Геохимические особенности делювиально-озерного седиментогенеза в бассейне озера Чистое, Северное Приохотье

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Озерные отложения являются важным архивом данных изменения природной среды прошлого. Суммарная площадь водного покрытия естественными водоемами в Магаданской области составляет около 1100 км², суммарный объем озерных вод – 2.86 км³ (Измайлова, 2018). Озера имеют ледниковое, термокарстовое, пойменно-долинное, тектоническое происхождение (Информационная система “Озера России” http://wp.limno.org.ru/win/ruslake.htm). Возраст озер Северо-Востока России в основном сравнительно молодой и ограничивается концом неоплейстоцена – началом голоцена (Lozhkin et al., 2016). В этой связи они являются благоприятными объектами для исследования изменений природной среды последнего ледникового – межледникового цикла. Геохимические данные являются одним из основных компонентов озерных седиментационных исследований (Bovle, 2002). Они зависят от состава горных пород источников сноса, степени их выветривания, характера переноса материала в водный бассейн, наличия впадающих рек, площади водосборного бассейна, географического и гипсометрического положения озер, их физических параметров, постседиментационных диагенетических изменений, биологической продуктивности бассейнов и др. (Fralick, Kronberg, 1997; Юдович, Кетрис, 2011). Важным фактором, влияющим на различные звенья озерного седиментогенеза, является климат. Для правильной интерпретации характеристик озерного осадконакопления необходимо исследование всей цепочки седиментационного процесса – от выветривания в источниках сноса до осаждения и преобразования вещества в водном бассейне. Целью настоящей работы является восстановление условий осадконакопления в озере Чистое на основе геохимического изучения его голоценовых осадков и делювиальных отложений водосборного бассейна.

Объект исследований

Основными объектами исследований является озеро Чистое, а также небольшие озера ЛБ-1 и ЛБ-2 (не формальные названия), расположенные в Северном Приохотье Магаданской области (рис. 1).

 

Рис. 1. Местоположение объектов исследования (а, б) и профиль озера (в): 1 – нижнемеловые туфы и лавы базальтов и андезитов пьягинской свиты; 2 – верхнемеловые субвулканические интрузии риолитов; 3 – верхнемеловые эффузивы риолитов и дацитов; 4 – неогеновые осадочные породы с прослоями лигнитов и бурых углей; 5 – голоценовые делювиальные отложения; 6 – голоценовые торфяники; 7 – местоположение скважин; 8 –11 – точки отбора проб делювия (8); поверхностных донных проб (9); гальки (10), воды (11); 12 – местоположение обнажения; 13 – ил; 14 – песчано-гравийные отложения; 15 – ложе озера; 16 – прослои тефры. КО – кальдера Курильского озера.

 

Озеро Чистое (59°32.63´ с. ш., 151°48.02´ в. д.) – одно из крупнейших на Северо-Востоке. Длина его составляет 8.8 км, ширина – 6.5 км, максимальная глубина – 6.6 м, абсолютная отметка уреза воды – 91 м. Озера ЛБ-1 и ЛБ-2 отделены от оз. Чистое узкими (несколько метров) песчано-галечными барами. Длина этих озер составляет несколько сот метров, глубина до 4 м. Все озера находятся в Ланковской впадине северного Приохотья, на левобережье р. Ланковая (приток р. Ола, бассейн Охотского моря). Река Ланковая соединяется с оз. Чистое протокой Олачан (Белая) протяженностью 15 км. Около 30 ручьев различной длины впадают в озеро.

Ланковскую впадину выполняют кайнозойские толщи. На южном и северном берегах распространены мощные голоценовые торфяники, содержащие прослои тефры. Окружающие озеро сопки сложены нижнемеловой пьягинской свитой, представленной главным образом базальтами, андезитами и их туфами, реже туфами кислого состава, нерасчлененными верхнемеловыми породами, в основном, дацитами, андезито-дацитами, риодацитами и их туфами (Геологическая…, 1985). Продукты выветривания этих пород являются основным детритовым материалом, приносимым в озеро многочисленными ручьями.

Озеро находится в пределах Ланковской низменности. Юго-восточные берега заболочены. На юге и северо-востоке от оз. Чистое расположены многочисленные небольшие озера.

Методика исследований

Для химического анализа воды на глубине 10–30 см от поверхности изученных озер в летнее время отобрано 8 проб объемом 2 л. Валовые (5–10 л) пробы отобраны из делювиальных отложений, распространенных в северо-западной (4 пробы) и северо-восточной окрестностях (3 пробы) озера. Отбор поверхностных донных проб (71 проба) проведен по профилям по всей акватории оз. Чистое.

