ГОЛОЦЕНОВОЕ ЭКЗОГЕННОЕ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ В МАЛЫХ ВНУТРИГОРНЫХ КОТЛОВИНАХ САЯНО-ТУВИНСКОГО НАГОРЬЯ (НА ПРИМЕРЕ ТЕРЕХОЛЬСКОЙ ВПАДИНЫ) тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.25, кандидат наук Фузеина Юлия Николаевна

• Фузеина Юлия Николаевна
• кандидат наук
• 2016

Оглавление диссертации кандидат наук Фузеина Юлия Николаевна

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

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

Глава 5. История развития Терехольской котловины в позднеледниковье и голоцене

5.1 Позднеледниковье

5.2 Голоцен

5.3. Взаимодействие различных процессов рельефообразования и осадконакопления

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 диссертации (часть автореферата) на тему «ГОЛОЦЕНОВОЕ ЭКЗОГЕННОЕ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ В МАЛЫХ ВНУТРИГОРНЫХ КОТЛОВИНАХ САЯНО-ТУВИНСКОГО НАГОРЬЯ (НА ПРИМЕРЕ ТЕРЕХОЛЬСКОЙ ВПАДИНЫ)»

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 флю-виальных 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 релье-фообразования 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 обста-новках.

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, среднюю 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 среднегорь-ях 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 геолого-геоморфологического 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 литологи-ческого 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 археоло-

гического памятника «Крепость Пор-Бажин» (при финансовой поддержке Культурного фонда «Крепость Пор-Бажын»), а также по проектам РФФИ 09-05-00351-а «Озерно-флювиальный 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 криосубаридно-аридных 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 Те-ре-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 об-становках 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 историко-архитектурного памятника «крепость Пор-Бажын» при его археологическом исследовании.

Результаты исследований нашли отражение в отчетах по научно-исследовательским 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, юго-восточная 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" (Санкт-Петербург, 2009)

3. III Международная научно-практическая конференция "Эколого-географические исследования в речных бассейнах" (Воронеж, 2009)

4. Научный семинар молодых ученых под эгидой Межвузовского научно-координационного 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

1.1 Экзогенный морфолитогенез в ледниково-межледниковых циклах

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:

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

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

3) движение на склонах и междуречьях в виде массивов горных пород или слоя пород, по толщине намного большего по сравнению с длиной пути перемещения (рассе-дание 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 рельефообразую-щим 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 морфо-литогенеза 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 морфоли-тогенеза (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 ланд-шафтно-климатическими условиями анализируемой территории. Изменения ландшафтно-климатических 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 флювиаль-ного, озерного и криогенного типов морфолитогенеза. Рассмотрим поведение рельефооб-разующих процессов внутри каждого типа в зависимости от смены ландшафтно-климатических 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 (Репск, 1894, Бое^е1, 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, УапёепЬе^Ье, 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.

Список литературы диссертационного исследования кандидат наук Фузеина Юлия Николаевна, 2016 год

Список литературы

1. Агафонов Б.П. Экзолитодинамика байкальской рифтовой зоны. Новосибирск.

Наука. Сиб. отделение. 1990. 176 с.

2. Адаменко О.М., Белова В.А., Попова С.М и др. Биостратиграфия позднеплейстоце-

новых отложений Тункинской впадины//Геология и геофизика. 1975. № 6. С. 7885.

3. Алексеев С.В. Аржанников С.Г., Васильчук Ю.К., Алексеева Л.П. Новые данные о

строении и эволюции мерзлых толщ западной части Тоджинской котловины (республика Тыва)//Криосфера земли. 2005. Т. IX. №3. С. 3-9

4. Ананьева Э.Г. Литолого-минералогический анализ при геоморфологических и па-

леогеографических исследованиях. Смоленск-Москва. Изд-во СГУ. 1998. 140 с.

5. Аринушкина Е.В. Руководство по химическому анализу почв. М. Изд-во МГУ.

1970. 487 с.

6. Арсланов Х.А. Радиоуглерод. Геохимия и геохронология. Л. Изд-во Ленингр. ун-та,

1987. 300 с.

7. Асеев А.А. Влияние климатических ритмов четвертичного периода на развитие

эрозионной сети//Изв. АН СССР. Сер. Геогр. 1963. №1. С. 8-14.

8. Асеев А.А. Роль тектонического и климатического факторов в формировании ал-

лювия равнинных рек//Изв. АН СССР. Сер. Геогр. 1960. №2.

9. Баженова О.И. Современная денудация в островных степях Сибири. Автореф. дис-

серт. на соиск. уч. степ. докт. геогр. наук. Томск. 2011. 42 с.

10. Батурин В.П. Палеогеография по терригенным компонентам. Баку. 1937. 291 с.

11. Безрукова Е.В., Кривоногов С.К., Вершинин К.Е. и др. Изменения природной сре-

ды и климата в котловине озера Байкал в позднеледниковье и голоцене//Доклады международного APN-START симпозиума по изучению глобальных изменений в Северо-Восточной Азии. Владивосток. Дальнаука. 2005. С. 5-24.

12. Безрукова Е.В. Палеогеография Прибайкалья в позднеледниковье и голоцене. Но-

восибирск. Наука. 1999. 128 с.

13. Беличенко В.Г., Резницкий Л.З., Гелетий Н.К., Бараш И.Г. Тувино-Монгольский

массив (к проблеме микроконтинента Палеоазиатского океана)//Геология и геофизика. 2003. Т. 44. №6. С. 554-565.

14. Белова В.А. История развития растительности котловин Байкальской рифтовой зо-

ны (на примере Байкальской и Верхнечарской котловин). М. Наука, 1975. 142 с.

15. Белова В.А. Растительность и климат позднего кайнозоя юга Восточной Сибири.

Новосибирск. Наука. 1985. 158 с.

16. Бляхарчук Т.А. Реконструкция лесной и высокогорно-степной растительности юго-

западной части Тувы с позднеледниковья до современности//География и природные ресурсы. 2008. №1. С.89-96

17. Богословский Б.Б. Озероведение. М. Изд-во МГУ. 1960. 333 с.

18. Болиховская Н.С., Панин А.В. Динамика растительного покрова Терехольской кот-

ловины (юго-восточная Тува) во второй половине голоцена//Палинология: Стратиграфия и геоэкология. Сборник научных трудов XII Всероссийской Палинологической конференции (29 сентября - 4 октября 2008 г., Санкт-Петербург). Том II. Санкт-Петербург. ВНИГРИ. 2008. С. 69-75.

