Позднекайнозойская история Прихубсугулья: достижения Российской науки.

Сергей К. Кривоногов
Объединенный институт геологии, геофизики и минералогии СО РАН, пр. ак. Коптюга 3, 630090, Новосибирск, Россия
Тел./Факс(3832) 342637, Факс: (3832) 332792, Email: carpos@uiggm.nsc.ru

 

История изучения Прихубсугулья.

Историческая справка, помещенная в Атласе озера Хубсугул (МНР) (1989), дает общее представление об участии Российских ученых в изучении геологии Прихубсугулья. Наиболее значительными событиями являются:

первоначальное изучение малоизвестных территорий (1830-1921),
мелкомасштабная геологическая съемка 1946 г.,
Советско-Монгольская научно-исследовательская геологическая экспедиция Академий наук СССР и Монгольской Народной Республики (1968-),
Советско-Монгольская комплексная Хубсугульская экспедиция (1970-1982).

Наиболее полная библиография первых этапов исследования приведена в статьях А.А. Томилова и А. Дашидоржа (1965) и Н.А. Маринова (1967). А. Чекановский (1872) наблюдал ледниковые отложения и базальтовые лавы на южном склоне гор Мунку-Сардык. Л.А. Ячевский (1886, 1888, 1889) описал состав пород по берегам озера и ледниковые отложения Мунку-Сардыка. С.П. Перетолчин (1897, 1903, 1908) составил подробное физико-географическое описание озера. Полковник Е.В. Де-Геннинг-Михелис (1898), сопровождавший С.П. Перетолчина, исследовал горный узел Мунку-Сардык и оз. Хубсугул.

Экспедициями С.П. Перетолчина, Е.В. Де-Геннинг-Михелиса и В.С. Елпатьевского (1903, 1904) выполнили около 900 измерений глубин озера, на основании которых была построена первая батиметрическая схема (Томилов, Дашидорж, 1965).

Из ранних работ второй половины XX века следует упомянуть географическое описание Э.М. Мурзаева (1952), обобщение результатов геологических исследований А.Х. Иванова (1953) и гидрологическое описание Н.Т. Кузнецова (1959).

В нашей публикации сделана попытка обобщить новейшие знания, полученные за последние тридцать лет.

 

Геграфические и стратиграфические названия, принятые в данной статье.

Географические названия приводятся так, как они написаны в использованных нами литературных источниках. В скобках приводятся синонимы, взятые с топографических карт 1:1000000 и 1:200000 масштабов. Положение объектов, упомянутых в статье, показано на рисунках 1 и 2 (обозначения A-D и 1-32).

Термин Прихубсугулье в географической литературе, как правило, обозначает территорию северной части Монголии, включающую Хубсугульскую, Дархатскую и Бусингольскую впадины. В данной работе, за исключением специально оговоренных случаев, термин Прихубсугулье обозначет водосборный бассейн оз. Хубсугул. Тем самым из нашего рассмотрения исключаются работы по геологии более западных областей.

Впадины: A – Хубсугульская, B – Дархатская, C – Бусингольская, D – Тункинская.
Остров: 1- Дайлан-Хойс (Далайн-Модойн-Хуйс, Далайн-Модойн-Хуйс-Арал).
Полуостров: 2 - Долоон-Уул (Дулайн-Ула).
Заливы: 3 - Алаг-Цар-Гол, 4 - Борцог-Гол, 5 – Хатгал, 6 - Их-Далбайн-Гол, 7 – Ханх, 8 - Тураг-Гол.
Мысы: 9 - Доод-Мотод-Дулан, 10 - Хачимин-Нур, 11 - Марани-Нур.
Коса: 12 - Онголог-Нур.
Реки: 13 - Алаг-Цар-Гол, 14 - Арсайн-Гол, 15 - Джаргалант-Гол, 16 - Эгийн-Гол, 17 - Их-Далбайн-Гол, 18 - Их-Хороо-Гол, 19 - Ханх-Гол, 20 - Хуху-Мусуин-Гол (Хуху-Мусний-Гол), 21 - Монголийн-Гол (Монголын-Яст-Гол), 22 - Шигнуул-Гол (Шогнул-Гол), 33 - Джиглиг-Гол, 34 - Танна-Гол, 35 - Онголиг-Гол.
Сухая долина: 23 - Улхен-Сайр.
Горы: 24 - Мунку-Сардык (Буреин-Хан-Ула), 25 - Уран-Душ-Ула.
Хребты: 26 - Баян-Зурхийн-Нуруу, 27 - Хордолин-Сардаг-Нуруу, 28 - Хамар-Дабан, 29 - Мунку-Сардык.
Населенные пункта: 30 - Алаг-Эрдэнэ сомон, 31 - Хатгал аймак, 32 - Ханх (Турту) сомон.