Модифицированным пробоотборником Ливингстона (Wright et al., 1984) пробурено 9 скважин в озере Чистое: скв. ЧС-1, 2 (расположены рядом, 59°32.259´ с. ш., 151°48.377´ в. д.), скв. ЧС-4, 4а, 4б, 4в (59°32.753´ с. ш., 151° 47.257´ в. д.), скв. ЧС-5 (59°32.810´ с. ш., 151°48.020´ в. д.), скв. ЧС-6 (59°32.718´ с. ш., 151°48.651´ в. д.), скв. ЧС-7 (59°32.225´ с. ш., 151°50.579´ в. д.) (рис. 1). Группа скважин ЧС-4, 4а, 4б, 4в пробурена до нижней тефры (гл. 189–203 см) в нескольких десятках сантиметров друг от друга, остальные скважины – до основания озерных осадков (гл. 223–945 см). Небольшие озера ЛБ-1 и ЛБ-2, расположенные северо-восточнее озера, пробурены летом – скв. ЛБ-1а, ЛБ-1б (59°33.931´ с. ш., 151°51.5´ в. д.), ЛБ-2 (59°33.755´ с. ш., 151°51.758´ в. д.).

Химический состав осадков определен в скв. ЧС-2. Отложения других скважин использованы для определения мощности осадочного чехла, проведения корреляций, минералогического изучения озерных осадков и тефры.

Каждая проба делювия сепарирована мокрым ситованием на следующие гранулометрические фракции: >2500, 2500–500, 500–250, 250–140, 140–100, 100–63, 63–40 и <40 мкм. Последнюю фракцию взмучивали и исследовали материал, выпавший в осадок через 20 минут (фракция 20 мкм), через 24 часа (фракция 5 мкм), а также неосажденную взвесь (фракция 1 мкм). Размер тонких фракций (20–1 мкм) определен в слайдах под микроскопом, а также на лазерном дифракционном анализаторе SALD-2300 (Shimadzu, Япония).

Химический состав донных отложений изучен методом рентгенофлуоресцентного анализа (СВ ЦКП СВКНИИ ДВО РАН). Основные породообразующие элементы определены на рентгенофлуоресцентном спектрометре S4 Pioneer, Германия. Содержания элементов найдены способом фундаментальных параметров (Borkhodoev et al., 2002). Редкие элементы определены на рентгенофлуоресцентном спектрометре VRA-30, Германия. Содержания элементов найдены способом стандарта-фона с использованием некогерентно рассеянной Kα-линии Rh-анода рентгеновской трубки (Borkhodoev et al., 1998). Относительное количество органического материала оценено по величине потери при прокаливании (ППП) после прокаливания проб до 550 °C (2 часа) (Heiri et al., 2001). Для оценки степени химического изменения пород использованы индекс химического изменения (CIA), рассчитанный в молекулярных пропорциях по формуле Al₂O₃/(Al₂O₃+CaO+Na₂O+K₂O) × 100 (Nesbitt, Yang, 1984), и плагиоклазовый индекс изменения (PIA): (Al₂O₃–K₂O)/(Al₂O₃+CaO+Na₂O–K₂O) × 100 (Fedo et al., 1995).

Исследования элементного состава стекол тефры и магнитной фракции проводились на сканирующем электронном микроскопе EVO-50 с энерго-дисперсионными спектрометрами AXS XFlash фирмы Bruker и системой рентгеновского микроанализа Quantax Esprite 1.9. Анализ осуществлялся с использованием эталонных спектров методом Phi-Rho-Z. Предел обнаружения элементов составляет 0.3 мас.%.

Радиоуглеродный анализ торфяников выполнен в СВКНИИ ДВО РАН на низкофоновом жидко-сцинтилляционном спектрометрическом радиометре 1220 QUANTULUS. Пробоподготовка и синтез счетной формы проведены на установке КЛП С14. Радиоуглеродное датирование органических микрочастиц из керна получено в лаборатории Ангстрема Уппсальского университета (Швеция). Калиброванный возраст определен по программе Calib 8.20 (http://calib.org/calib/calib.html). Для построения возрастной модели использована программа Bacon (Blaauw, Christen, 2011).

Химический анализ воды выполнен методами титрометрии, фотоколориметрии и атомно-абсорбционной спектроскопии с использованием утвержденных унифицированных методических указаний на спектрофотометре UVmini-1240 (SHIMADZU), атомно-эмиссионном спектрометре Agilent 4100 MP-AES, а также весовым методом. Определялись содержание анионов и катионов, жесткость и щелочность воды, значения pH, а также элементов примесей – Cd²⁺, Cr³⁺, Mo²⁺, Co²⁺, Ni²⁺, Pb²⁺, Cu²⁺, Ba²⁺, Sr²⁺, Mn²⁺, Zn²⁺. Предел изменений для элементов составлял 0.005 мг/л.

Гранулометрический анализ (100 проб) выполнен в ДВГИ ДВО РАН на лазерном дифракционном анализаторе SALD-2300 (Shimadzu, Япония).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Геохимическая характеристика воды

Вода озер Чистое, ЛБ-1 и ЛБ-2 слабокислая (pH 4.8–6.6). Вокруг оз. Чистое расположены болота, современные дренируемые отложения представлены торфом, являющимся источником гуминовых кислот, понижающих кислотный показатель. Возраст торфа, определенный по 9 пробам, составляет от 3450 ± 90 до 9725 ± 250 лет (табл. 1) (Минюк и др., 2022б). Вода озер относится к ультрапресной (Минюк и др., 2022а). Средние содержания катионов и анионов составляют 9.3 и 29.3 мг/л соответственно. По составу она относится к гидрокарбонатно-кальциевой или гидрокарбонатно-натриевой (табл. 2) Содержания катионов кальция и натрия отличаются незначительно. Низкая минерализация воды предполагает незначительное влияние ее на химический состав озерных осадков.