19. Бронникова М.А., Турова И.В., Кузнецова Е.П., Козлов Д.Н., Хохлова О.С. Почвы

криосубаридных степных ландшафтов Терехольской межгорной котловины нагорья Сангилен. // Почвоведение. 2011. № 6. С. 643-659.

20. Васильев Ю.М. Осадконакопление и морфогенез в перигляциальной зоне в цикле

межледниковье-ледниковье. Казань. 1978. 172 с.

21. Веклич М.Ф. Этапы образования позднекайнозойских речных долин Украи-

ны/Речные системы и мелиорация. Ч. I. Новосибирск. 1977. 147 с.

22. Величко А.А. Природный процесс в плейстоцене. М., Наука, 1973. 256 с.

23. Верзилин Н.Н. Литолого-минералогические исследования//История озер СССР. Л.

Наука. 1986

24. Власов Э.Я. Гидрогеологические условия верховьев р. М. Енисей и нагорья Санги-

лен масштаба 1:500000. Листы М-47-А,Б (Отчет партии №894 за 1967-1968 гг.). М. 1969.

25. Выркин В.Б. Современное экзогенное рельефообразование котловин Байкальского

типа. Иркутск. Изд-во ин-та географии СО РАН, 1998. 174 с.

26. Гарункштис А.А. Седиментационные процессы в озерах Литвы. Вильнюс. 1975.

297 с.

27. Геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000. Серия Западно-Саянская. Листы

М-47-VIII, XIV, XV, XX, XXI, Под ред. Ю.М.Шейнманна. Всесоюзный геологический трест. 1958

28. Геология СССР. Тувинская АССР. Т. XXIX. М. Недра. 1966. 456 с.

29. Гоникберг В.Е. Роль сдвиговой тектоники в создании орогенной структуры ранних

каледонид юго-восточной Тувы//Геотектоника. 1999. №3. С.89-102.

30. Государственная геологическая карта СССР. Масштаба 1:200000. Лист M-47-XIV,

XV, XX (Чиргаланды). Объяснительная записка. М. ВСЕГЕИ. 1985. 115 с.

31. Гричук М.П. О ритмах накопления аллювия в долинах рек и ритмах изменения

климата в плейстоцене и голоцене/Продольный профиль рек и их террасы. М. МФГО. 1978. С. 34-45.

32. Гричук М.П. Постоленко Г.А. Врез рек, накопление и фациальный состав аллювия

в связи с ритмичными изменениями климата в позднем кайнозое//Известия ВГО. т. 114. вып. 3. 1982. С. 215-220

33. Гунова В.С. История озера Неро по палинологическим данным//Автореф. дис.

канд. геогр. наук. М. 1975 24 c.

34. Дэвис В.М. Геоморфологические очерки. М. Изд-во иностранной литературы. 1962.

455 с.

35. Дедков А.П. Системы экзогенного рельефообразования и их типы//Экзогенные

процессы и эволюция рельефа. Казань. Изд-во Казанск. ун-та. 1983. С.6-14

36. Динамическая геоморфология. М. Изд-во МГУ. 1992. 448 с.

37. Еманов А.Ф., Еманов А.А., Лескова Е.В. Сейсмические активизации в Белино-

Бусингольской зоне. //Физическая мезомеханика. 13. Спец. выпуск. 2010. С. 72-77.

38. Еникеев Ф.И. Обстановка осадконакопления Чарской впадины в позднем плейсто-

цене, голоцене//Вопросы геологии и металлогении Читинской области. М. Изд-во Мингео РСФСР. 1986. С. 37-43.

39. Еникеев Ф.И. Плейстоценовые оледенения Восточного Забайкалья и юго-востока

Восточной Сибири//Геоморфология. 2009. № 2. С. 33-49.

40. Еникеев Ф.И. Плейстоценовые оледенения севера Забайкалья//Главнейшие итоги в

изучении четвертичного периода и основные направления исследований в XXI веке: Тезисы докладов Всероссийского совещания, 14-19 сентября 1998. Санкт-Петербург, 1998. С.107

41. Ефремов Ю.В. Озерный морфолитогенез на Большом Кавказе. Краснодар. 2003.

262 с.

42. Жуховицкая А.А. Геохимические исследования//История озер СССР. Л. Наука.

1986

43. Ивановский Л.Н., Титова З.А., Выркин В.Б. Проблема прогноза современных экзо-

генных процессов рельефообразования//География и природные ресурсы. 1983. № 4. С. 20-25

44. Ильин А.В. Геологическое развитие Южной Сибири и Монголии в позднем докем-

брии - кембрии. М. Наука. 1982. 114 с.

45. Кабалейне М.В., Гарункштис А.А., Раукас А.В., Саарсе Л.А., Тамошайтис Ю.С. Ис-

тория озер Прибалтики//История озер Восточно-Европейской равнины. СПб. 1992. С. 118-143.

46. Кислов А.В., Гребенец В.И., Евстигнеев В.М., Конищев В.Н., Суркова Г.В., Тумель

Н.В. Последствия возможного потепления климата в XXI веке на севере Евразии // Вестник Моск. ун-та. Серия 5. география. 2011 № 3. С. 3-8.

47. Климат России. СПб. Гидрометеоиздат. 2001.

48. Климат СССР. Справочник. Вып. 21. Влажность воздуха, атмосферные осадки,

снежный покров. Л. Гидрометеоиздат. 1969. 402 с.

49. Климат СССР. Справочник. Вып. 21. Облачность и атмосферные осадки. Л. Гидро-

метеоиздат. 1970. 354 с.

50. Климат СССР. Справочник. Вып. 21. Солнечная радиация, радиационный баланс и

солнечное сияние. Л. Гидрометеоиздат. 1967. 122 с.

51. Климат СССР. Справочник. Вып. 21. Температура воздуха и почвы. Л. Гидроме-

теоиздат. 1967. 504 с.

52. Кожов М.М. Пресные воды Восточной Сибири. Иркутск. 1950. 367 с.

53. Кордэ Н.В. Биостратификация и типология русских сапропелей. М. Изд-во АН

СССР. 1960. 220 с.

54. Кошурников А.В., Зыков Ю.Д., Панин А.В., Сизых Е.М., Петрухина Е.С., Констан-

тинов Е.А., Селезнева Е.В., Просунцов К.С., Алексютина Д.М. Изучение мерзлого основания археологического памятника «Крепость Пор-Бажин» (Ту-ва)//Инженерные изыскания. №6. 2008. С. 28-31.