Для геологических описаний позднеплейстоценовых образований Прихубсугулья применяют названия Сибирской стратиграфической шкалы. Традиционно используется два набора терминов 1 (таблица 1):

Таблица 1. Синонимика стратиграфических подразделений позднего плейстоцена и их отношение к ледниковым событиям.

Звено

Горизонт вариант 1

Горизонт вариант 2

Ледниковые события

Поздний плейстоцен

Сартанский

Верхнезырянский

Ледниковье

Каргинский

Среднезырянский

Межстадиал (межгляциал)

Ермаковский

Нижнезырянский

Ледниковье

Казанцевский

Казанцевский

Межгляциал

Иногда авторы неверно используют название "зырянский" как синоним ермаковского горизонта. Этот термин используется для обозначения зырянского надгоризонта, объединяющего верхне-, средне- и нижнезырянский горизонты.

1 Стратиграфия СССР, том 2. – М.: Недра, 1984. Региональная стратиграфическая схема четвертичных отложений Западной Сибири. – Новосибирск: ИГИГ СО АН СССР, 1990. Унифицированная стратиграфическая схема четвертичных отложений Западной Сибири. – Новосибирск, 2000.

 

Структурная геология.

Впадина оз. Хубсугул, так же, как и соседние Дархатская и Бусингольская впадины, относятся к Байкальской рифтовой зоне (Флоренсов, 1968). Резкий поворот Прихубсугульских структур на юг по отношению к юго-западному простиранию структур Байкала, объясняется влиянием западного края Хамар-Дабанской глыбы, имеющего меридиональное направление. Тем не менее, необычное положение впадин Прихубсугулья дало основание рассматривать их как дополнительные элементы («подвески») к Байкальской рифтовой зоне (Флоренсов, 1960).

Морфоструктурные особенности Хубсугульской впадины детально обсуждены А.Г. Золотаревым, В.А. Сульдиным, В.С. Кулаковым (1981).

Кайнозойские структуры Прихубсугулья наследуют древний структурный план Тувино-Монгольского массива, геосинклинальное развитие которого закончилось в средине кембрия (Уфлянд и др., 1969).

Ведущими структурными элементами Прихубсугулья являются крупные сводовые поднятия (Иванов, 1953; Уфлянд и др., 1969; Золотарев и др., 1981). Они расчленены разломами с разнонаправленными движениями блоков. Для Прихубсугулья характерна субмеридиональная и диагональная системы глубинных разломов (Ган-Очир Ж. и др.,. 1978). На севере разломы Хубсугульской зоны упираются в субширотные структуры Иркут-Кызылхемской зоны глубинных разломов, а на юге постепенно затухают при приближении к Хангайской зоне (Золотарев   и др., 1981).

Развитие древних структур привело к образованию Прихубсугульского ступенчато-сводового поднятия (Маринов, 1967; Золотарев и жр., 1981), воздымание которого происходило и в новейшее время (Золотарев и др., 1989). В осевой части поднятия в течение кайнозоя образовалась Хубсугульская впадина. Она представляет собой нормальный грабен, осложненный горстами. Развитие впадины рассматривается как результат длительного прогибания, сопровождавшегося сбросами. Причем, стадия образования грабена еще не завершена (Золотарев и др., 1981). В результате, на неотектоническом этапе Прихубсугульское ступенчато-сводовое поднятие разделилось на Западно-Хубсугульское сводово-глыбовое поднятие и Восточно-Хубсугульскую сводообразную структуру, тектонической границей между которыми является Хубсугульская рифтовая впадина (Золотарев и др., 1989).

 

Неотектонические движения.

Впадина озера Хубсугул является резко асимметричной, что хорошо видно из морфологии ее бортов и дна (Кузнецов и др., 1973;Мангазеев и др.,, 1973; Атлас..., 1989), как показано на рис. 3 А, С. В ее формировании принимали участие как разрывные, так и пластические деформации. В настоящее время береговые зоны Хубсугула подвержены разнонаправленным тектоническим движениям, которые проявляются с различной амплитудой и скоростью: восточный берег - медленное опускание; западный берег - погружение с перекосом; северо-западный и северный - относительное поднятие (Золотарев и др., 1981).

А.Г. Золотарев, В.А. Сульдин и В.С. Кулаков (1981) указали, что фрагменты древних озерных террас и абразионные ниши, описанные ранними исследователями (Ячевский, 1888; Де-Геннинг-Михелис, 1898; Перетолчин, 1903) на отметках до 40 м выше современных, не всегда являются свидетельством изменения уровня озера, а могут отражать локальные тектонические движения. Вместе с тем, эти авторы выделили террасы, распространенные по всему периметру озера (12, 18, 24-26, 34-36 м). То есть, согласно позиции этих авторов, для неотектонической жизни впадины характерны как локальные тектонические движения, так и общие, изменяющие количество воды в озере.

 

Мощность чехла кайнозойских отложений.