 

Таблица 1. Радиоуглеродные датировки торфяников, озерных осадков и тефры

Лабораторный индекс	№ образца	Объект	Глубина залегания, см	Материал	Возраст 14С	Кал. возраст
МАГ-2350	Ч-Т-2-С14/9	ТН-12	0	торф	3450 ± 90	3715 ± 245
МАГ-2349	Ч-Т-2-С14/8	ТН-12	15	торф	4240 ±430	4765 ± 1124
МАГ-2348	Ч-Т-2-С14/7	ТН-12	30	торф	5275 ± 100	6026 ± 261
МАГ-2347	Ч-Т-2-С14/6	ТН-12	45	торф	6005 ± 65	69090 ± 236
МАГ-2346	Ч-Т-2-С14/5	ТН-12	60	Торф	8475 ± 137	9456 ± 427
МАГ-2345	Ч-Т-2-С14/4	ТН-12	75	торф	9940 ± 105	11503 ± 307
МАГ-2344	Ч-Т-2-С14/3	ТН-12	90	торф	9195 ± 185	10424 ± 646
МАГ-2343	Ч-Т-2-С14	ТН-12	105	торф	9310 ± 95	10489 ± 243
МАГ-2342	Ч-Т-1-С14	ТН-12	145	древесина	9725 ± 250	11122 ± 813
Ua-71987	Ч-1-266	Скв. 1	266	ветки	5349 ± 33	6137 ± 136
Ua-1990	Ч-1-524	Скв. 1	524	ветки	8815 ± 36	9908 ± 221
тефра	–	–	–	–	2745 ± 10	2823 ± 40
тефра	–	–	–	–	7618 ± 14	8401 ± 20

 

Таблица 2. Химический состав воды озер Чистое, ЛБ-1 и ЛБ-2

Компоненты	В-1	В-2	В-3	В-4	В-5	В-6	В-7	В-8
рН	5.8	5.9	6.0	6.1	6.5	6.6	4.8	6.6
Na+	2.53	2.78	3.56	3.50	2.16	3.46	1.21	4.86
K+	0.66	0.69	0.78	0.74	0.72	0.97	0.57	0.42
Ca2+	2.38	2.33	1.64	2.01	2.97	1.72	1.43	5.46
Mg2+	0.97	0.87	1.24	1.36	1.15	2.45	0.93	2.28
Ba2+	0.01	0.01	0.02	0.01	0	0.02	0.01	0
Sr2+	0.03	0.03	0.02	0.02	0.02	0.02	0.02	0
Al3+	0.27	0.31	0.06	0.06	0	0	0.61	0
Fe3+	1.92	2.34	1.62	2.50	0.05	0.07	2.96	0
Cu2+	0.31	0.02	0	0	0	0	0.03	0
Zn2+	0.19	0.03	0.02	0.02	0	0	0	0
Сумма катионов	9.27	9.41	8.96	10.22	7.07	8.71	7.77	13.06
HCO-3	27.45	24.45	24.45	27.45	24.45	30.5	27.45	28.80
SO--4	0.53	0.54	0.62	0.56	0.52	0.53	0.64	5.0
NO-2	0.80	0.70	0.90	0.80	0.11	0.13	0.15	0.10
Сумма анионов	28.78	25.69	25.97	28.81	25.08	31.16	28.24	40.70
Общая минерализация, мг/л	38.05	35.10	34.93	39.03	32.15	39.87	36.01	53.76

Примечание. N – Количество образцов.

 

Поверхностные донные отложения

Литология. Литологическое распределение осадочного материала в озере не равномерное. Пляжи слагаются преимущественно песчано-галечным материалом. Прибрежные участки озера сложены песками с гравием и редкой галькой, причем эти отложения отмечены как на мелководье, вблизи берега, так и в глубоководной части озера. Песчано-гравийный материал в западной части распространен шлейфом шириной до 1.3 км, в восточной части озера эти отложения слагают узкую прибрежную полосу около 300 м. В центральной части озера поверхностные осадки сложены илами алеврито-пелитового состава.

Породообразующие и редкие элементы. Содержания породообразующих и редких элементов в поверхностных пробах изменяются по площади. Для анализа и уменьшения размерности данных использован метод главных компонент. Вычисление компонент проведено с использованием программы PAST (Hammer et al., 2001). Метод показал, что элементы группируются в определенных областях на диаграмме (рис. 2).

 

Рис. 2. Диаграмма компонентного анализа геохимических данных: 1 – алевриты; 2 – пески западной части озера; 3 – пески восточной части озера.

 

Первая компонента (вертикальная ось) объясняет 61.63 % изменчивости данных. Она разделяет элементы по гранулометрическому признаку. Элементы, расположенные справа, представляют ил алеврито-пелитового состава. Эти разности обогащены Al₂O₃, TiO₂, MgO, Fe₂O₃, Ni, V. Для них характерны высокие значения ППП, CIA, PIA. Образцы, занимающие левую часть диаграммы, представлены песками, алевритовыми песками. Они содержат больше мобильных элементов SiO₂, CaO, Na₂O, K₂O (табл. 3). Отдельным кластером расположены пески, отобранные в восточной части озера.