55. Криволуцкий А.Е. К построению генетической классификации экзогенных релье-

фообразующих процессов//Рельеф и ландшафты. М. Изд-во МГУ. 1977. С.44-54

56. Кривоногов С.К. Осадконакопление во впадинах Байкальской рифтовой зоны в

позднем плейстоцене и голоцене. Диссерт. на соиск. уч. степ. докт. геол-минер. наук. Новосибирск. 2010. 478 с.

57. Кузнецова Е.П. Дендроиндикация функционирования геосистем Терехольской кот-

ловины Тывы. Автореф. на соис. уч.степ. канд.геогр. наук. М. 2014. 25 с.

58. Кузнецова Е.П., Козлов Д.Н. Внутриландшафтная изменчивость радиальных при-

ростов лиственницы сибирской (Larix sibirica Ledeb.) Терехольской котловины Тывы в XX в. // Journal of Siberian Federal University. Biology 4 (2011 4) 325-337

59. Кузьмичев А.Б. Тектоническое значение палеозойского гранитного магматизма в

байкалидах Тувино-Монгольского массива//Геотектоника. 2000. №6. С. 76-92.

60

61

62

63

64

65

66

67

68

69

70

71

72

73

Лаврушин Ю.А. Основные черты строения современного аллювия равнинных рек степной зоны//Генезис и литология континентальных антропогенных отложений. М. Наука. 1965. С. 20-33.

Леви К.Г., Мирошниченко А.И., Саньков В.А., Парфеевец А.В., Лухнев А.В., Лух-нева О.Ф. Активные разломы, напряженное состояние земной коры и сейсмический потенциал территории Монголии//Труды VI Российско-Монгольской конференции по астрономии и геофизике. Иркутск. Институт земной коры СО РАН. 2006. С.71-79.

Маккавеев Н.И. Влияние стока на продольный профиль реки//сб. статей для XVIII Международного географического конгресса. М-Л. Изд-во АН СССР. 1956. С.79-84

Маккавеев Н.И. Некоторые вопросы теории формирования террас в речных долинах/Продольный профиль рек и их террасы. М. 1978. С. 6-13.

Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М. Географический факультет МГУ. 2003. 355 с.

Маккавеев Н.И., Хмелева Н.В., Заитов И.Р., Лебедева Н.В. Экспериментальная геоморфология. М. Изд-во МГУ. 1961. 194 с.

Марков К.К. Палеогеография. М. Изд-во Моск.ун-та. 1960. 268 с.

Матросов П.С. Подготовка к изданию тектонической карты республики Тувы масштаба 1:500000 и объяснительной записки к ней (Отчет по договору 80д за 199193 гг.). ВСЕГЕИ-Тувагеолком. Кызыл. 1993

Мещеряков Ю.А. О теории экзогенных процессов//Современные процессы релье-фообразования. М. Наука. 1970. С.15-22

Мишарина Л.А. Напряжения в земной коре в рифтовых зонах. М. Наука. 1967. 135 с.

Москвитин А.И. Четвертичные отложения и история формирования долины р. Волги в ее среднем течении/Тр. ГИН АН СССР. 1958. Вып. 12. 263 c.

Мудров Ю.В. Мерзлотные явления в криолитозоне равнин и гор. Основные понятия и определения. Иллюстрированный энциклопедический справочник. М. Научный мир. 2007. 316 с.

Мухина Л.И. Витимское плоскогорье (природные условия и районирование). Улан-Удэ. Бур. кн. изд-во. 1965. 26 с.

Николаев Н.И. Опыт построения генетической классификации экзогенных физико-геологических процессов//Труды Комиссии по изучению четвертичного периода. М-Л. Изд-во АН СССР. 1948. Т.7. Вып. 1. С.3-13

74. Носин В.А. Почвы Тувы. М. Изд-во АН СССР. 1963. 339 с.

75. Общие закономерности возникновения и развития озер. Методы изучения истории

озер (Серия: История озер СССР)/Ред. Д.Д. Квасов, Н.Н. Давыдова, В.А. Румянцев. Л. 1986. 254 с.

76. Огородов С.А. рельефообразующая детяельность морских льдов. Автореф. на со-

иск. уч. степ. доктора геогр. наук. М. 2014. 44. с.

77. Огородов С.А. Роль морских льдов в литодинамике береговой зоны. М. Изд-во

Моск. ун-та. 2012. 173 с.

78. Олюнин В.Н. Происхождение рельефа возрожденных гор. М. Наука. 1978. 276 с.

79. Орел Г.Ф. Условия формирования и развития озерных комплексов восточной части

Станового нагорья//Автореф. дис. канд. геогр. наук. Иркутск. 1984. 16 с.

80. Панин А.В. Первые данные о позднеголоценовой сейсмике юго-ападного замыка-

ния Байкальской рифтовой зоны. // Доклады Академии Наук, вып. геология. 2011. том 438. № 1. С. 76-81.

81. Панин А.В., Аржанцева И.А. Загадки Пор-Бажина // Живописная Россия. 2010. №6.

С. 14-19.

82. Панин А.В., Аржанцева И.А., Бронникова М.А., Успенская О.Н., Фузеина Ю.Н.

Интерпретация раннесредневокового памятника Пор-Бажин (Тува) в свете естественнонаучных данных. /Труды IV (XX) Археологического съезда в Казани. Т. 4. Казань. 2014. с. 331-334.

83. Панин А.В., Бредихин А.В. природно-исторический памятник Пор-Бажин (Тува):

ландшафтно-геоморфологические аспекты туристического освоения. //Рекреационное природопользование, туризм и устойчивое развитие регионов. Мат. Межд.науч.-практ. конф. Барнаул-Горно-Алтайск, 23-26 октября 2007 г. Барнаул. Изд-во Алтайского гос. ун-та. 2007. С. 249-253.

84. Панин А.В., Бронникова М.А., Успенская О.Н., Аржанцева И.А., Константинов

Е.А., Кошурников А.В., Селезнева Е.В., Фузеина Ю.Н., Шеремецкая Е.Д. История озере Тере-Холь и голоценовая динамика природной среды на юго-востоке Саяно-Тувинского нагорья.//ДАН. Т. 446. 2012. С. 568-574.

85. Панин А.В., Бронникова М.А., Успенская О.Н., Фузеина Ю.Н., Шеремецкая Е.Д.,

Селезнева Е.В., Константинов Е.А., Магрцкий Д.В., Ланг А. Палеоклимат, палео-гидрология и палеокриогенез на юго-востоке Саяно-Тувинского нагорья в позд-неледниковье и голоцене (по результатам изучения истории озера Тере-Холь)/Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода №72. М. ГЕОС. 2012. С. 104-121.