Гривиметрическая съемка, выполненная в 1986-1987 г.г. (Зорин и др., 1989), позволила получить информацию о мощности чехла рыхлых отложений (рис. 3 B) и представить характер кристаллического основания Хубсугульской впадины. Максимальная мощность рыхлых отложений, около 550 м, установлена в северной части впадины. В южной части – до 350 м. В кристаллическом фундаменте впадины (рис. 3 C) выделяется три котловины, две из которых: северная и южная имеют глубину более 700 м. Между ними существует выступ кристаллического фундамента в северо-западном направлении от о. Далайн-Хойс.

Проведя аналогию со строением отложений Тункинской впадины, авторы (Зорин и др., 1989) предположили, что Хубсугульская впадина должна быть заполнена осадками плиоцен-плейстоценового возраста. Рыхлые отложения олигоцена-среднего миоцена, по-видимому, отсутствуют.

 

Вулканизм.

Вулканические образования, представленные базальтовыми покровами, широко развиты в Прихубсугулье (рис. 4). К востоку от озера Хубсугул они занимают обширные водораздельные пространства. В западной части – имеют ограниченное распространение, занимая вершинные поверхности отдельных горных массивов. По-видимому, значительная часть базальтов здесь уничтожена денудацией. В целом, базальтовые покровы Прихубсугулья являются фрагментами единого вулканического плато (Иванов, 1953). Мощность покровов достигает 100-150 м. Покровы многослойные, состоят из 6-10 отдельных потоков. Близ берега оз. Хубсугул базальтовое плато обычно ступенчатое. Местами наблюдаются до 3-4 террасовидных ступеней, разделенных уступами высотой от 5 - 8 до 30 - 40 м (Шувалов, Николаева, 1989). На основании закономерностей пространственного распространения базальтов и   пирокластического материала Е.В. Девяткин (1982) предположил, что центры вулканизма располагались на месте современного озера Хубсугул.

Помимо «вершинных» базальтов, выделяются «долинные» базальты (Уфлянд и др., 1969; Уфлянд и др., 1971). «Долинные» базальты закартированы в бассейне р. Арсайн-Гол и на севере Дархатской впадины (Атлас..., 1989). Для Восточного Прихубсугулья они, по-видимому, не характерны.

Возраст «вершинных» базальтов Прихубсугулья изначально определялся по аналогии с сопредельными территориями как плиоценовый (эоплейстоценовый), а «долинных» - как четвертичный (Уфлянд и др., 1969; Уфлянд и др., 1971; Атлас..., 1989). Другие исследователи (Девяткин, Смелов, 1979) указывали на более древний, миоценовый, их возраст. По отношению к грабену оз. Хубсугул базальты являются более древним образованием (Девяткин, 1982).

Результаты К-Ar датирования базальтов подтвердили эту точку зрения. По сборам ученых Советско-Монгольской Хубсугульской геологической экспедиции было датировано 12 образцов базальта из Северного Прихубсугулья (к сожалению, географическая позиция в публикации: Амирханов и др., 1985, не указана). Датировки охватывают интервал 29-15 млн. лет назад – поздний олигоцен – ранний миоцен. В Западном Прихубсугулье было получено пять датировок (Иваненко и др., 1989), таблица 2, рисунок 4.

Таблица 2. K-Ar датировки базальтов Западного Прихубсугулья (Иваненко и др., 1989).

Местонахождение образца

Положение базальтов в современном рельефе

Высота над уровнем моря,м

Возраст, млн. лет

Номер точки на рисунке 4

Зап. борт оз. Хубсугул в 30 км севернее города Хатгал

Вершинные, г. Уран-Душ-Ула,2791,9м

Верхний покров, 2790

24,1 ± 0,6

1

Средний покров, 2770

24,4 ± 0,5

2

Бассейн р. Монголыйн-Яст-Гол в 5 км от устья

Зап.борт, водораздельные, г. 2523,6

Верхний покров, 2500

8,1 ± 0,2

3

Вост. борт, водораздельные г. 2648,2

Нижний покров, 2300

8,8 ± 0,2

4

Левобережье р. Арасайн-Гол близ впадения руч. Дунд-Хэм-Гол

Долинные

Высокая терраса, 2260-1980

5,4 ± 0,3

5

Анализ абсолютного возраста пробы базальтов из средней части разреза покрова, расположенного на юго-восточном побережье озера, в 30 км к северо-востоку от сомона Хатгал (рис. 4, точка 6), дал цифру менее 10 млн. лет (Шувалов, Николаева, 1989).

Таким образом, согласно имеющимся датировкам, вулканическая деятельность в Прихубсугулье происходила в течение позднего олигоцена – раннего плиоцена. Признаков более позднего вулканизма здесь не обнаружено (Иваненко и др., 1989; Шувалов, Николаева, 1989), хотя в северной части Дархатской впадины известны долинные базальты верхнеплейстоцен-голоценового возраста (Рассказов, 1990; 1993).

