Минеральный состав донных отложений озера Сабакты как индикатор палеоклимата, Южный Урал, Россия

Полный текст

Введение

Известно, что донные отложения современных озер являются наиболее информативными архивами климатических данных. Характер озерного осадкообразования, чувствительного к изменениям климата и других факторов окружающей среды определяет разнообразие вещественного состава донных отложений, открывая большие возможности для литолого-генетических палеореконструкций.

Седиментация в малых озерах обладает рядом характерных черт, в частности богатством минеральных фаз, которые могут отложиться за короткое время в небольшом по площади и глубине бассейне. Образование минералов in-situ как под влиянием химизма среды, так и при участии биологических агентов, является важной частью геохимического цикла, а структурные и кристаллохимические особенности продуктов аутигенного минералообразования представляют собой надежные индикаторы климатических обстановок, в которых этот процесс протекает. Оптимальными объектами для подобных исследований считаются плейстоцен-голоценовые отложения малых минеральных озер [1]. Таким образом, в донных отложениях озер формируется уникальный архив данных об изменениях природных процессов прошлого.

Изучение минерального состава донных отложений озер позволяет оценить величину терригенного сноса, колебания уровня и продуктивность озер, так как изменения содержания аллотигенных минералов в сапропеле свидетельствуют о колебаниях уровня озера [2]. Аллотигенные минералы в осадочных отложениях образуют определенные, часто весьма характерные ассоциации, состав которых отражает состав пород питающей провинции или источника сноса обломочного материала [3]. Аутигенные минералы являются индикаторами физико-химических условий среды. Многие аутигенные минералы осадочных пород могут быть индикаторами среды образования, показывающими значение pH, Eh, степень солености вод бассейна и т. д. [3–5].

Полнота и детальность реконструкций условий формирования отложений определяется числом объектов и получением большего числа записей разных литологических данных. Это актуально для территории Южного Урала, где изучены единичные озера [6].

Ряд работ посвящен изучению вещественного состава озерных отложений, а также палеоклиматическим реконструкциям Урала с помощью спорово-пыльцового анализа торфяных отложений, например, [7]. Урал рассматривается как климатораздел [8], поэтому исследования условий озерного седиментогенеза, в том числе климатических, особенно актуальны на данной территории.

Наличие достаточно мощных донных осадков (более 7 м) [9] установлено в озере Сабакты (53°37’0,78” с.ш.; 58°39’36,1” в.д.), которое расположено в срединной части Башкирского Зауралья.

Озеро Сабакты впервые специально изучалось в работе [10]. В данной работе состав донных отложений охарактеризован в пределах не более 50–60 см верхней части ила как однообразный по толщине, дисперсности, цвету и органолептическим показателям, за исключением прибрежной полосы восточной части озера (в пределах 50–100 м от берега), где дно представлено слегка заиленным песчано-гравийным слоем черноватого цвета. При этом какие-либо данные по вещественному составу рассмотренных донных отложений здесь не получены.

В работе [11] изучен керн донных отложений озера Сабакты мощностью 1,68 м. Геохимический анализ осадков озера позволил провести реконструкцию условий осадконакопления в позднечетвертичное время. Также, согласно проведенным реконструкциям электропроводности, авторам работы удалось установить, что в течение конца плейстоцена-голоцена соленость озера Сабакты изменялась [11].

В работе [12] представлены результаты комплексирования данных лабораторных исследований (радиоуглеродное датирование, гранулометрический анализ, измерение магнитной восприимчивости, коэрцитивная спектрометрия, дифференциальный термомагнитный анализ, рентгенофлуоресцентный и ИСП-МС анализ). В работе представлена литологическая зональность керна донных отложений озера Сабакты длиной ~3 м, возраст которой составляет ~25 тыс. лет. Выделены одна плейстоценовая зона и четыре голоценовые литологические зоны, отражающие историю осадконакопления в изучаемом водоеме. Авторами указанной работы обозначены наиболее значительные эпизоды и события в истории осадконакопления.

Целью данной работы является изучение особенностей минерального состава осадков озера Сабакты.

Полученные данные позволят развить и дополнить общие и региональные представления об условиях озерного осадконакопления.