86. Панин А.В., Фузеина Ю.Н. Изменения флювиальной активности в бассейне озера

Тере-Холь (нагорье Сангилен, Тува) в конце позднего плейстоцена голоцене.// Древние и современные долины и реки: история формирования, эрозионные и русловые процессы. Межвузовский сборник / Под редакцией проф. Р.С. Чалова и проф. В.А. Брылева. Волгоград. перемены. 2009. С. 176-186.

87. Панин А.В., Фузеина Ю.Н. Развитие малого горного бассейна в ледниково-

межледниковых климатических ритмах на фоне дифференцированных тектонических движений (р. Айыл, Тувинское нагорье). //Материалы третьей межд. научно-практ. конф. «Эколого-географические исследования в речных бассейнах», Воронеж, 15-17 октября 2009. Воронеж. Изд-во ВГПУ. 2009. С. 55-59.

88. Панин А.В., Фузеина Ю.Н, Селезнёва Е.В. Развитие Терехольской впадины (Ту-

винское нагорье) в позднем плейстоцене-голоцене по результатам морфометриче-ского анализа и изучения озёрно-аллювиального морфолитогенеза.// Материалы Всерос.науч.конф. «Селиверстовские чтения», г. СПб, 19-21 ноября 2009 г. СПб. Изд-во СПбГУ. 2009. С. 253-258.

89. Пенк В. Морфологический анализ. М. Государственное изд-во географической ли-

тературы. 1961. 359 с.

90. Первухин М.А. О генетической классификации озерных ванн. Землеведение. 1937.

№6. С. 526-537

91. Перов В.Ф. Классификация экзогенных процессов горных стран//Геоморфология.

1981. №1. С.3-7

92. Потапов С.В. Геологическое строение бассейнов рек Каа-Хем, Кызыл Хем, Каргы,

нижнего течения р. Балыктыг-Хем и озера Тере-Холь (лист М-47-УШ, части листов M-47-П, VII, IX, XIII, XIV, XV). Отчет о работе партий №5, 6 и 7 за 1954 гг. (Материалы к государственной геологической карте СССР, масштаба 1:200000). МгиОН, ВАГТ. 1955.

93. Почвы колхоза Терехоль Кызылского района Тувинской ССР и рекомендации по

их использованию. Объединение Росземпроект, Институт Востсибгипрозем, Тувинский филиал. Кызыл, 1975, 132 с.

94. Проблемы теоретической геоморфологии. М. Изд-во МГУ. 1999. 512 с.

95. Равский Э.И. Осадконакопление и климаты внутренней Азии в антропогене. М.

Наука. 1972. 335 с.

96. Романовский С.И. Седиментологические основы литологии. Л. Недра. 1977. 408 с.

97. Рыжов Ю.В. Пространственно-временные закономерности формирования и разви-

тия оврагов на юге Восточной Сибири. Автореф. диссерт. на соиск. уч. степ. докт. геогр. наук. Томск. 2013. 32 с.

98. Селезнева Е.В., Лурье И.К., Панин А.В. Создание и исследование цифровых моде-

лей рельефа для реконструкции палеорельефа острова Пор-Бажын//Геоинформатика. №3. 2009. С. 37-44.

99. Симонов Ю.Г. О формировании озерных котловин в современных перигляциаль-

ных условиях юго-восточного Забайкалья на примере Агинского района/Вопросы географического мерзлотоведения и перигляциальной морфологии. Изд-во МГУ. 1962. С. 156-165

100. Симонов Ю.Г. Озерный морфолитогенез в условиях Забайкалья//Вопросы озерного морфолитогенеза. Чита. Изд-во Забайкальского филиала Географического общества СССР. 1969. С. 3-15

101. Симонов Ю.Г., Конищев В.Н., Лукашев А.А., Мысливец В.И., Никифоров Л.Г., Рычагов Г.И. Учение о морфолитогенезе и его место в географической науке. Исторические аспекты. //Вестник МГУ, Серия 5, География, №4, 1998. С.41-48

102. Спасская И.И. Экзогенный морфогенез//Палеоклиматы и палеоландшафты вне-тропического пространства северного полушария. Поздний плейстоцен-голоцен. Атлас монография. Под ред. профессора А.А. Величко. М. 2009. С.64-69

103. Страхов Н.М. Образование осадков в современных водоемах. М. Изд-во АН СССР. 1954. 792 с.

104. Струнин Б.М. Подготовка к изданию карты полезных ископаемых Красноярского региона на геологической основе масштаба 1:500000. Отчет стратиграфической партии о результатах картосоставительских работ масштаба 1:500000, проведенных в 1996-2005 гг. Красноярскгеолсъемка. Красноярск. 2005.

105. Субетто Д.А. Донные отложения озер: палеолимнологические реконструкции. СПб. Изд-во РГПУ им. А.И. Герцена. 2009. 339 с.

106. Суходровский В.Л. Криоморфогенез//Геокриологические условия Монгольской Народной Республики. М. Наука. 1974. С. 85-117

107. Суходровский В.Л. Экзогенное рельефообразование в криолитозоне. М. Наука. 1979. 280 с.

108. Успенская О.Н. Изучение истории озер методом комплексного биологического анализа. Автореф. на соиск. степени к.б.н. Изд-во МГУ. 1979. 21 с.

109. Успенская О.Н. Комплексный биологический анализ//История озер СССР. Л. Наука. 1986.

110. Уфимцев Г.Ф. Морфотектоника Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск. Наука. 1992. 216 с.

111. Уфимцев Г.Ф. Тектонический анализ рельефа (на примере Востока СССР). Новосибирск. Наука. 1984. 183 с.

112. Уфимцев Г.Ф., Щетников А.А., Филинов И.А. Геоморфологические особенности Торской котловины//География и природные ресурсы, 2004. № 2. С. 89-93.

113. Уфимцев Г.Ф., Щетников А.А., Филинов И.А. Инверсии в новейшей геодинамике Байкальской рифтовой зоны//Геология и геофизика. 2009. Т. 50. № 7. С. 796-808.

114. Уфимцев Г.Ф., Щетников А.А., Филинов И.А. Новейшая геодинамика Тункинско-го рифта (Прибайкалье)//Литосфера. 2006. № 2. С. 95-102.

115. Уфлянд А.К., Ильин А.В., Спиркин А.И. Впадины байкальского типа Северной Монголии//Бюллетень МОИП, отд. геол. 1969. Т. 44, № 6. С. 5-22.