Дополнительную информацию о положении базальтов в кайнозойском разрезе Прихубсугулья дают исследования сочлененных с ними рыхлых отложений.

Подбазальтовые отложения представлены в основном корами выветривания докембрийских пород. В 0,5 км к югу от устья р. Ихэ-Далбайн-Гол (рис. 4, точка 7) в коре выветривания установлен верхненеогеновый палинологический комплекс (Кулаков, Белова, 1980; Белова, Кулаков, 1982). Здесь же в нижней части берегового уступа изучена кора выветривания между двумя базальтовыми потоками, имеющая по палинологическим данным раннеплейстоценовый возраст (Кулаков, Белова, 1980). Среднеплейстоценовые межбазальтовые отложения, представленные валунно-галечным материалом с аргиллитовым заполнителем, обнаружены этими исследователями на полуострове Долоон-Уул (рис. 4, точка 8).

В. Ф. Шувалов и Г. В. Николаева (1989) предполагают плиоценовый возраст красновато-бурых супесчано-галечных отложений с включением отдельных базальтовых глыб и валунов, покрывающих склоны наиболее высоких террас восточного берега Хубсугула.

Авторы используют приведенные данные как дополнительный аргумент в пользу доплиоценового возраста базальтового плато.

Явное несоответствие между возрастом базальтов, установленным изотопными методами и согласно палинологическим данным, требует дополнительных исследований.

 

Геоморфологические уровни. Террасы.

Главные геоморфологические уровни Прихубсугулъя представлены двумя поверхностями выравнивания и озерными террасами (надводными и подводными), с которыми коррелируются террасы рек, впадающих в озеро (Золотарев, Кулаков, 1976; Золотарев и др., 1982 а; Золотарев и др., 1982 б).

Остатки исходной поверхности сохранились в основном на водораздельных пространствах и занимают довольно высокое гипсометрическое положение. Их возраст определяется как поздний мел - ранний палеоген (Золотарев, Кулаков, 1976).

Вторая поверхность выравнивания, названная придолинной, занимает более низкое гипсометрическое положение и распространена главным образом вдоль верхних частей склонов речных долин. По морфологическим особенностям и общему геоморфологическому положению она аналогична придолинной поверхности Прибайкалья, Байкало-Патомского нагорья и Средне-Сибирского плоскогорья (Золотарев и др., 1982 а).

Террасовые уровни оз. Хубсугул состоят из 11 ступеней (включая современный пляж), три из которых расположены под водой (Золотарев и др., 1982 а). По палинологическим и геолого-геморфологическим данным эти террасы объединяются в три разновозрастных комплекса (таблица 3).

Таблица 3. Временная последовательность террас оз. Хубсугул ( составлено по Золотарев и др., 1982 а).

№ террасы, временная последовательность

Высота над уровнем озера, м

Возраст

Комплекс

современная

+0-1

современный

1

1

+5

QIV

2

+12

QIII4

3

+18

QIII2-3

4

+24-26

QIII1

8

-90-120

QII

2

9

-20-40

10

-50-80

5

+34-36

До QII

3

6

+42-45

7

+80-85

С озерными террасами первого комплекса сопряжены террасы речных долин соответствующего возраста (Золотарев и др., 1982 а). Исследованные участки речных и озерных террас показаны на карте.

Результаты седиментологических и палинологических исследований отложений террас приведены в работах В.С.Кулакова и В.А. Беловой (Кулаков, Белова, 1975; Белова, Кулаков, 1982). Полученными ими палеорастительными и палеоклиматическими характеристиками обоснован указанный выше возраст террас. Положение изученных разрезов показано на рисунке 4. В таблице 4 приведены данные о географической привязке этих террас.

Таблица 4. Озерные и речные террасы Прихубсугулья, изученные В.С. Кулаковым и В.А. Беловой.

Географическая позиция

Номер террасы

Тип террасы

Номер точки на рис. 4

Кулаков, Белова, 1975; Белова, Кулаков, 1982

26 м терраса р. Ихэ-Ханх-Гол в 8.5 км выше устья

4

речная

9

19 м терраса р. Ханх-Гол в 3 км выше устья

3

речная

10

17 м терраса в устье Шигнуул-Гол

3

озерная

11

12 м терраса р. Ханх-Гол в 8 км выше устья р. Хуху-Мусуин

2

речная

12

14 м терраса у истока р. Эгин-Гол

2

речная

13

11-12 м терраса в заливе Ихе-Долбай

2

озерная

14

Кузнецов и др., 1973

24-26 м терраса на северном берегу залива Ихэ-Далбай

4

 

14

24-26 м терраса в заливе Борцог-Гол

4

 

15

16 м терраса на северном берегу залива Ихэ-Далбай

3

 

14

16 м терраса в 2 км севернее устья р. Шигнул-Гол

3

 

11

12 м терраса в 5 км южнее устья р. Танна-Гол

2

 

16

12 м терраса на восточном берегу у входа в Хатгальский залив

2

 

17

12 м терраса в 600 м южнее устья р. Онголиг-Гол

2

 

18

5 м терраса в 100 м южнее устья р. Джиглиг-Гол

1

 

19

5 м терраса в 3 км южнее устья р. Ардагийн-Гол

1

 

*

5 м терраса в 2 км южнее р. Сэбоул-Гол

1

 

*

* Географическое положение этих местонахождений по картам масштаба 1:200000 не установлено.