Характеристика объекта исследования

Бессточное зеро Сабакты (53°36'55" c.ш.; 58°39'22" в.д.) имеет следующие морфометрические параметры: площадь – 2,4 км², длина – 2,3 км, средняя ширина – 1 км, средняя глубина – 2,8 м; максимальная глубина – 6 м, объём воды – 5,1 млн м³; площадь водосбора – 9,0 км² [13]. Берега озера преимущественно пологие. Чаша озера имеет блюдцеобразную форму с относительно медленным нарастанием глубин в западной и юго-западной частях котловины и более быстрым нарастанием глубин у восточного и северо-восточного берегов [10].

Согласно данным радиоуглеродного датирования возраст изучаемых отложений составляет не менее 25 тыс. лет [12]. 

Материал и методы исследования

Для хронологической оценки и подробного изучения гранулометрического и минерального состава была опробована керновая колонка 4К длиной 298 см, отобранная в центральной части оз. Сабакты в августе 2019 г. с глубины ~6 м [9].

Отбор образцов для различных методов исследования проводился пробоотборником, подробно описанным в [14] с учетом сейсмоакустических данных (выбран участок ненарушенной слоевой ассоциации), литологической неоднородности (по данным первичного описания керна в полевых условиях и экспрессного измерения магнитной восприимчивости [12, 15] и данных радиометрического датирования [12]).

Все виды исследований (кроме радиометрического датирования) осуществлены в Институте геологии и нефтегазовых технологий Казанского федерального унивеситета.

Гранулометрический анализ проводился методом лазерной гранулометрии с использованием анализатора размера частиц Bluewave (Microtrac, США), совмещённого с системой загрузки и циркуляции пробы с интегрированным ультразвуковым диспергатором. Предварительно были обработаны образцы 10 %-й HCl и 30 %-й H₂O₂ для удаления карбонатов и органического вещества. Для определения литологических разностей использована классификация нелитифицированных осадков по [3]. При обработке данных гранулометрического состава строились графики распределения содержаний фракций (гистограммы и кумулятивные кривые) и использовался медианный размер зерен (M_d), рассчитываемый квантильным методом, тесно связанный с коэффициентом сортировки и отражающий гидродинамический уровень осадкообразования и аккомодацию [16, 17].

Электронная микроскопия была проведена на базе Междисциплинарного центра «Аналитическая микроскопия» КФУ. С целью изучения морфологии и элементного состава минеральных частиц донных отложений использовался автоэмиссионный сканирующий электронный микроскоп Merlin компании Carl Zeiss (Германия), оснащенный детектором элементного анализа Aztec X-MAX. Разрешение составляет 127 эВ.

Рентгеновский дифракционный анализ (X-Ray diffraction analysis) использовался для определения минерального состава осадочных отложений. Анализ был проведен при помощи рентгеновского дифрактометра D2 PHASER. В ходе исследований были получены дифрактограммы исследуемых образцов. Определены кристаллические фазы (силикаты, алюмосиликаты, водные силикаты, ферросиликаты, оксиды, сульфиды, сульфаты, карбонаты) и их процентное содержание. Минеральный состав представлен аллотигенной (привнесенной) и аутигенной (биохемогенной) составляющими осадочных образований.

Результаты

Гранулометрический анализ. Отложения нижней части колонки сложены голубовато-серым суглинком (интервал 290–216 см) и сменяются вверх по разрезу темно-зеленым суглинком алевритовым с прослойками супеси алевритовой и алевритистого песка (рис. 1). Включения галечно-гравийного материала характерно для интервала 246–256 см. Наличие раковинного детрита зафиксировано в интервале 132–226 см [12].

 

Рис. 1. А) треугольная диаграмма, отображающая распределение гранулометрического состава (пелитовая фракция, %; алевритовая фракция, %; псаммитовая фракция, %); Б) распределение гранулометрического состава (Md, мм; глина, %; алеврит, %; песок, %); В) примеры графиков распределения содержания зерен по размеру частиц (гистограмма (сплошная линия) и кумулятивный график (пунктирная линия)) для образцов № 445 (суглинок алевритовый), № 478 (супесь алевритовая), № 508 (суглинок) и № 466 (алевритовый песок)

Fig. 1. А) triangle diagram showing the distribution of granulometric composition (clay, %; silt, %; sand, %); Б) distribution of granulometric composition (M_d, mm; clay, %; silt, %; sand, %); В) examples of graphs of grain content distribution by particle size (histogram (solid line) and cumulative graph (dotted line)) for samples no. 445 (siltstone loam), no. 478 (siltstone sandy loam), no. 508 (loam) and no. 466 (siltstone sand)