116. Федотов А.П. Структура и вещественный состав осадочного чехла Хубсугульской впадины как летопись тектоно-климатической эволюции Северной Монголии в Позднем Кайнозое. Автореф. дисс. ... докт. геол.-мин. наук. Казань, 2007. 42 с.

117. Флоренсов Н.А. Мезозойские и Кайнозойские впадины Прибайкалья. М-Л. Изд-во АН СССР. 1960. 258 с.

118. Флоренсов Н.А. Некоторые особенности котловин крупных озер Южной Сибири и Монголии//Мезозойские и кайнозойские озера Сибири. М. Наука. 1968. С. 59-73

119. Флоренсов Н.А. Очерки структурно геоморфологии. М. Наука. 1978. 238 с.

120. Фотиев С.М. Криохроны и термохроны юга Сибири за последние 5 миллионов лет (палеогеокриологическая интерпретация результатов исследований донных осадков озера Байкал)//Криосфера Земли, 2005. Т. IX, № 1. С. 13-27.

121. Фотиев С.М. Современные представления об эволюции криогенной области Западной и Восточной Сибири в плейстоцене и голоцене//Криосфера Земли, 2006. Т. X, № 2. С. 3-26.

122. Фотиев С.М. Геокриологические летописи Сибири//Криосфера Земли, 2009. Т. XIII, № 3. С. 3-16.

123. Цейтлин С.М. Геология палеолита Северной Евразии. М. Наука. 1979. 285 с.

124. Чичагова О.А. Радиоуглеродное датирование почвенного гумуса. М. Наука. 1985. 158 с.

125. Шанцер Е.В. Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных образований. М. Наука, 1966. 239 с.

126. Шац М.М. Геокриологические условия Алтае-Саянской горной страны. Новосибирск. Наука. 1978. 103 с.

127. Щетников А.А. Структура рельефа и новейшая тектоника Тункинского рифта. Автореф. дисс. ... канд. геол.-мин. наук. Иркутск, 2001. 16 с.

128. Щетников А.А., Уфимцев Г.Ф. Структура рельефа и новейшая тектоника Тункинского рифта (Юго-Западное Прибайкалье). М. Научный мир. 2004. 160 с.

129. Щукин И.С. Общая геоморфология. М. Изд-во Моск. ун-та. Т. 1. 1960. 612 с.

130. Щукин И.С. Четырехязычный энциклопедический словарь терминов по физической географии. М. Изд-во Сов. Энциклопедия. 1980. 703 с.

131. Arzhannikov S.G., Alekseev S.V., Glyzin A.V., Kulagina N.V., Ignatova N.V. Orlova L.A. The Late Pleistocene-Holocene climate history in the western Todzha basin (Eastern Tuva)//Russian Geology and Geophysics. 2010. 51. PP. 163-175

132. Barnes P.B. Marine Ice-Pushed Boulder Ridge, Beaufort Sea, Alaska. // arctic vol. 35, no. 2 (june 1982), p. 312-316

133. Black R.F. Growth of patterned Ground in Victoria Land, Antarctica//Proc. Of the Second Intern.Conf. on Permafrost. Yakutsk. USSR. 1973. PP. 193-203

134. Blyakharchuk T.A. Chernova N.A. Vegetation and climate in the Western Sayan Mts according to pollen data from Lugovoe Mire as a background for prehistoric cultural change in southern Middle Siberia//Quaternary Science Reviews. 2013. 75. PP.22-42.

135. Bronk Ramsey C. Bayesian analysis of radiocarbon dates. // Radiocarbon. 2009. 51 (1). РР 337-360.

136. Bronnikova M., Panin A., Uspenskaya O., Fuzeina Y., Turova I. Late Pleistocene-Holocene environmental changes in ultra-continental subarid permafrost-affected landscapes of the Terekhol Basin, South Siberia//Catena. 112. 2014. PP. 99-111.

137. Gilbert R. A distinction between ice-pushed and ice-lifted landforms on lacustrine and marine coasts. // Earth Surface Rrocesses and Landforms, vol. 15, 15-24 (1990)

138. Ilyashuk B.P., Ilyashuk E.A. Chironomid record of Late Quaternary climatic and environmental changes from two sites in Central Asia (Tuva Republic, Russia) - local, regional or global causes?// Quaternary Science Reviews. 2007. 26. PP. 705-731

139. Krivonogov S.K., Kazansky A.Yu., Oyunchimeg T. et al. New in the studies of the Darhad basin, Mongolia // Environmental changes in East Eurasia and adjacent areas -High resolution environmental records of terrestrial sediments / Proceedings the 7 International Symposium August 23-29, 2008. Ulaanbaatar, 2008. P. 90-91.

140. Mackay J R. The Growth of Ice Wedges (1966-1975), Garry Iskand, NWT, Cana-da//Proc. Of the Intern.Geographical Congress. Vol. 23d. Moscow. USSR. 1976. PP. 273-279

141. Morley D.W., Leng, M.J., Mackay, A.W., Sloane, H.J., 2005. Late glacial and Holocene environmental change in the Lake Baikal region documented by oxygen isotopes from diatom silica//Global and Planetary Change. V. 46. PP. 221-233.

142. Penck A. Morphologie der Erdoberfläche. Zweiter Teil. Stuttgrt, 1894. 324 p.

143. Prokopenko A.A., Williams D.F., Karabanov E.B., Khursevich G.K. Response of Lake Baikal ecosystem to climate forcing and p CO2 change over the last glacial/interglacial transition // Earth and Planetary Science Letters. 1999. V. 17. PP. 239-253.

144. Reimer P.J., Baillie M.G.L., Bard E. et al. Terrestrial radiocarbon age calibration, 26 - 0 ka BP//Radiocarbon. 2004. Vol. 46. PP. 1029-1058.

145. Soergel W. Die Ursachen der diluvialen Aufschotterung und Erosion. Berlin. 1921. 74 p.

146. Starkel L. Geomorphic response to climatic and environmental changes along a Central Asian transect during the Holocene//Geomorphology 23. 1998. PP. 293-305

147. Vandenberghe J. Changing fluvial styles under changing periglacial condi-tions//Zeitschrift fur Geomorphologie NF 88. Pp. 17-28

148. Zhao Y. Zicheng Yu, Fahu Chen Spatial and temporal patterns of Holocene vegetation and climate changes in arid and semi-arid China//Quaternary International. 2009. 194. PP. 6-18

Интернет-ресурсы:

149. Официальный сайт республики Тыва. Терехольский кожуун. // http://gov.tuva.ru/region/msu/775/

150. Официальный портал Министерства экономики республики Тыва. Тере-Хольский район. // http://www.mert.tuva.ru/directions/territorial-development/municipalities/tere-рholsky/

151. North Greenland Ice Core Project. // http://www.gfy.ku.dk/~www-glac/ngrip/index_eng.htm

ПРИЛОЖЕНИЯ

Приложение 1. Реестр радиоуглеродных датировок

№ Лаб.№ Скважина Глубина, см Материал 14С дата (не кал.)

