЗЛАКОВ 2016 год СТРУКТУРИРОВАННОЕ ОПИСАНИЕ НОВЫХ ПРОДУКТОВ, ВЫВЕДЕННЫХ НА РОССЙИСКИЙ И ЗАРУБЕЖНЫЕ РЫНКИ ПРОДУКТОВ ПИТАНИЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПР...»

«МАЗМ±НЫ СОДЕРЖАНИЕ ЗІНДІЛЕР азастан Республикасы Жоары Сотыны азаматты жне кімшілік істер жніндегі адаалау сот аласыны аулылары ИЗВЛЕЧЕНИЯ Постановления надзорной судебной коллегии по гражда...»

«Гуманитарные ведомости ТГПУ им. Л. Н. Толстого № 4 (8), декабрь 2013 г. УДК 17 Надточий И.О. (Воронеж, ФГБОУ ВПО "ВГЛТА") Тел.: (4732) 253-72-91, e-mail: kafedra@vglta.vrn.ru АНАЛИЗ ОПЫТА ВОРОНЕЖСКОЙ ШКОЛЫ ФИЛОСОФСКОЙ ЭТИКИ В статье производится описание и анализ деятельности воронежской школы философской этики...»

«Вишневый сад Действующие лица Раневская Любовь Андреевна, помещица. Аня, ее дочь, 17 лет. Варя, ее приемная дочь, 24 лет. Гаев Леонид Андреевич, брат Раневской. Лопахин Ермолай Алексеевич, купец. Трофимов Петр Сергеевич, студент. Симеонов-Пищик Борис Борисович, помещик. Шарлотта Ивановна, гувернантка. Епиходов Семе...»

«ГОСУДАРСТВЕННАЯ СИСТЕМА ЗАЩИТЫ ИНФОРМАЦИИ УТВЕРЖДЕН 11443195.4012-036 31-ЛУ Программно-аппаратный комплекс средств защиты информации от несанкционированного доступа "АККОРД-Win32" (версия 4.0) ОПИСАНИЕ ПРИМЕНЕНИЯ...»

«Елена Николаевна Байкова, аспирант каф. теории музыки Российской академии музыки им. Гнесиных lena.baykowa@yandex.ru К 85-ЛЕТНЕМУ ЮБИЛЕЮ ВЛАДИМИРА МИНИНА Е. Н. БАЙКОВА Создавая более сорока лет назад Московский камерный хор, Владимир Минин создал одновременно и со...»

«УДК 316.614:378 Мозговая Алла Викторовна Mozgovaya Alla Viktorovna кандидат философских наук, PhD in Philosophy, Leading Research Associate, ведущий научный сотрудник с исполнением Acting Head of Risk Problems Sector, обязанностей руководителя сектора проблем риска Institute of Sociology, Института социологии Росс...»

«LADA XRAY АУДИОСИСТЕМА Руководство пользователя Ф. 929 LADA XRAY АУДИОСИСТЕМА Руководство пользователя ТОЛЬЯТТИ ОГЛАВЛЕНИЕ Меры предосторожности при использовании Общее описание Описание органов управления Включение и вык...»

«СПИСОК ПРИСЯЖНЫХ ЗАСЕДАТЕЛЕЙ ВОСТОЧНОГО АДМИНИСТРАТИВНОГО ОКРУГА ДЛЯ МОСКОВСКОГО ГОРОДСКОГО СУДА от 22 сентября 2004 года Абакумова Татьяна Анатольевна Абалаков Борис Борисович Абалихина Елена Вячеславовна Абалова Ирина Анатольевна Абалымов Алексей Андреевич Абанина Зоя Федоровна Абашина Светлана Влад...»

«RUSSISCH-SCHWEIZERISCHES ZENTRUM www.rodnik.ch/info@rodnik.ch Brestenbergstr 25 5707 Seengen Schweiz +41(0)62 777 43 59 Док №011 Протокол отчётно-выборного собрания Русско-Швейцарского Центра РОДНИК от 26.03.2010 г.Присутствующие: Берчи Н, Бучельникова О, Фельманн Л, Абегглен К, Фрай Е, Райзер Л, Мишарина И,...»

«Святой праведный Лаврентий, Христа ради юродивый, Калужский чудотворец (память 10 августа по старому стилю) Блаженный Лаврентий, Христа ради юродивый, Калужский начинает древний семейный синодик (помянник) боярского рода Хитровых, находившийся в Перемышльском Лютиковом монастыре Калужской епархии. Это, как и другие косвенные св...»

«МЕТРИЧЕСКАЯ ГЕОМЕТРИЯ 1: Метрические пространства и компакты. Миша Вербицкий МЕТРИЧЕСКАЯ ГЕОМЕТРИЯ 1: Метрические пространства и компакты. Правила: Зачеты по листкам бывают двух типов: когда сданы все (или или 2/3) задачи со звездочками, либо все (или 2/3) задачи без звездоч...»

«Изучение современных изменений уровня океана в Северной Атлантике С.С. Щербак Институт космических исследований РАН 117997 Москва, ул. Профсоюзная, д. 84/32 E-mail: feba@list.ru В работе рассмотрены основные современные средства наблюдения за уровнем о...»

«И.А. Ларочкина КОНЦЕПЦИЯ СИСТЕМНОГО ГЕОЛОГИЧЕСКОГО АНАЛИЗА ПРИ ПОИСКАХ И РАЗВЕДКЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ НЕФТИ НА ТЕРРИТОРИИ ТАТАРСТАНА Академия наук РТ Казань УДК 550.812 ББК 26.3+26.325.33 Л26 И.А. Ларочкина, доктор геолого-минералогических наук, действительный член Российской академии естественных наук, член президиума Ак...»