 

Таблица 3. Геохимическая характеристика поверхностных осадков

Компоненты	Ил, N = 48				Песок, N = 20
	Мин.	Макс.	Средн.	Медиан.	Мин.	Макс.	Средн.	Медиан.
SiO2, мас. %	60.5	69.5	64.2	64.1	53.0	79.4	69.2	69.3
TiO2, мас. %	0.8	1.2	1.1	1.1	0.2	1.2	0.8	0.8
Al2O3, мас. %	14.9	20.2	18.6	18.9	7.8	19.5	13.8	13.1
Fe2O3, мас. %	4.9	13.7	9.5	9.6	1.4	29.9	6.0	4.9
MnO, мас. %	0.1	0.3	0.2	0.2	0.0	0.6	0.1	0.1
MgO, мас. %	0.8	1.4	1.2	1.3	0.0	1.4	0.8	0.7
CaO, мас. %	1.2	2.2	1.5	1.4	1.0	3.6	2.1	1.9
Na2O, мас. %	1.4	2.9	1.8	1.7	1.6	4.0	2.6	2.5
K2O, мас. %	1.1	1.5	1.3	1.3	1.1	3.0	1.7	1.5
P2O5, мас. %	0.1	0.5	0.3	0.3	0.0	1.1	0.2	0.1
Ba, г/т	392.0	482.0	439.3	438.0	376.0	570.0	445.0	429.0
Cr, г/т	36.0	278.0	63.0	60.0	0.0	80.0	53.1	60.0
Ni, г/т	24.0	927.0	56.4	38.5	6.0	55.0	32.7	32.5
V, г/т	82.0	153.0	133.6	140.5	14.0	131.0	74.1	70.5
LOI, %	7.4	20.0	15.3	16.0	0.6	18.2	6.9	3.1
CIA	59.6	76.6	72.3	73.6	47.7	72.5	57.9	54.2
PIA	61.1	79.7	75.0	76.4	47.3	75.2	59.0	55.2

Примечание. N – Количество образцов.

 

Вторая компонента (горизонтальная ось) объясняет 17.9 вариативности данных и разделяет элементы аутигенного и аллогенного осадконакопления. К аутигенным элементам относятся P₂O₅, MnO и Fe₂O₃.

Наблюдается прямая корреляция между подвижными элементами SiO₂, CaO, Na₂O, K₂O, а также между группой немобильных элементов Al₂O₃, TiO₂, MgO, Fe₂O₃ (табл. 4). Максимальные коэффициенты корреляции (r) отмечены для SiO₂ и Fe₂O₃ (r = –0.94) Al₂O₃ и MgO (r = 0.94), Fe₂O₃ и P₂O₅ (r = 0.94), P₂O₅ и MnO (r = 0.90), Al₂O₃ и TiO₂ (r = 0.89). Хром положительно коррелирует с никелем (r = 0.90), ванадий – со всеми немобильными элементами. Эти закономерности характерны как для грубых, так и для тонких литологических разностей поверхностных проб донных отложений (рис. 3 а–и).

 

Таблица 4. Коэффициенты корреляции Пирсона для редких и породообразующих элементов поверхностных осадков

Компоненты	SiO2	TiO2	Al2O3	Fe2O3	MnO	MgO	CaO	Na2O	K2O	P2O5	LOI	Ba	Cr	Ni	V	CIA
SiO2
TiO2	–0.57
Al2O3	–0.66	0.89
Fe2O3	–0.94	0.73	0.82
MnO	–0.73	0.08	0.20	0.78
MgO	–0.66	0.86	0.94	0.79	0.14
CaO	0.54	–0.35	–0.60	–0.62	–0.42	–0.44
Na2O	0.71	–0.58	–0.61	–0.82	–0.50	–0.56	0.65
K2O	0.67	–0.71	–0.61	–0.67	–0.33	–0.70	0.23	0.75
P2O5	–0.83	0.16	0.28	0.94	0.90	0.27	–0.49	–0.59	–0.43
LOI	–0.79	0.77	0.88	0.85	0.43	0.86	–0.68	–0.83	–0.78	0.53
Ba	–0.18	–0.29	–0.01	0.01	0.45	–0.14	–0.39	0.07	0.38	0.29	–0.01
Cr	0.13	0.21	0.13	–0.09	–0.33	0.19	0.14	0.08	–0.17	–0.27	0.04	–0.29
Ni	0.03	0.00	0.01	–0.04	–0.05	0.04	0.06	0.07	–0.05	–0.03	–0.02	–0.05	0.90
V	–0.79	0.85	0.90	0.90	0.37	0.91	–0.52	–0.81	–0.83	0.45	0.93	–0.09	0.09	0.01
CIA	–0.78	0.81	0.93	0.88	0.40	0.87	–0.76	–0.83	–0.71	0.50	0.96	0.03	0.04	–0.02	0.94
PIA	–0.78	0.81	0.93	0.88	0.40	0.86	–0.77	–0.82	–0.70	0.50	0.96	0.04	0.04	–0.02	0.93	1.00

 

Рис. 3. Зависимость содержаний SiO2 от TiO2, Al2O3 от SiO2, K2O от MgO, TiO2 от Al2O3, Fe2O3 от Al2O3, Cr от Ni, Fe2O3 от MnO, Na2O от MgO: 1 – алевриты; 2 – пески западной части озера; 3 – пески восточной части озера.