 

Оледенения.

Плейстоценовое оледенение охватывало наиболее высокие горные области в северной и западной частях Прихубсугулья – хребты Мунку-Сардык, Баян-Зурхийн-Нуруу и Хорьдолын-Сарьдаг-Нуруу (Кулаков, 1981; Атлас..., 1989). Выделяется два основных этапа оледенения: среднеплейстоценовый и верхнеплейстоценовый (Мурзаева и др., 1971; Уфлянд и др., 1971; Кулаков, 1981).

Среднеплейстоценовое оледенение считается максимальным, так как его ледниковые формы распространены на большей площади, чем верхнеплейстоценового (Кулаков, 1981). На основании находок эрратических валунов на водоразделах и остатков размытых морен в долинах делалось предположение о полупокровном характере максимального оледенения (Иванов, Анпилов, 1947; Кудрявцева, Зелинский, 1948). Обобщая данные разных исследователей (Иванов, Анпилов, 1947; Маринов, 1954; Уфлянд и др., 1969; Золотарев, Кулаков, 1976), В.С.Кулаков (1981) перечисляет следующие геологические объекты, представляющие древние ледниковые формы:

1) бурые суглинки с небольшими валунами местных коренных пород на склонах долин в правобережной части бассейна р.Ханх-Гол;
2) размытые морены северо-западного побережья оз.Хубсугул, находящиеся между береговой линией озера и конечными моренами верхнечетвертичной эпохи;
3) плечи трогов в долинах рек Их-Хороо-Гол, Тэнгисийн-Гол и др., - остатки днищ более древних трогов;
5) маргинальные каналы в левом борту долины нижнего течения р. Их-Хороо-Гол, расположенные выше плеча трога.

Возраст оледенения устанавливается по геоморфологическим признакам и по аналогии с возрастом максимального оледенения Саяно-Тувинского нагорья.

Верхнеплейстоценовое оледенение было горно-долинным. Каровые системы, питавшие верхнеплейстоценовые ледники, лежат в интервале высот 2300-2800 м (Кулаков, 1981). Многочисленные троговые долины имеют длину несколько десятков километров и глубину 200-300 м. Основная и боковая морена, как правило, сильно разрушена эрозией. Конечные морены, расположенные, на выходе троговых долин из гор в предгорья или более крупные речные долины, образуют полосы холмисто-грядового рельефа высотой 40-45 м и протяженностью 1,5-2 км. С внешней стороны к ним примыкают зандровые равнины. Возраст ледниковых образований верхнего плейстоцена определяется по соотношению их с речными террасами (Кулаков, 1981; Золотарев и др., 1982 б). В районах оледенения в речных долинах (трог р. Монгорин-Гол) наиболее древняя терраса (третья) имеет среднезырянский (каргинский) возраст, в то время как четвертая терраса внедниковой области датируется казанцевским веком. Следовательно, оледенение следует считать раннезырянским.

Наличие следов второго позднеплейстоценового (позднезырянского) оледенения на данной территории не обсуждается. В настоящее время в привершинной части г. Мунку-Сардык (Буреин-Хан-Ула) на высотах более 2750 м существует три небольших ледничка (Перетолчин, 1908), которые могут рассматриваться как реликты последнего оледенения (Кулаков, 1981).

 

Отложения озера Хубсугул.

Первые исследования донных осадков озера были выполнены участниками Хубсугульской Советско-Монгольской комплексной экспедиции (Алтунбаев, Кулаков, 1977; Алтунбаев, Самарина, 1977 а, б). Донные отложения отбирались по профилям, а также в наиболее крупных заливах озера и в истоке р. Эгийн-Гол (рис. 5 А). Опробование в основном велось с помощью ударной трубки ТГ-1, позволяющей вынимать монолиты длиной до 1 м. Там, где характер грунта не позволял применить ударную трубку, использовали дночерпатель. Выполнялось описание колонок грунта, измерялись окислительно-восстановительный потенциал, кислотность и химический состав твердой и жидкой фаз.

Верхней границей распространения пелагических илов является изобата 80 м. Стратиграфия глубоководных илов разнообразна. Выявлены следующие закономерности строения (сверху вниз): зона окисления мощностью до 10 см, серый или серо-зеленый и, серая или серо-голубая глина. На подводных склонах мощность окисленной зоны больше (20-25 см).

Донные осадки центральных частей крупных заливов сходны с глубоководными осадками. В целом же в заливах развиты более грубые осадки с примесью песка, остатков раковин и растительности. Зона окисления здесь развита слабо.