 

По разрезу устанавливается преобладание алевритовой фракции (рис. 1, А, Б), содержание которой изменяется в интервале от 33,24 до 76,3 % со средним значением 58,14 %. Содержание пелитовой фракции (размер зерен <0,005 мм) изменяется в диапазоне от 1,37 до 16,41 % со средним значением 10,63 %. Содержание псаммитовой (песчаной) фракции изменяется от 12,02 до 65,39 % со средним значением 31,22 %. Медианный размер (M_d) зерен изменяется в пределах 0,014–0,056 мм со средним значением 0,0258 мм [12] (рис. 1, Б).

На рис. 1, В показано распределение зерен (гистограмма и кумулятивная кривая) в типичном суглинке алевритовом (90 см, ~3030 к.л.н.) – преобладающей литологической разности разреза, а также в супеси алевритовой (156 см, ~5812 к.л.н.), суглинке (216 см, ~10300 к.л.н.) и алевритовом песке (132 см, ~4357 к.л.н.).

Минеральный состав. Результаты рентгенодифрактометрии показали, что минеральный состав характеризуется преобладанием в осадках (28–96 % (среднее 77 %) минерального состава) аллотигенных минералов (кварц, микроклин, альбит, слюда, хлорит, смешаннослойные глинистые минералы, роговая обманка, каолинит).

Аутигенные минералы включают биогенный кремнезем (кристобалит, тридимит), пирит, карбонаты (кальцит, доломит), гипс, барит.

Содержание биогенного кремнезема (кристобалит, тридимит) [18, 19], который идентифицируется на электронно-микроскопических снимках в составе панцирей диатомей и стоматоцист, изменяется в пределах 3–26 % (рис. 2).

Последние имеют сферическую форму в основном с гладкой поверхностью размером 5–10 мкм с достаточно хорошей сохранностью (рис. 2).

В осадках оз. Сабакты содержание пирита изменяется в диапазоне от 0,55 до 8,44 % со средним значением 1,34 %. В осадках установлено присутствие фрамбоидального пирита и отдельных кубических кристаллов пирита (рис. 3).

Содержание карбонатов характеризуется реверсивным, по отношению к содержанию аллотигенных минералов, изменением по разрезу в пределах 2–71 % при среднем значении 9–13,76 %. Минеральный состав карбонатной компоненты оз. Сабакты характеризуется чередованием кальцитовых (рис. 4, А) и кальцит-доломитовых композиций (рис. 4, Б).

Содержание кальцита в осадочных отложениях озера изменяется в широком диапазоне от 1 до 69 %, содержание доломита варьирует от 0,57 до 3,78 % при среднем значении 1,66 %.

Кальцит, содержащий в примесях Mg, Mn и Sr, по данным СЭМ установлен в виде блочных кристаллов с размером зерен <10 мкм (рис. 5).

Доломит в осадках оз. Сабакты был установлен в двух основных формах (рис. 6, 7). Ромбоэдрический доломит был зафиксирован в виде хорошо сформированного субидиоморфного кристалла (~3 мкм) (рис. 6).

Также доломит был установлен в виде дисперсных кристаллов, прикрепленных к поверхности других минералов с зернами менее 2 мкм (рис. 7) и агрегированных в кластеры (рис. 7).

 

Рис. 2. Минеральный состав осадков оз. Сабакты на примере интервала 90 см (~3030 к.л.н.): А) электронно-микроскопические снимки: обломочный кварц – энергодисперсионный спектр (1), стоматоцисты, на врезках – энергодисперсионный спектр (2), панцири диатомей (целые створки и фрагменты) (3); Б) дифракционный спектр минерального состава осадков с выраженной рентгеноаморфной фазой (86 см; ~2940 к.л.н.)