Датировки сцинтилляционным методом

1 ИГАН-3489 РВ-184а=Т6 15-20 910±50

2 ИГАН-3428 РВ-184а=Т6 72-75 ПП (гумус) 10270±880

3 ИГАН-3407 РВ-184а=Т6 120-130 ПП (гумус) 10120±130

4 ИГАН-3460 РВ-182 60-70 ПП (гумус) 4210±90

5 ИГАН-3481 РВ-181 20-25 ПП (гумус) 730±70

6 ИГАН-3474 РВ-002 38-42 торф 2020±105

7 ИГАН-3496 РВ-002 93-96 торф 1820±150

8 ИГАН-3475 РВ-003 70-75 торф 2000±160

9 ИГАН-3497 РВ-003 114-120 гиттия 1910±40

10 ИГАН-3503 РВ-003 138-143 гиттия 2230±70

11 ИГАН-3498 РВ-003 198-210 гиттия 6900±80

12 ИГАН-3491 РВ-003 230-240 торф 7190±175

13 ИГАН-3483 РВ-005 16-22 торф 1740±110

14 ИГАН-3473 РВ-005 40-47 гиттия 2500±90

15 ИГАН-3494 РВ-006 90-101 гиттия 2890±70

16 ИГАН-3486 РВ-006 101-110 гиттия 3000±115

17 ИГАН-3484 РВ-007 24-30 торф 1775±95

18 ИГАН-3485 РВ-007 39-43 торф 1780±80

19 ИГАН-3488 РВ-007 171-174 торф 5230±100

20 ИГАН-3470 РВ-007 220-230 торф 6820±280

21 ИГАН-3495 РВ-007 240-248 торф 7410±130

22 ИГАН-3492 РВ-008 100-110 гиттия 4570±80

23 ИГАН-3490 РВ-008 142-152 торф 4550±70

24 ИГАН-3487 РВ-008 184 торф 5830±145

25 ИГАН-3500 РВ-010 56-62 торф 460±70

26 ИГАН-3480 РВ-010 265-280 гиттия 12790±380

27 ИГАН-3482 РВ-011 230-240 гиттия 10180±100

28 ИГАН-3471 РВ-011 240-250 гиттия 11070±130

29 ИГАН-3493 РВ-011а 50-53 торф 50±50

30 ИГАН-3504 РВ-011а 185-205 гиттия 11290±110

31 ИГАН-3499 РВ-012а 80-85 торф 2280±120

32 ИГАН-3520 РВ-012а 198-215 гиттия 10000±100

33 ИГАН-3518 PB-14 178-181 торф 8680±260

34 ИГАН-3519 РВ-013 67-77 торф 1100±70

35 ИГАН-3530 РВ-015 63-73 торф 2230±70

36 ИГАН-3543 РВ-015 92-102 торф 3230±160

37 ИГАН-3546 РВ-015 102-110 ОО (ил) 3175±140

38 ИГАН-3548 РВ-015 260-265 раковины 11380±140

39 ИГАН-3560 РВ-017 160-175 ОО (ил) 5070±90

40 ИГАН-3586 РВ-017 214-220 раковины 5920±60

41 ИГАН-3573 РВ-017 275-310 торф 10450±110

42 ИГАН-3578 РВ-018 267-285 торф 10225±110

№ Лаб.№ Скважина Глубина, см Материал 14С дата (не кал.)

43 ИГАН-3574 РВ-019 135-140 гиттия 4600±80

44 ИГАН-3576 РВ-019 220-230 гиттия 5370±130

45 ИГАН-3580 РВ-019 242-250 гиттия 7410±70

46 ИГАН-3581 РВ-023 123-126 ОО (ил) 9510±60

47 ИГАН-3402 Сал-3 25-40 ОО (ил) 1160±80

48 ИГАН-3405 Сал-8 70-80 торф 750±80

49 ИГАН-3441 Т-1 110-120 ГК 9870±110

50 ЛУ-6049 О-3 60 торф 1730±90

51 ЛУ-6061 О-1 37-39 торф 1360±80

52 ЛУ-6063 О-2 38-40 торф 1630±60

53 ЛУ-6065 О-2 54-56 торф 880±100

54 ЛУ-6068 О-5 18-21 торф 310±50

55 ЛУ-6067 О-5 23-25 торф 680±60

56 ЛУ-6069 О-6 24-26 торф 580±40

57 ЛУ-6345 О-11 165-168 торф 6790±110

58 ЛУ-6346 О-12 22-24 торф 850±60

59 ЛУ-6347 О-12 27-30 почва 1240±70

60 ЛУ-6348 О-16 22-27 торф 1400±80

61 ЛУ-6352 О-16б 15-17 торф 760±70

62 ЛУ-6353 О-18 20-25 почва 1000±70

63 ЛУ-6052 РВ-208 48-49 торф 1680±100

64 ЛУ-6055 РВ-222 55-57 торф 1600±110

65 ЛУ-6056 РВ-223 55-56 торф 1720±90

66 ЛУ-6057 РВ-224 23-24 торф 120±110

67 ЛУ-6509 РВ-205 14-17 ПП (гумус) 1240±80

68 ЛУ-6511 РВ-205 24-28 ПП (гумус) 2400±70

69 ЛУ-6510 РВ-205 96-99 ПП (гумус) 6030±120

70 ЛУ-6508 РВ-205 107-110 ПП (гумус) 4490±90

71 ЛУ-6507 РВ-205 147-150 ПП (гумус) 10860±240

72 ИГАН-3819 РВ-214 ГК 4180±80

73 ИГАН-2976 РВ-226 80-95 ГК 9620±100

74 ИГАН-3967 РВ-233 40-43 ГК 3600±70

75 ИГАН-3968 РВ-233 85-88 ГК 7300±100

76 ИГАН-3975 РВ-233 93-96 ГК 7510±90

77 ИГАН-3852 Т-2 28-29 ГК 1810±70

78 ЛУ-5981 PB-150 120-122 раст.ост. 6390±90

79 ЛУ-5979 PB-150 134-136 торф 7270±90

80 ЛУ-5980 PB-150 146-148 торф 7400±100

81 PB-192 80-85 9730±190

82 ЛУ-6051 33L 38-40 торф 1140±90

83 ЛУ-6050 35L 48-50 торф 1160±60

Масс-спектрометрические (AMS) датировки

84 LuS-7425 PB-021 51 ТВР 1840±50

85 LuS-7426 PB-021 81 ТВР 3530±35

86 LuS-7427 PB-021 115 ОО (ил) 5247±30

№ Лаб.№ Скважина Глубина, см Материал 14С дата (не кал.)