 

Магнито-минералогические данные. В составе отсепарированных магнитных фракций из озерных осадков преобладают титаномагнетиты с различным содержанием титана (рис. 4, табл. 5).

 

Рис. 4. Характерные минералы магнитных фракций из донных поверхностных и делювиальных отложений: (а-в, ж-и, н-п) – изображение в обратнорассеянных электронах; (г-е, к-м, р-т) – энергодисперсионные спектры.

 

Таблица 5. Элементный (мас. %) состав минералов магнитной фракции поверхностных проб

Минералы	Значения	O	Fe	Ti	Si	Al	Na	Mg	Mn	Ca	Cr	V	Zn
Титаномагнетит 1	N	76	76	62	69	69	9	22	13	11	5	6	0
	Мин.	14.76	31.25	0.34	0.07	0.17	0.26	0.16	0.96	0.23	0.36	0.44	0
	Макс.	36.22	74.28	13.00	5.91	1.86	1.11	0.89	2.82	7.14	1.43	1.41	0
	Среднее	26.59	59.92	4.55	1.02	0.76	0.66	0.55	1.59	1.49	0.80	0.68	0
Титаномагнетит 2	N	77	77	77	55	72	2	68	27	2	0	0	0
	Мин.	20.49	23.33	13.43	0.1	0.11	0.45	0.16	0.43	0.76	0	0	0
	Макс.	41.51	53.35	30.17	1.75	1.27	0.9	2.17	4.63	1.1	0	0	0
	Среднее	30.46	42.05	21.26	0.49	0.42	0.68	0.97	1.68	0.93	0	0	0
Хромит	N	7	7	5	6	7	3	4	5	0	7	0	3
	Мин.	1.18	35.20	2.74	0.34	0.16	0.64	0.52	1.97	0	8.83	0	1.38
	Макс.	31.79	63.24	19.25	1.00	8.09	0.98	1.59	9.21	0	15.36	0	2.85
	Среднее	25.21	45.38	6.67	0.65	3.46	0.78	0.92	3.44	0	12.50	0	2.33
Ильменит	N	26	26	26	23	18	1	5	24	2	0	0	0
	Мин.	23.96	17.22	22.01	0.10	0.10	0.53	0.83	0.97	0.53	0	0	0
	Макс.	42.14	37.37	34.05	1.29	1.11	0.53	1.65	9.93	1.12	0	0	0
	Среднее	32.52	30.85	28.98	0.41	0.33	0.53	1.11	3.27	0.82	0	0	0

Примечание. N – количество анализов (зерен).

 

Титаномагнетиты можно разделить на две группы. Малотитанистые с содержанием титана от долей процента до 13 мас.% (среднее 4.5 мас.%). Они обнаружены в 76 зернах (табл. 5). В эту группу включены также магнетиты (14 зерен), в которых титан не зафиксирован. Из примесей в большинстве зерен присутствуют Al, Si (около 1 мас.%), реже встречаются Mn, Cr, V, Ca, Na. Такой набор примесей характерен для многих титаномагнетитов северо-восточного региона, например, для магнитной фракции из осадков озера Гранд (Minyuk, Subbotnikova, 2021).

Высокотитанистые титаномагнетиты изучены в 77 зернах. Содержание титана в них колеблется от 13.4 до 30.2 мас.% (среднее 21.3 мас.%). Состав примесей такой же, как и в малотитанистых титаномагнетитах, однако, ванадий в них не зафиксирован.

Магнитные зерна имеют характерную трещиноватость, свидетельствующую о низкотемпературном окислении – маггемитизации (рис. 4з) (Dunlop, Özdemir, 1997; Minyuk, Subbotnikova, 2021). В отдельных зернах отмечены высокотемпературные структуры распада (рис. 4б). Подобные структуры типичны для исследованных нами титаномагнетитов из осадков озер Курильского архипелага (Минюк и др., 2013).

Обычными минералами магнитных фракций являются ильмениты. Они выявлены в 26 зернах и характеризуются приблизительно равным содержанием железа и титана (рис. 4к). Типичной примесью в ильменитах является марганец (табл. 5). Максимальное количество зерен ильменита установлено в пробе 71, в северной части озера.

Хромиты (FeCr₂O₄) зафиксированы в 7 зернах в пробах ЧС –2, 13, 22, 41, 69 (рис. 1, рис. 4л). Содержание хрома в них варьирует от 8.8 до 15.36 мас.% (среднее 12.5).

Делювиальные отложения

Геохимическая характеристика. Делювиальные отложения опробованы в двух районах – в северо-западной части бассейна, в левом борту р. Белая, разделяющей выходы нижнемеловой пьягинской свиты и нерасчлененных пород позднего мела, и на северо-востоке, в области распространения неогеновых пород впадины (рис. 1). Для каждой группы образцов делювия исследована зависимость геохимических характеристик от размера гранулометрических фракций (рис. 5).