Fig. 2. Mineral composition of Sabakty Lake sediments. An interval of 90 cm (~3030 BP): A) electron microscopic images: detrital quartz – energy dispersion spectrum (1), stomatocysts, on insets – energy dispersion spectrum (2), shells of diatoms (whole leaves and fragments) (3); B) diffraction spectrum of the mineral composition of sediments with a pronounced X-ray amorphous phase (86 cm; ~2940 BP)

 

Рис. 3. А) электронно-микроскопический снимок фрамбоидального пирита (190 см; ~2160 к.л.н.); Б) электронно-микроскопический снимок фрамбоидального пирита (отметка 170 см; ~6750 к.л.н.) (атом. % Si – 5,62, O – 33,71, Al – 1,51, Cu – 2,17, Fe – 49,69)

Fig. 3. A) electron microscopic image of framboidal pyrite (190 cm; ~2160 BP); B) electron microscopic image of framboidal pyrite (170 cm; ~6750 BP) (atom. % Si – 5,62, O – 33,71, Al – 1,51, Cu – 2,17, Fe – 49,69)

 

Рис. 4. Дифрактограммы донных отложений оз. Сабакты: А) отметка 46 см (~1372 к.л.н.); Б) отметка 166 см (~6472 к.л.н.)

Fig. 4. Diffractograms of Sabakty Lake sediments: A) depth is 46 cm (~1372 BP); B) depth is 166 cm (~6472 BP)

 

Рис. 5. Электронно-микроскопический снимок кальцита, 154 см, ~5700 к.л.н.: А) атом. % Ca – 8,69, Mg – 0,47; O – 38,87, C – 50,87; Mn – 0,05, Si – 0,44; Al – 0,24, S – 0,23, Fe – 0,08; Б) атом. % Ca – 10,86, Mg – 0,65; O – 61,53, C – 25,70; Sr – 0,03, Si – 0,64; Al – 0,23, S – 0,21, Fe – 0,11

Fig. 5. Electron microscopic image of calcite, 154 cm, ~5700 BP; А) atom. % Ca – 8,69, Mg – 0,47; O – 38,87, C – 50,87; Mn – 0,05, Si – 0,44; Al – 0,24, S – 0,23, Fe – 0,08; B) atom. % Ca – 10,86, Mg – 0,65; O – 61,53, C – 25,70; Sr – 0,03, Si – 0,64; Al – 0,23, S – 0,21, Fe – 0,11

 

Рис. 6. Электронно-микроскопический снимок доломита (отметка 190 см; ~8164 к.л.н.; атом. % Ca – 3,52, Mg – 3,73; O – 46,63, C – 43,74; Si – 5,17; Al – 0,59, S –0,98, Fe – 0,23)

Fig. 6. Electron microscopic image of dolomite (depth is 190 cm; ~8164 BP; atom. % Ca – 3,52, Mg – 3,73; O – 46,63, C – 43,74; Si – 5,17; Al – 0,59, S –0,98, Fe – 0,23)

 

Рис. 7. Электронно-микроскопический снимок доломита (отметка 190 см; ~8164 к.л.н.; атом. % Ca – 2,40, Mg – 1,94; O – 56,57, C – 29,54; Si – 4,37; Al – 1,93, Ti – 1,98, Fe – 1,27)

Fig. 7. Electron microscopic image of dolomite (depth is 190 cm; ~8164 BP; atom. % Ca – 2,40, Mg – 1,94; O-56,57, C – 29,54; Si – 4,37; Al – 1,93, Ti – 1,98, Fe – 1,27)

 

На отметках 72, 172 и 212 см зафиксировано присутствие гипса с содержаниями 8,45, 5,91 и 11,85 % соответственно (рис. 8).

Методом СЭМ подтверждено наличие кристаллов гипса в осадках (рис. 9).

Методом СЭМ также удалось зафиксировать присутствие барита (рис. 10) на отметке 182 см (~7600 к.л.н.).

 

Рис. 8. Дифрактограмма донных отложений оз. Сабакты – отметка 172 см (~6890 к.л.н.)

Fig. 8. Diffractogram of Lake Sabakty sediments – depth is 172 cm (~6890 BP)

 

Рис. 9. А) электронно-микроскопический снимок гипса в образце 506 оз. Сабакты (212 см; 9973 к.л.н., атом. % Ca – 14,09; S – 14,40; O – 70,39, Si – 0,45, Al – 0,24, Fe – 0,26); Б) электронно-микроскопический снимок гипса в образце 436 оз. Сабакты (72 см; 2440 к.л.н. атом. % Ca – 21,21; S – 16,65; O – 61,03, Si – 0,55, Al – 0,21, Fe – 0,18)