Хатгальский залив отличается от других по характеру осадков (Алтунбаев, Кулаков, 1977). В нем преобладают алевритовые илы с большим количеством карбонатов (более 50%).

Карбонатность является характерной чертой осадков оз. Хубсугул (Алтунбаев, Самарина, 1977 а). Глубоководные илы обычно содержат 4-6 % карбонатов. В отдельных случаях – до 38 % (проба с оолитовыми карбонатами).

В 1981-1988 годах на озере проводились геотермические исследования (Голубев, 1992). Исследования велись с помощью зонда, погружавшегося в донные осадки на глубину 2 метра. В случае удачного погружения зонда, измерялись теплопроводность, влажность и пористость на четырех уровнях: 0,2; 0,4; 1,2; и 2,0 м. Такое измерение выполнено на 27 станциях. Из них в двух случаях осадки оказались столь рыхлыми, что зонд проник на глубину более 3 м. Еще на 18 станциях из-за неполного проникновения зонда измерена только теплопроводность. В целом, информация по 65 станциям (рис. 5 B) позволяет судить о характере донных отложений. Такой информацией являются результаты измерений физических параметров, а также частицы грунта, налипшие на зонд.

Из 27 станций с полным погружением зонда в 15 случаях установлен однослойный тип разреза, а для 12 станций – двухслойный. Всего резко двухслойный тип разреза установлен для 25 станций.

Верхний слой осадков представлен однообразными темно-серыми и светло-серыми илами. Нижний слой представлен плотными вязкими глинами, содержащими примесь песка и более грубозернистого материала. Глины окрашены в желтовато-бурые, красновато-бурые и голубовато-серые тона.

Из данных В.А. Голубева можно сделать вывод о том, что мощность верхнего рыхлого слоя осадков может составлять более 3 м. Наиболее типичной является мощность 1-1,5 м. В некоторых случаях плотные глины не прикрыты или почти не прикрыты рыхлым слоем.

Большая мощность неуплотненного ила характерна для осевой части впадины. Неглубокое залегание плотных глин более типично для ее западного борта.

Плотные глины, описанные в вышеприведенных работах В.Х. Алтунбаева, В.С. Кулакова, А.В. Самариной и В.А. Голубева, полностью аналогичны плотным глинам озера Байкал. Их накопление связывается с условиями ледниковой эпохи, тогда как рыхлая часть осадков является продуктом современных, голоценовых, процессов (Голубев, 1992).

В последнее время был выполнен литологический, палинологический и диатомовый анализ донных отложений по скважине, пробуренной в северной части зал. Хатгал, 50°32' с.ш., 100°10' в.д. (Дорофеюк Н. И., Тарасов, 1998), рисунок 5 С. Колонка осадков длиной 220 см имеет сложное строение. В ней перемежаются слои торфа и глинистого сапропеля. Две радиоуглеродные даты: 5800 ± 100 (ТА-671) и 3910 ± 60 (ТА-670) из основания и средней части толщи позволяют отнести ее формирование ко второй половине голоцена. Изменения природной среды по палинологическим данным заключается в некотором остепнении территории и повышении доли лиственницы в лесных сообществах в течение позднего голоцена. Литологические данные и изучение диатомей дают представление о колебаниях уровня озера (см. ниже).

В 1999 году в северной части озера (51°27'45” с.ш., 100°34'25” в.д., глубина 160 м) с помощью гравитационного пробоотборника была отобрана 110 см колонка грунта (Fedotov et al., 2000), рисунок 5 С. Методика отбора и опробования были аналогичны таковым, применявшимся при изучении донных отложений озера Байкал. Было выполнено литологическое описание, определение влажности грунта, органического кремнезема, карбонатности, диатомовый, палинологический анализы, а также определение раковин остракод.

В колонке выделено 4 слоя: 1, 2 (0-74 см) - диатомосодержащие илы; 3 (74-82 см) – смесь ила и глины; 4 (82-110 см) – плотная глина с линзами песка. Наиболее резкие изменения всех параметров отмечены на границе слоев 3 и 4 или внутри слоя 3, который можно рассматривать как переходную зону. Несмотря на отсутствие радиоуглеродных дат, авторы статьи предполагают, что выявленные изменения маркируют границу между плейстоценом и голоценом, так же, как и в осадках озера Байкал. Также на этой границе отмечено резкое изменение содержания биогенных карбонатов. В верхней части слоя 4 обнаружено большое количество раковин остракод родов Cytherissa и Candona. Авторы считают, что малое содержание биогенного карбоната в голоценовых осадках является результатом повышенной кислотности воды в то время по сравнению с поздним плейстоценом.

 

Береговые процессы.

Морфология и динамика береговых процессов Хубсугула описаны исключительно в работах А.А. Рогозина (см. список публикаций). Эти исследования обобщены в его книге о берегах Байкала и Хубсугула (Рогозин, 1993). Ниже приведены наиболее значимые для целей нашей публикации результаты.