«"УТВЕРЖДАЮ" Вр.и.о. Генерального директора ОАО "ТГК-14" _ Кулаков А.С. "" 2013 г. Протокол заседания закупочной комиссии ОАО "ТГК-14" на приобретение тринатрийфосфата для нужд филиалов. 12 марта 2013г. № 4.1 ТГК-14_ Приобретение тринатрийфосфата для нужд фил...»

«Общество с ограниченной ответственностью Страховая компания "Цюрих. Розничное страхование" (ООО СК "Цюрих. Ритейл") Правила страхования от огня и других опасностей имущества промышленных и коммерческих предприятий и частных лиц (в редакции от 28.12.20...»

«Страница 1 из 9 CODEX STAN 242-2003 СТАНДАРТ КОДЕКСА ДЛЯ КОНСЕРВИРОВАННЫХ КОСТОЧКОВЫХ ПЛОДОВ 1 (CODEX STAN 242-2003) ОБЛАСТЬ ПРИМЕНЕНИЯ Этот стандарт распространяется на консервированные косточковые плоды рода Prunus, как указано ниже в Разделе 2, и предназна...»

«Tоп кварк – самая тяжелая из обнаруженных элементарных частиц Э.Э. Боос НИИЯФ МГУ 20 лет со времени открытия топ-кварка в 1995 г. Содержание – Топ кварк в СМ – Основные процессы рождения и распада – Сечения Масса, Vtb, ширина Роль топ-кварка в СМ. Топ-кварк...»

«Курс аси 6, "Сутра Сердца" На основе уроков Геше Майкла Роуча Редакция, перевод и подача Лама Двора-Ла Кибуц Шфаим, июнь 2005 Урок 1, часть 2 (Молитва Мандалы) Комментарии к Сутре Эта сутра часть из писаний Праджна Парамиты, и существует целый сборник таких писаний. К примеру "Сутра...»

«Применение защищенных белковых кормов в рационах высокопродуктивных коров. Новые продукты серии "Белкофф". Кувшинов В.С. ООО "Кубаньагропрод-Т" Завод ООО Центр Соя Как исследуют распадаемость Фистульные животные в ВНИИБИФиП г. Боровск, Калужской области Инновационные корма...»

«50 Татарников К.В. Знамена и гербы полков Российской армии царствований Екатерины I и Петра II (1725-1730) Настоящая публикация включает подборку текстовых документов о состоявшемся в 1725-1727 гг. переименовании...»

«1. Обработка исключений Исключение — это аварийное состояние, которое возникает в кодовой последовательности во время выполнения. Другими словами, исключение — это ошибка времени выполнения. В машинных языках, не поддерживающих обработку исключений, ошибки должны быть проверены и обработаны вручную — обы...»

«ОАО "АК БАРС" БАНК: ОСНОВНЫЕ ПОКАЗАТЕЛИ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ III квартал 2014 года III квартал 2014 года ПРОФИЛЬ БАНКА Акционерный коммерческий банк Наименование "АК БАРС" (открытое акционерное общество) Регистрация 29 ноября 1993 года Генеральная лицензия Центрального банка РФ №2590 Л...»

«1 СОДЕРЖАНИЕ 1. Общие положения 1.1. Основная образовательная программа (ООП) магистратуры (магистерская программа).1.2. Нормативные документы для разработки магистерской программы.1.3. Общая характеристика магистерской программы.1.4. Требования к уровню подготовки, необходимому для освое...»

«МБУК "Централизованная библиотечная система города Рязани" Центральная городская библиотека имени С.А. Есенина Информационно-библиографический отдел Дорога через войну: рязанские писателифронтовики Виртуальный обзор Исполняется 70 лет Победы советского народа...»

«TM NuFlo Анализатор расхода MC-II Plus EXP Руководство пользователя Руководство No. 101001394, Ред. F © 2005 NuFlo Technologies, Inc. Вся приведенная в этой публикации информация я...»

«Курс ACI 4: доказательство будущих жизней Первый этап, в изучении Буддистской Логики По урокам Геше Майкла Роуча Перевод, редактирование, и подача Ламы Дворы Ла Кибуц Шфаим, июль 2005...»

«Мiнiстерство освiт11 науки Украiни i Нацiонадышй унiверситет внутрiшнiх справ Мiжиародm1й жiноч11й nравозах11сн11й uе11Тр,J1a Страда-Уk-раlна~ ЗАПОБIГАННЯ ТОРГIВЛI ЛЮДЬМИ Рекоме11довоно Miнicmqxntвoм освiт11 i н~·.,' Украiт1 як навча.1ьно~.wt'n1од11чний посiбних В11давюштво Наuiональноrо У!fiверсите;у внутрiшнiх справ К11Jв Хар...»

«Ян Чихольд ОБЛИК КНИГИ Избранные статьи о книжном оформлении Ян Чихольд (1902—1974, Лейпциг) В 1919 г. поступил в Лейпцигскую академию книжного дела и графики. С 1922 по 1925 г. преподавал каллиграфию в ее вечерних классах, с 1926 г. — стилистику набора и каллиграфию в Мюнхене. После 1933 г. эмигрировал в Швейцарию, в...»

«П.В. Гречишкин, Е.А. Разумов, Д.Ф. Заятдинов,  УДК 622.647.2:      С.С. Чугайнов 622.281.74 СОВРЕМЕННЫЕ ТЕХНОЛОГИИ ДВУХУРОВНЕВОГО АНКЕРНОГО КРЕПЛЕНИЯ: ПЕРСПЕКТИВЫ ПРИМЕНЕНИЯ ПРИ ОТРАБОТКЕ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ В РАЗЛИЧНЫХ ГОРНОГЕОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЯХ Р...»









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

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.