Fig. 9. A) electron microscopic image of gypsum in a sample of 506 (depth is 212 cm; 9973 BP, atom. % Ca – 14,09; S – 14,40; O – 70,39, Si – 0,45, Al – 0,24, Fe – 0,26); B) electron microscopic image of gypsum in a sample of 436 (depth is 72 cm; 2440 BP. atom. % Ca – 21,21; S – 16,65; O – 61,03, Si – 0,55, Al – 0,21, Fe – 0,18)

 

Рис. 10. Электронно-микроскопический снимок барита в образце 491 (глубина 182 см, ~7600 к.л.н.) оз. Сабакты, атом. Ba – 22,11, O – 25,23, Si – 16,68, Al – 4,23, Fe – 3,45, S – 3,92, Na – 1,90)

Fig. 10. Electron microscopic image of barite in sample 491 (depth is 182 cm, ~7600 BP), atom. Ba – 22,11, O – 25,23, Si – 16,68, Al – 4,23, Fe – 3,45, S – 3,92, Na – 1,90)

 

Обсуждение результатов

Для описания событий, произошедших в позднем плейстоцене–голоцене, была использована литологическая зональность, представленная в работе [12].

Плейстоценовая литологическая зона оз. Сабакты относится к интервалу разреза 294–238 см, ~26000–11700 к.л.н. По данным первичного литологического описания изучаемые образцы представлены глинистыми отложениями серо-голубыми плотными с включениями галечно-гравийного материала. Среднее значение M_d в данной зоне составило 0,017 мм. В образцах преимущественно содержится алевритовая фракция: среднее значение составило 62,80 %. В меньшей степени в образцах установлено содержание пелитовой (среднее значение – 15,18 %) и псаммитовой (среднее значение – 22,02 %) фракций. По классификации Н.В. Логвиненко определен суглинок легкий, алевритовый [12]. Для данной зоны характерно повышенное содержание аллотигенных минералов (до 87 %). Карбонатные минералы преимущественно представлены кальцитом, содержание которого изменяется в пределах 11,94–33,96 %. Содержание пирита малозначительно (среднее содержание 1,22 %).

Таким образом, начальный этап осадконакопления характеризуется постепенно растущим накоплением терригенных осадков с существенной карбонатностью. Кальцит-доломитовый состав карбонатной компоненты озера Сабакты указывает на то, что озеро было мелководным и минерализованным вследствие аридизации климата, включавшей, вероятно, и глобальное событие Бонда 8 [20–22]. Вариации в разрезе значений изотопных отношений ¹⁸O_карб, ¹³C_карб [23] подтверждают выводы, сделанные на основании изучения карбонатной записи.

Накопление карбонатных минералов, вероятно, происходило согласно биохемогенному механизму, где в условиях локальных пересыщений за счет смещения карбонатного равновесия при фотосинтезе в зарослях водной растительности может происходить их осаждение [24]. Также известно, что при регуляции микробного метаболизма доломит может образовываться не только в средах с высокой соленостью [25–27], но и в озерных водах с низкой соленостью [28] или даже в пресной воде [29, 30]. Следовательно, вездесущие микроорганизмы могут играть важную роль в образовании доломита [31].

В работе [11] по результатам геохимического анализа и количественных реконструкций установлено, что >12000–11600 к.л.н. озеро представляло собой слабосолоноватый водоем, что подтверждает аридность климата в рассматриваемый период.

К литологической голоценовой зоне 1 приурочен интервал 238–214 см (~11700–10130 к.л.н.), сложенный илом светло-серым и темно-зеленым, плотным, глинистым. Среднее значение M_d для осадочных отложений оз. Сабакты в данной зоне составило 0,031 мм. Преимущественно в образцах содержится алевритовая фракция: среднее значение составило 50,85 %. В меньшей степени в образцах установлено содержание пелитовой (среднее значение – 10,78 %) и псаммитовой (среднее значение – 38,38 %) фракций. По классификации Н.В. Логвиненко определены суглинок легкий алевритовый (глубина 232 см) и суглинок легкий (глубина 216 см) [12]. Среднее содержание аллотигенных минералов в осадочных отложениях озера Сабакты составило 76,25 %, а карбонатов – 22,54 %. Карбонатные минералы представлены кальцитом и доломитом, их среднее содержание составляет 21,78 и 1,14 %. Также в осадочных отложениях присутствует пирит (среднее содержание 3,55 %), а на глубине 226 см установлено присутствие биогенного кремнезема (кристобалит и тридимит), содержание которого составило 2,55 %. Постепенное увеличение значений изотопных отношений ¹⁸O_карб, ¹³C_карб [23] указывает на снижение влажности климата. Рассматриваемая литологическая зона также характеризуется колебаниями содержаний аллотигенного и карбонатного вещества, указывая на чередование увеличения/уменьшения влажности климата. Согласно результатам А.В. Масленниковой [11], начало голоцена характеризуется колебаниями электропроводности вод озера Сабакты, что указывает на колебания уменьшения/увеличения влажности климата.