Развитие береговой зоны тесно связано с историей рифтовой впадины. Очень велика роль неотектонических смещений суши и изменений уровня озера. Неотектонические условия берегов Хубсугула очень сложные.

Современная береговая зона Хубсугула формировалась в течение послеледникового и голоценового времени. Характерной чертой береговой зоны Хубсугула (как и Байкала) является очень узкий шельф, в результате чего большая часть вдольберегового наноса оттягивается на глубину. Дефицит наносов является характерной чертой образования берегов. Аккумулятивные берега составляют 6% их общей протяженности. Берега Хубсугула не достигли стадии динамического равновесия. Они существенно моложе берегов Байкала.

Для Хубсугула характерны следующие типы берегов: структурно- и денудационно-абразионные, абразионные низкие и высокие, абразионно-аккумулятивные, аккумулятивные. А.А. Рогозин описывает строение и историю формирования основных морфологических элементов – кос, мысов, заливов и дельт рек, истока р. Эгийн-Гол, а также локальные проявления неотектоники на п-ве Долоон-Ула (рисунок 5 C).

 

Изменения уровня озера.

Древние положения береговой линии зафиксированы лестницей надводных и подводных террас (Золотарев и др., 1982 а), по-видимому, отражающих как тектоническое развитие впадины, так и климатические изменения. Наиболее высокие древние террасовые уровни, вероятно, отражают этапы прогибания рифтовой впадины. Их современное положение относительно порога стока не соответствуют таковым времени формирования террас. Поэтому, их весьма трудно использовать для палеогеографических реконструкций. К этой же группе доказательств относятся находки озерных галечников и остатков террас в долине р. Эгийн-Гол в районе сомона Алаг-Эрдэнэ (Кулаков, Белова, 1975; Жамансурэн, Кулаков, 1980).

Затопленные среднечетвертичные террасы свидетельствуют о значительном (до –120 м) понижении уровня озера, которое вероятнее всего имеет климатическую природу. Наиболее молодые аккумулятивные озерные террасы отражают состояние озера в зависимости от высоты порога стока – истока р. Эгийн-Гол.

Изменения истока р. Эгийн-Гол, описанные А.А. Рогозиным (1993), отнесены им к голоцену. Однако, формирование наиболее высокой 14 м террасы здесь следует относить к сартанскому времени (Белова, Кулаков, 1982). То есть, по меньшей мере, три последних террасы, действительно, связаны с регулированием стока из озера. Согласно А.А. Рогозину (1993), в раннем голоцене уровень Хубсугула был высоким. Формировалась первая озерная терраса. После оптимума голоцена в связи с иссушением климата уровень озера несколько понизился, но оставался относительно стабильным.

На основании анализа морфологии береговых форм (мыс Марани-Нур) А.А. Рогозин (1993) выделил многовековые ритмы новейших колебаний уровня озера продоолжительностью в 250-300 лет.

По результатам анализа аэрофотоснимков им выявлены затопленные береговые линии, в частности, в заливе Алаг-Цар-Гол, на глубинах до 3 м, а также береговые линии, расположенные на 2-3 м выше современного уровня.

По результатам исследования колонки грунта из залива Хатгал (Дорофеюк, Тарасов, 1998) также установлены значительные колебания уровня озера, но иные, чем у А.А. Рогозина. Согласно этим исследователям, в среднем голоцене уровень Хубсугула был низким. Подъем уровня произошел в позднем голоцене. Описанная последовательность отложений следующим образом фиксирует изменения уровня (снизу вверх):
220-210 см -песок, щебень - субаэральные условия
210-205 см - песок с мелким щебнем - 6100-6000 л.н.
205-176 см - торф, обмеление 5800 л.н.
176-155 см - глинистый сапропель - 5400-4900 л.н.
155-112 см - глинистый сапропель - мелководный залив - 4900-4000 л.н.
112-100 см - торфянистый слой -3900 л.н.
100-70 см - глинистый сапропель - 3650-2600 л.н.
70-50 см - снижение состава диатомей  - обмеление 2600-1800 л.н.
50-10 см - карбонатный сапропель - мелководье - 1800-350 л.н.
10-0 см - карбонатный сапропель - вспышка развития диатомей - повышение уровня современной эпохи.

И в настоящее время порог стока вод озера в истоке реки Эгийн-Гол подвержен изменениям. Это связано с селевыми выносами из примыкающей справа долины Улхэн-Сайр.  Такое событие имело место в 1886 г. (Черкасов и др., 1972; Рогозин, Якимов, 1977).   Гигантский вынос 1971-1972 годов вызвал продвижение береговой зоны вглубь суши (Рогозин, 1993). Максимальное смещение – до 14 м. Уровень воды поднялся примерно на 3 м: небольшой остров напротив сомона Турт (Ханх), имеющий размеры в 23 м длины, 11 м ширины и 2-3 м высоты (Маринов, 1967), был затоплен. Установившийся уровень сохраняется и сейчас. Повторяемость селевых паводков составляет 7 (10) лет (Рогозин, 1993). В фазы стабильного состояния уровня его максимальная амплитуда составляет 80 см (Батcух и др., 1976).