 

Рис. 5. Зависимость содержаний элементов и величины потери при прокаливании от размера гранулометрических фракций делювия. Серой полосой обозначен доминирующий гранулометрический размер озерных осадков.

 

Фракция размером >2500 мкм первой группы разная по составу. Обломки не окатанные или слабо окатанные. Образцы ТН-3Б, 8Б по петрохимическому составу соответствуют андезитам (SiO₂ = 60.35 мас.%, Na₂O + K₂O = 4.41 мас.%), а образцы ТН-9, 10 – риолитам (SiO₂ = 74.5 мас.%, Na₂O + K₂O = 4.61 мас.%). Они также отличаются по своим магнитным свойствам. Магнитная восприимчивость пород среднего состава составляет (2.63–4.28) × 10^–6 м³/кг, в то время как кислого состава – 0.98 × 10^–6 м³/кг.

Галька с пляжа западного берега оз. Чистое по составу ближе к породам пьягинской свиты. Содержание в ней SiO₂ составляет 55.36–64.00 мас.%, (Na₂O + K₂O) – 5.25 мас.%.

Во второй группе образцов больше окатанных обломков, разных по составу. В пробах среди крупных обломков (> 500 мкм) доминируют кислые породы (SiO₂ = 76.4 мас.%, Na₂O + K₂O = 4.3 мас.%), относящиеся к риолитам.

Геохимические характеристики делювиальных отложений зависят от размера частиц их слагающих. Химический состав фракции размером > 2500 мкм отражает состав коренных пород.

Известно, что в процессе химического выветривания пород происходит вынос подвижных элементов и обогащение немобильными. В исследованных образцах делювия с уменьшением размера фракций постепенно уменьшаются содержания SiO₂, Na₂O, K₂O, CaO, Sr, Ba, в то время как концентрации Al₂O₃, TiO₂, MgO, Fe₂O₃, P₂O_5, Cr, Ni незначительно уменьшаются в грубых фракциях и увеличиваются в более тонких (рис. 5). Содержание кремнезема в алеврито-пелитовых фракциях размером 1–20 мкм на 5–25 % (среднее 14 %) меньше, чем в грубых фракциях, в то время как содержания Al₂O₃, TiO₂, MgO и Fe₂O₃ увеличиваются в среднем на 73 %, 68 %, 80 % и 117 % соответственно по сравнению с содержаниями этих элементов в грубых фракциях.

Магнито-минералогические данные. Магнитные фракции из делювиальных образцов состоят преимущественно из малотитанистых и высокотитанистых титаномагнетитов (рис. 4 р-т, табл. 6). Титаномагнетиты с низким содержанием титана (3–4 %) преобладают в образцах делювия западной части озера, в то время как высокотитанистые титаномагнетиты со средними содержаниями титана18.6–19.6 % доминируют в образцах делювия из северо-восточных склонов, где также отмечено больше зерен хромитов и ильменитов (табл. 6).

 

Таблица 6. Средний элементный (мас. %) состав минералов магнитной фракции делювия

Минерал	Образец	O	Fe	Ti	Si	Al	Na	Mg	Mn	Ca	Cr	V	Zn
Титаномагнетит 1	ЛБ-1, 2-Б	23.49 (22)	59.59 (22)	3.07 (21)	0.68 (20)	0.94 (22)	0.85 (1)	0.74 (16)	1.44 (7)	0	0.99 (10)	0.36 (3)	0
	ТН-3Б, 8, 9Б, 10Б	29.56 (58)	58.72 (58)	4.08 (49)	1.50 (49)	1.04 (57)	0.38 (2)	0.98 (15)	0	0.90 (17)	2.10 (2)	0	0
Титаномагнетит 2	ЛБ-1, 2-Б	29.26 (39)	40.63 (39)	19.61 (39)	0.61 (36)	0.48 (37)	0.23 (1)	0.81 (39)	1.36 (14)	0	0.38 (3)	0	0
	ТН-3Б, 8Б, 9Б, 10Б	34.21 (8)	43.38 (8)	18.64 (8)	0.77 (7)	1.00 (7)	0.92 (2)	1.17 (4)	1.28 (1)	1.77 (2)	0	0	0
Хромит	ЛБ-1, 2-Б	27.73 (12)	30.26 (12)	3.62 (12)	0.90 (11)	4.97 (12)	0.62 (5)	1.25 (9)	4.20 (8)	0	15.00 (11)	0	2.43 (5)
	ТН-3Б, 8Б, 9Б, 10Б	28.59 (5)	46.74 (5)	4.24 (5)	0.91 (5)	2.52 (5)	0.46 (1)	0.65 (1)	2.10 (4)	0	9.28 (5)	0	0
Ильменит	ЛБ-1, 2-Б	31.41 (3)	29.06 (3)	28.03 (3)	0.55 (3)	0.35 (2)	0	0.23 (1)	1.79 (3)	0	0	0	0
	ТН-3Б, 8Б, 9Б, 10Б	30.81 (1)	28.42 (1)	29.52 (1)	0	0	0	0	8.14 (1)	0	0	0	0

Примечание. В скобках – количество анализов (зерен).