Литологическая голоценовая зона 2 охватывает интервал разреза 214–178 см (~10130–7300 к.л.н.). Согласно первичному литологическому описанию, интервал представлен илом светло-коричневым плотным, песчано-алевритовым. Среднее значение M_d составило 0,025 мм. Содержание алевритовой фракции составило 59,35 %, псаммитовой – 30,38 %, пелитовой – 10,27 %. По классификации Н.В. Логвиненко определены супесь алевритовая (интервал 204–192 см) и суглинок легкий алевритовый (глубина 182 см) [12]. Среднее содержание аллотигенных минералов возрастает до 87,84 %, при этом среднее содержание карбонатной компоненты резко снижается до 4,29 %. Карбонатные минералы представлены кальцитом (среднее 6,62 %) и доломитом (среднее 2,07 %). Содержание биогенного кремнезема и пирита растет, их средние значения составили 4,71 и 5,52 % соответственно. Также на глубине 212 см установлено наличие гипса, содержание которого составило 11,85 %.

Повышенное содержание аллотигенных минералов в осадке указывает на увеличение влажности климатических условий. Однако выделяются эпизоды аридизации климата, которые устанавливаются благодаря присутствию в осадках эвапоритов (гипс, барит).

Известно, что растворимые сульфаты кальция (гипс), выпадают при большем выпаривании растворов, которое осуществляется в ограниченных водоемах, то больших по площади, то меньших, почти всегда мелководных. Установлено, что для осаждения гипса в воде необходимо содержание, в определенных концентрациях, растворенных сульфатов, кальция и сероводорода. Несмотря на то, что в основном гидраты сульфата кальция образуются в водоемах с соленой водой, необходимые для его минерализации компоненты могут также быть обусловлены обилием органического материала. Так, основной компонент – сероводород – образуется в дезоксигенированных участках озер, как правило, после значительного понижения содержания кислорода в результате разложения биологического материала [32].

Таким образом, присутствие гипса на 212 см (~10000 к.л.н.), а также барита на глубине 182 см (~7600 к.л.н.) в осадках озера Сабакты свидетельствует об аридизации климата. Аридизацию климата подтверждают повышенные значения изотопных отношений ¹⁸O_карб, ¹³C_карб [23].

К литологической голоценовой зоне 3 приурочен интервал разреза 178–60 см (~7300–1950 к.л.н.), сложенный илом темно-зеленым, серо-зеленым и зеленым плотным, участками песчано-алевритовым. Среднее значение M_d зерна по сравнению с зоной 2 увеличивается до 0,033 мм. Для данной зоны характерно увеличение содержания псаммитовой фракции (среднее значение составило 37,22 %). Средние содержания алевритовой и пелитовой фракций снижаются до 55,11 и 7,67 % соответственно. По классификации Н.В. Логвиненко определены супесь алевритовая (170–156 см), алевритовый песок (132 см) и суглинок легкий алевритовый (124–90 см) [12]. Среднее содержание аллотигенных минералов составляет 71,77 %, карбонатных минералов – 24,03 %. Для данной литологической зоны характерно увеличение содержания биогенного кремнезема до 13,85 % и уменьшение среднего содержания пирита до 2,91 %. Также на глубинах 172 и 72 см установлено наличие гипса, содержание которого составило 5,91 и 8,45 %.