 

Основные события позднего кайнозоя Прихубсугулья.

На основании вышеизложенного складывается следующая картина развития Хубсугульской впадины и окружающих территорий.

В период, предшествовавший рифтогенезу, в течение нижнего мела – палеогена, этот район входил в обширную область относительно стабильного развития (Уфлянд и др., 1969). На основании отсутствия рыхлых отложений этого возраста сделан вывод о преобладании процессов денудации. Формирование денудационной поверхности, по аналогии с сопредельными территориями (Тунка, Хангай), закончилось к началу миоцена (Уфлянд и др., 1969), или, опираясь на данные о возрасте базальтов (Иваненко и др., 1989; Шувалов, Николаева, 1989), к концу олигоцена.

В олигоцен-миоцене кристаллическое основание этого района испытало пластические деформации, сопровождавшиеся воздыманием. Образовался ряд сводовых поднятий, разделенных депрессиями – зачатками современных впадин (Хубсугульской, Дархатской и Бусингольской).

Сводообразование сопровождалось активизацией разломов, по которым проявлялся базальтовый вулканизм. Излияния и формирование базальтового плато шло в течение позднего олигоцена – раннего плиоцена (Иваненко и др., 1989; Шувалов, Николаева, 1989). В дальнейшем оно, по-видимому, прекратилось.

Следующим существенным этапом структурной перестройки явились восходящие глыбовые горообразовательные движения, благодаря которым различные части древнего свода были подняты на разную высоту (Уфлянд и др., 1969). Этот этап, наиболее активно проявившийся в плиоцене (эоплейстоцене), по-видимому, продолжается и по сей день (Золотарев и др., 1989).

Горообразовательные движения привели к образованию грабена Хубсугульской впадины, также пока не завершенному (Золотарев и др., 1981). Хубсугульский участок Байкальской рифтовой зоны существенно моложе основной ее части. Отложения озера Хубсугул в настоящее время не изучены. Предполагается, что их возраст не древнее плиоцена (Зорин и др., 1989).

Наиболее древними геологическими свидетельствами плейстоценового развития Хубсугульской впадины являются высокие террасовые уровни (34-36, 42-45, 80-85 м), возраст которых древнее среднего плейстоцена (Золотарев и др., 1982 а). Возможно они отражают этапы образования Хубсугульского грабена.

Средний плейстоцен был временем значительного (максимального) оледенения, охватившего высокие горы Северного и Западного Прихубсугулья. Оледенение имело полупокровный характер (Иванов, Анпилов, 1947; Кудрявцева, Зелинский, 1948, Кулаков, 1981). На севере выводные ледники, спускавшиеся с хребта Мунку-Сардык, разгружались в долине р. Их-Хароо-Гол или, восточнее, в предгорной части впадины. На западе, из-за асимметрии горных массивов, основная часть ледников спускалась в сторону Дархатской впадины.

С оледенением, по-видимому, связано значительное сокращение уровня озера Хубсугул. Террасовые уровни, датируемые средним плейстоценом, найдены на глубинах 20-120 м (Золотарев и др., 1982 а).

Суммируя приведенные выше сведения, можно заключить, что в среднем плейстоцене ледники не достигали береговой зоны озера. Вместе с тем, в результате оттока ледниковых вод на крутых склонах обнажившегося днища озера образовались глубоко врезанные каньоны (Золотарев и др., 1982 а).

В позднем плейстоцене уровень озера повысился. Формирование лестницы террас (24-26, 18, 12 и 5 м), очевидно, контролировалось порогом стока в истоке р. Эгийн-Гол. Каждому озерному уровню соответствует речная терраса. Наиболее высокая из них IV терраса имеет казанцевский возраст (Белова, Кулаков, 1982). Фрагменты этой речной террасы сохранились на участках долин, которые не были затронуты позднеплейстоценовым оледенением.

Оледенение в позднем плейстоцене имело горно-долинный характер. Его масштабы меньше, чем среднеплейстоценового. Ледниковые формы и конечно-моренные валы имеют неплохую сохранность. По соотношению с речными террасами их возраст определен как раннезырянский (Белова, Кулаков, 1982).

Вопрос о втором позднеплейстоценовом оледенении не обсуждался предшествующими исследователями. Вероятно, оледенение горных областей Прихубсугулья в позднезырянское время было меньшим, чем в раннезырянское, и не проявилось столь ярко в рельефе и осадках.

Во второй половине пБелова, Кулаков, 1982Белова, Кулаков, 1982) позволяют достаточно уверенно сопоставить их с каргинской, сартанской и голоценовой эпохами.