87 LuS-7428 PB-021 140 ОО (ил) 6134±30

88 LuS-7429 PB-021 155 раковины 6256±30

89 LuS-8157 PB-021 181 раковины 7190±100

90 LuS-7431 PB-021 198 ОО (ил) 8310±60

91 LuS-7433 PB-021 259 ОО (ил) 9710±60

92 LuS-7434 PB-021 271 ОО (ил) 9600±65

93 LuS-8396 М-6 230 Мшанки 7365±160

94 LuS-8398 М-6 705 раст.ост. 10460±250

Приложение 2. Полевое описание керна скважины РВ-21 (глубина озера 102 см, за «ноль» при описании керна принято дно озера)_

Глубина, см Описание

0-10 (12) Ил зеленовато-серо-бежевый, жидкий, водонасыщенный, с ракушечным детритом и целыми раковинами. Нижняя граница выделяется только по консистенции материала.

10 (12)-52 Ил более плотный, чем вышележащий, слоистый (слоистость выделяется по цвету - слои меняют цвет от сизо-серого до серо-бежевого; слои имеют не очень резкие и четкие границы), с примесью карбонатной крошки, с небольшим количеством нитевидных растительных остатков, с целыми раковинами и ракушечным детритом. С глубины 40 см - увеличивается количество карбонатной крошки. На глубине 31-33,5 см - прослой коричневого цвета (оторфованный). Нижняя граница не четкая, плавная; переход слабо заметный, по увеличению карбонатной крошки.

52-80 Ил более плотный, чем вышележащий, с большим количеством карбонатной крошки, с почти полным отсутствием целых раковин и ракушечного детрита, с нитевидными растительными остатками, слоистый (слоистость выделяется по цвету, границы слойков не четкие). До глубины 74 см - переслаиваются слои светло-сизо-серого и темно-серого цвета (мощность прослоев 4-10 см). Ниже глубины 74 см материал приобретает коричневый оттенок (оторфованность), есть признаки слоистости (мощность слойков до 1 см, слоистость выделяется по цвету - цвет меняется от светло-серо-коричневого до коричнево-буроватого). Нижняя граница четкая, по цвету; переход плавный.

80-82 (82,5) Ил коричневый, оторфованный (до торфа), крупитчато-комковатый (с плотными, более глинистыми, комочками), насыщен мелкими целыми раковинами и ракушечным детритом, с небольшим количеством нитевидных растительных остатков. Нижняя граница четкая по цвету, переход достаточно плавный.

82 (82,5)-112 (113) Ил алевритистый, крупитчатый, достаточно плотный, с целыми раковинами и ракушечным детритом, с нитевидными растительными остатками. До глубины 89 см - сизо-бежево-серый. С глубины 89-92 см - цвет материала темнеет. С глубины 103(104) см - появляются сизые пятна. Нижняя граница четкая, по цвету и характеру материала, переход плавный.

112 (113)-118 Суглинок легкий, сизовато-коричневый, с обилием ракушечного детрита. Нижняя граница нечеткая.

118-123 Суглинок легкий, сизо-зеленый, с бурым оттенком, глинистый, с очень редким ракушечным детритом. Нижняя граница четкая плавная.

123-125,5 Суглинок средний, черно-бурый, заиленный, однородный, с единичными растительными волокнами. В слое подобие слоистости по плотности материала (мощностью около 3 мм). Нижняя граница нечеткая.

125,5-154 Суглинок средний, до тяжелого, буровато-серо-сизый, однородный, заиленный, влажный, с редкими растительными волокнами. С глубины 132 см - постепенно переходит в глину, вязкую. На глубине 139-141 см - буроватый прослой. В нижних 2 см - примесь карбонатных крупиц. Нижняя граница четкая, переход резкий.

154-160 Глина серая, с сизо-коричневым оттенком, вязкая, с карбонатной крошкой, с единичной ракушей. На глубине 160 см - в отборнике пятно розового мергеля, структуры шоколадного масла.

160-170 Выпал из ложки

Глубина, см Описание

170-179 Материал розового цвета с заполнителем (или пятна, или перемешивание) из глины сизо-серой. Материал скатывается как глина, имеет пластинчатую структуру (а-ля шоколадное масло). С глубины 176 см - однородный, розовато-коричневого цвета. На глубине 176-177 см - прослой того же материала коричневого цвета. Нижняя граница четкая, резкая.

179-180,5 Глина (мергель) серо-кремовая, с целой ракушей и ракушечным детритом, с карбонатной крошкой. Нижняя граница четкая, по цвету, переход плавный, но хорошо читаемый.

180,5-197 Глина алевритистая, серо-сизая, с ярко выраженным зеленоватым оттенком, с целой ракушей и ракушечным детритом (особенно до глубины 182 см), с растительными волокнами. Нижняя граница четкая, резкая.

197-209 Материал аналогичный материалу, залегающему на глубинах 160-179 см - скатывается как глина, имеет пластинчатую структуру (а-ля шоколадное масло). На глубине 197-198 см - имеет темно-коричневый цвет с ярко выраженным зеленоватым оттенком, с многочисленным ракушечным детритом. На глубине 199 см - перенасыщен мелкой ракушей. Ракуша практически образует прослои до глубины 203 см. С глубины 205-206 см - постепенно светлеет, на глубине 206 см - приобретает кремово-сероватый оттенок, с включением карбонатной крошки, отдельных мелких раковин. Нижняя граница четкая, переход постепенный.

209-218(?) Глина сизо-серо-зеленая, более или менее однородная, с комками материала розового цвета (аналогичного материалу в вышележащем горизонте) и материала серо-кремового с карбонатной крошкой. Слой наполовину вытек из ложки. По забою - до глубины 258 см, по фактической ситуации в ложке - до глубины 262 см. Нижняя граница четкая, резкая, с языками.