В осадках озера Сабакты отмечается яркий эпизод уменьшения влажности климата в интервале ~7300–5200 к.л.н., для которого характерно увеличение карбонатности до 70 %. Данное событие подтверждается наличием гипса на отметке ~6900 к.л.н (172 см). Согласно Н.А. Хотинскому [33], в период ~6800–5800 л.н. на территории Северной Евразии произошел термический максимум. Полученные данные согласуются с региональными данными по оз. Сырыткуль [34], палеопочвам [35]. Для озер Южного Урала установлено возрастание электропроводности в период ~6500–5500 к.л.н., а также снижение содержание пыльцы ели [11], что свидетельствует об уменьшении влажности климата. Также установлено, что в период ~5500–5000 к.л.н. доля карбонатной компоненты для озера Сабакты снижается, при этом доля аллотигенной компоненты увеличивается, что может указывать на уменьшение сухости и/или похолодание климата, что согласуется с [8, 11]. Присутствие гипса на глубине 72 см (~2440 к.л.н.) может указывать на аридизацию климата. Согласно Н.А. Хотинскому [33], в период ~4700–3600 л.н. на территории Северной Евразии произошел термический максимум. Данное событие отмечается в оз. Сабакты и сопровождается резким увеличением M_d, содержания псаммитовой фракции, положительными отклонениями δ¹⁸О_карб и δ¹³С_карб, [23], а также уменьшением k_para [12].

Литологическая голоценовая зона 4 охватывает интервал разреза 60–2 см (~1950–1000 к.л.н.), представленный илом темно-зеленым. Среднее значение M_d в осадочных отложениях оз. Сабакты уменьшается по сравнению с зоной 3 до 0,020 мм. Среднее содержание алевритовой фракции составило 63,39 %, пелитовой – 10,84 %, псаммитовой – 25,76 %. По классификации Н.В. Логвиненко определены супесь алевритовая (52 см) и суглинок легкий алевритовый (4 см) [12]. Содержание аллотигенных минералов изменяется от 41,51 до 81,00 %, среднее содержание карбонатных минералов составляет 28,84 %. Для данной литологической зоны характерно увеличение содержания биогенного кремнезема до 25,70 % и уменьшение среднего содержания пирита до 1,80 %.

На отметке 46 см (~1400 к.л.н.) в осадке озера Сабакты содержание кальцита составило 52 % и доломита ~4 % на глубине 56 см (~1900 к.л.н.) в осадках оз. Сабакты, что совпадает с событием Бонда 1 (увеличение сухости климата). На этом этапе, вероятно, произошло сокращение аккомодации водоема, что подтверждается увеличением значений δ¹⁸О_карб и δ¹³С_карб в осадочных отложениях оз. Сабакты в интервале ~1900–1200 к.л.н. [23].

Заключение

По разрезу установлено преобладание алевритовой фракции.

Соотношение аллотигенной и аутигенной составляющих отражает климатически обусловленные изменения аккомодации водоема и поставки кластического материала.

Изменения влажности климата находят отклик в изменениях содержаний карбонатных и сульфатных минералов.

Во время начального этапа осадконакопления (~26000–11700 к.л.н.) озеро Сабакты было мелководным и минерализованным вследствие аридизации климата, включавшей, вероятно, и глобальное событие Бонда 8.

Изучение минерального состава осадков озера Сабакты позволило установить события аридизации климата: ~10000 к.л.н., ~7600 к.л.н., ~6900 к.л.н., ~1900 к.л.н. и ~1400 к.л.н.

В осадках озера Сабакты отмечается яркий эпизод уменьшения влажности климата в интервале ~7300–5200 к.л.н., который характеризуется увеличением карбонатности осадков до 70 % и обнаружением гипса на отметке ~6900 к.л.н.

Об авторах

Анастасия Рафаилевна Юсупова

Казанский федеральный университет

Автор, ответственный за переписку.
Email: i@ajusupova.ru
ORCID iD: 0000-0001-8732-3053

кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, Институт геологии и нефтегазовых технологий

Россия, г. Казань

Нурия Гавазовна Нургалиева

Казанский федеральный университет

Email: nurgal07@mail.ru
ORCID iD: 0000-0003-4372-9777

доктор геолого-минералогических наук, доцент, профессор кафедры геологии нефти и газа имени академика А.А. Трофимука

Россия, г. Казань

Алексей Михайлович Рогов

Казанский федеральный университет

Email: Aleksej.Rogov@kpfu.ru
ORCID iD: 0000-0003-1626-4636

младший научный сотрудник, Институт геологии и нефтегазовых технологий

Россия, г. Казань

Список литературы

Дополнительные файлы