 

Отложения, вскрытые в скважинах

Литология. В оз. Чистое пробурено 9 скважин и отобраны керны донных отложений, позволяющих судить о строении осадочного чехла (рис. 1). Максимальная мощность озерных осадков составляет 945 см в скв. ЧС-7 (центральная часть озера на глубине 5 м). Примечательно, что в самой глубокой части озера мощность осадков меньше и составляет 635 см (скв. ЧС-6).

Донные осадки из скважин в оз. Чистое представлены тонким материалом алеврито-пелитовой размерности различной мощности с редкими включениями вивианитовых скоплений и органических остатков преимущественно водных растений (табл. 6). Отложения имеют серый, темно-серый цвет, в окисленном состоянии приобретают буроватый оттенок.

В нижней части разреза самой глубокой скв. ЧС-7 (гл. 600–945 см) отложения имеют неясно выраженную слоистость, подчеркнутую тонкими прослоями органики или более грубыми литологическими разностями. Скважины ЧС-4, 4а, 4б, 4в пробурены до нижней тефры (гл. 189–203 см), остальные скважины – до ложа озера. В основании скважин ЧС-1, ЧС-2, ЧС-6, ЧС-7 отложения содержат прослои песков, гравий, гальку и обилие обугленных органических остатков (рис. 6в). Осадки небольших озер ЛБ-1 и ЛБ-2 более грубозернистые. Они представлены алевритами с многочисленными прослоями песчаных алевритов, тонкозернистых песков, растительного детрита. Близость береговой линии сказывается на составе отложений.

Гранулометрия. Для отдельных проб (20 проб) из скв. ЧС-2 выполнен гранулометрический анализ. Пробы отбирались по всей колонке с шагом 10–50 см. Полученные гранулометрические спектры практически однотипные. Они ассиметричные, одномодальные (рис. 6е). Значения модальных пиков составляют от 27 до 70 мкм (среднее 53 мкм). Пики сдвинуты к области грубых гранулометрических разностей. Содержание глинистой компоненты фракций варьирует от 11 до 28 % (среднее = 18 %). Фракции более 70 мкм составляют 13–33 % (среднее = 24 %).

В скважине (ЧС-5), пробуренной ближе к береговой линии, осадки представлены песками и алевритовыми песками.

Тефра. В осадках оз. Чистое и в осадках близлежащих небольших озер установлены две генерации тефры, имеющие различную мощность (табл. 7, рис. 6а, б).

 

Таблица 7. Характеристика керна скважин озер Чистое, ЛБ-1 и ЛБ-2

Параметры

ЧС-1

ЧС-2

ЧС-4

ЧС-4а

ЧС-4б

ЧС-4в

ЧС-5

ЧС-6

ЧС-7

ЛБ-1а

ЛБ-1б

ЛБ-2

Мощность, см (N)

599 (591)

577 (552)

193 (295)

189 (279)

204 (304)

203 (202)

223 (360)

635 (594)

945 (920)

439 (863)

423 (842)

669 (1325)

Верхняя тефра, см

86–88

77–80

36–38.5

35.5–37

31–34

36.5–37

-

162–166

240–249

108.5–109

109.5–110

171.5–172.0

Нижняя тефра (КО), см

373–377

360–364

190–193

185–189

184–188

182–186

-

433–437

625.5–626.5

-

-

616–619

Примечание. N – Количество отобранных образцов.

 

Рис. 6. Изображения прослоев тефры (а, б), осадков основания скважины ЧС-7 (в), слайдов в проходящем свете со стеклами тефры (г, д) и гранулометрические спектры образцов (показаны цветными линиями) из осадков скв. ЧС-2 (е).

 

Тефра представляет собой продукты извержения вулканов, произошедших на границе раннего и позднего голоцена и в позднем голоцене (Минюк и др., 2022б). Геохимические и минералогические характеристики тефр получены по осадкам озер ЛБ-1 и ЛБ-2, где прослои тефры имеют четкие границы.

Нижняя тефра (скв. ЛБ-2, гл. 661–619 см), по данным микрозондового анализа, имеет риолитовый состав. Средняя концентрация SiO₂, определенная по 26 зернам, составляет 70.3 мас.%, сумма K₂O + Na₂O = 6.6 мас.%, Na₂O доминирует над K₂O.

В нижней тефре выделяются две группы титаномагнетитов, отличающиеся по содержанию титана (табл. 8). В группе высокотитанистых титаномагнетитов концентрация Ti изменяется в пределах 24.26–28.01 мас.% (среднее 25.54 мас.%). Из примесей присутствуют Mn (1.21 мас.%), Mg (0.89 мас.%), Al (0.14 мас.%) и Si (0.35 мас.%). Во второй группе титаномагнетитов содержания Ti составляют 0.35–16.87 мас.% (среднее 6.48 мас.%). Примеси представлены Mn (1.45 мас.%), Si (0.80 мас.%), Al (0.59 мас.%), Mg (0.53 мас.%), V (0.41 мас.%). Тефра связывается с извержением вулкана Курильского озера на Камчатке, произошедшего, по данным радиоуглеродного анализа, 7600 (¹⁴С) лет назад (Ponomareva et al., 2004). Близкий возраст тефры из озерных осадков и обнажений получен по многочисленным объектам Магаданской области и Якутии (Глушкова и др., 2014; Позднечетвертичные…, 2002; Lozhkin et al., 2016; Ponomareva et al., 2004).