218(?)-223 Материал аналогичный материалу, залегающему на глубинах 160-179 см - скатывается как глина, имеет пластинчатую структуру ("шоколадное масло"). Цвет материала розовый, в целом материал однородный. До глубины 221 см - с буроватым оттенком.

223-230 Слоистая толща - переслаивание слойков пятнистых сизо-белых, с карбонатной крошкой и слойков глины сизой, однородной. Слоистость нерегулярная, мощностью 2-5 мм. Нижняя граница четкая, переход относительно постепенный.

230-237 Суглинок тяжелый, серо-сизый, с зеленоватым оттенком, однородный, с ракушечным детритом, со структурой шоколадного масла (или пластинчатой). Нижняя граница четкая, переход постепенный.

237-260 Глина иловатая, оторфованная, пятнисто окрашенная, с пятнами и прослоями (на глубине 242-243 см - глина сизая; на глубине 245-246 см -кремовый, с карбонатной крошкой), с ракушечным детритом, с целыми раковинами, с растительными остатками. В верхних 2 см - пятна материала из вышележащего слоя.

260-262 Выпали из ложки.

262-272 Глина до черного цвета, оторфованная. С глубины 264 см - более плотная. Нижняя граница четкая, резкая, в ложке - с наклоном.

272-286... Глина (до суглинка тяжелого), сизая, однородная, очень плотная, без включений. До глубины 274 см - переходный, пятнистый горизонт. До глубины 281 см - подобие горизонтальной слоистости (слоистость выделяется по цвету - выделяются более яркие, темно-сизые прослои мощностью около 5 мм).

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

Глубина, см Описание

0-15 почвенно-растительный слой

15-40 гумусовый горизонт

40-85 сначала шел суглинок сероватый легкий пылеватый, потом он сменился в рыжеватый, а потом пошел кремовый с серым оттенком суглинок с остатками органики

85-100 суглинок легкий пылеватый более темный и более плотный

100-125 тот же суглинок рыжевато-серый пылеватый, плотный

125-130 суглинок серый, пылеватый, легкий

130-140 тот же серый суглинок, а потом идет суглинок более рыжий и заметно более плотный

140-160 тоже самое, рыжий суглинок плотный пылеватый со следами ожелезне-ния и не разложившимися растительными остатками

160-165 суглинок плотный, но более коричневатый, пылеватый, с большим количеством растительных остатков

165-175 суглинок светло-серый с белесыми пятнами ракушек и бурыми включениями растительных остатков, граница с вышележащими отложениями четкая, переход резкий

175-190 тоже самое, а с 1,80м мерзлый грунт, представленный темновато-кремовым мергелем с обилием органического вещества коричневого цвета, в диапазоне 1,85-1,90м имеется оторфованный прослой

190-205 темно-серый суглинок с включениями молочно-белого льда, атакситовой криогенной текстурой, в суглинке имеется большое количество растительных остатков и ракушечного детрита

205-230 супесь светло-серая с массивной криогенной текстурой и большим количеством органического вещества (ракушечник и растительность) как светлого, так и темного, с 2,25м темно-коричневый до черного материал сильно обогащенный органикой (сапропель), органика имеет коричневато-рыжеватый цвет

230-250 сначала все тот же грунт (сапропель), но с большей льдистостью, а последние 0.1м идет легкий суглинок (супесь) серого цвета, сильно льдистый, с ракушечным детритом, суглинок и сапропель разделяет 0.04м прослой молочно-белого льда. 230-235: 7365±160 (Ьи8 8396)

250-270 такой же серый суглинок, но с большей льдистостью, лед молочно-белый средне и мелкокристаллический (ледогрунт)

270-300 тот же суглинок, в диапазоне 2,75-2,80м идет тот же суглинок, но с крупными включениями коричневого и черного органического вещества, и имеет шлиры льда, мощностью 0,01-0,015м, видимая льдистость 55-60%

300-310 тот же суглинок с ледяными включениями, последние 0.07м лед молочно-белый среднекристаллический с тонкими (0.001-0.005м) прослоями суглинка, обогащенного органическим веществом

310-330 первые 0,02м шлиры молочно-белого льда, а дальше идет пятнистая (черные включения органики) супесь бежевато-серая с массивной криогенной текстурой, при расколе имеет включения кристаллов льда, после 3,20м идет толстый молочно-белого и прозрачного льда с тонкими прослоями данной супеси

330-350 суглинок темно-серый первые 0,05м с массивной криогенной текстурой, дальше идет 0,05м прослой льда белого, потом супесь приобретает зеленоватый оттенок и имеет горизонтальные и вертикальные шлиры льда мощностью 0,005-0,015м, последние 0,03м лед крупнокристаллический

Глубина, см Описание

молочно-белый, все это ледогрунт

350-370 тоже самое, первые 0.05м супесь с вертикальными и горизонтальными шлирами, дальше имеет массивную криогенную текстуру, видимая льди-стость 60-65%, супесь темно-серая с зеленоватым оттенком более темная чем раньше

370-385 супесь серая с зеленоватым оттенком с массивной криогенной текстурой и тонкие вертикальные шлиры, имеет включения органического вещества и содержит большое количество молочно-белого льда видимая льдистость примерно 70%

385-405 ледогрунт супесь серая с массивной криогенной текстурой и тонкими (0,001-0,003 м) шлирами льда, имеет коричневые включения органического вещества, видимая льдистость 75%

405-415 ледогрунт такой же, но с более коричневатым оттенком и более светлый, мощность ледяных прослоев 0,005-0,015м, лед молочно-белый средне-кристаллический, пластинчатый

415-435 супесь сизовато-серая, с массивной криогенной текстурой, с 4,25м начинается ледогрунт с ледяных шлиров мощностью 0,015-0,02м

435-455 супесь сизовато-серая, с тонкошлировой криогенной текстурой, есть более темные и коричневые включения органического вещества (оторфо-ванность), на сколах сильнольдистая, лед мелко и среднекристалличе-ский, видимая льдистость 30-40%

455-475 та же супесь, но с большим количеством заторфованных пятен, начиная с 4,60м появляются толстые (0,02-0,025м) шлиры льда, видимая льдистость 40-45%

475-505 до 4,80м такая же заторфованная супесь, дальше супесь сизовато-серая с ледяными шлирами льда молочно-белого среднекристаллический, толщина шлиров 0,01-0,015м, видимая льдистость 55-60%

505-520 такая же оторфованная супесь, в 5,15м шлир молочно-белого льда мощностью 0,03м, а вообще мощность шлиров 0,005-0,007м