 

Таблица 8. Элементный (мас. %) состав минералов магнитной фракции тефры

Значения	O	Fe	Ti	Si	Al	Na	Mg	Mn	Ca	Cr	V
Верхняя тефра, титаномагнетит 1
N	28	28	26	28	28	4	25	4	2	3	6
Мин.	13.76	43.22	0.53	0.19	0.18	0.21	0.29	0.91	0.12	0.4	0.24
Макс.	33.23	65.46	6.86	1.28	1.17	0.62	1.13	1.22	0.27	0.5	0.34
Среднее	24.8	59.36	2.72	0.69	0.59	0.39	0.59	1.11	0.2	0.44	0.28
Нижняя тефра, титаномагнетит 1
N	20	20	18	18	19	5	10	8	2	0	4
Мин.	18.05	43.74	0.36	0.21	0.22	0.44	0.16	1.08	0.28	0	0.32
Макс.	33.80	67.85	16.87	2.16	1.07	0.78	0.96	2.18	0.33	0	0.59
Среднее	26.72	57.85	6.48	0.80	0.59	0.62	0.53	1.44	0.30	0	0.41
Нижняя тефра, титаномагнетит 2
N	8	8	8	6	4	0	8	8	0	0	0
Мин.	22.79	33.59	24.26	0.16	0.05	0	0.49	0.99	0	0	0
Макс.	35.96	38.85	28.01	0.56	0.18	0	1.32	1.58	0	0	0
Среднее	28.37	37.04	25.54	0.35	0.14	0	0.89	1.21	0	0	0

Примечание. N – Количество образцов.

 

Верхняя тефра (скв. ЛБ-2, гл. 171.5–172 см) имеет андезито-дацитовый состав с содержанием оксида кремния 64.65 мас.%, а сумма K₂O + Na₂O приблизительно та же (7.57 мас.%). Магнитные минералы в ней представлены магнетитами и малотитанистыми титаномагнетитами с содержанием Ti 2.7 мас.% (табл. 8). Среди примесей в единичных зернах выявлены Cr (0.4 мас.%), V (0.29 мас.%), Mn (1.11 мас.%), повсеместно отмечены Al (0.59 мас.%), Si (0.69 мас.%) и Mg (0.59 мас.%). В разрезах скв. ЛБ-1а, ЛБ-1б, ЛБ-2, прослой верхней тефры имеет четкие границы. В осадках оз. Чистое, слой тефры не выдержан по простиранию, вулканический материал перемешан с вмещающими осадками, по-видимому, вследствие биотурбаций. Тем не менее по высоким значениям магнитных параметров этот “верхний” слой тефры уверенно диагностируется в осадках (Минюк и др., 2022б). Возраст тефры позднеголоценовый около 2754 ± 10 (¹⁴С) лет (Lozhkin et al., 2022).

По данным радиоуглеродного датирования, возраст двух проб органических остатков, отобранных на глубинах 266 и 524 см из скв. ЧС-1, составляет 5349 ± 33 лет (6137 ± 136 кал. лет назад) и 8815 ± 36 лет (9908 ± 221 кал. лет назад) соответственно (табл. 1).

Геохимическая характеристика. Вариации содержаний элементов в осадках скв. ЧС-2 незначительные (рис. 7). По всем параметрам выделяется нижняя часть разреза, где осадки представлены грубозернистыми разностями. Для этих отложений характерны максимальные содержания SiO₂ (76.37–77.28 мас.%), CaO (2.77–2.95 мас.%), K₂O (1.62–1.65 мас.%), Sr (262–275 г/т) и минимальные других элементов – TiO₂ (0.64–0.73 мас.%), Al₂O₃ (11.06–11.79 мас.%), Fe₂O₃ (3.35–3.36мас.%), MgO (0.64–0.75 мас.%). В целом снизу вверх по разрезу скважины наблюдается незначительное синхронное увеличение содержаний Fe₂O₃, MnO, P₂O₅, и уменьшение концентраций Al₂O₃, MgO, CaO, Na₂O.

 

Рис. 7. Литология разреза и распределение геохимических характеристик по разрезу скважины ЧС-2: 1 – песок; 2 – алеврит; 3 – тефра.

 

Геохимическая зональность не четкая. Наибольшая амплитуда вариаций наблюдается для SiO₂. Содержание кремнезема имеет повышенные значения на глубинах 525–550, 475–490, 400, 300–375, 265, 170 и 25–115 см. Кремнезем положительно коррелирует с CaO (r = 0.64), Sr (r = 0.54), K₂O (r = 0.24), Na₂O (r = 0.16) и обратно с Al₂O₃ (r = –0.93), ППП (r = –0.83), Fe₂O₃ (r = –0.77), TiO₂ (r = –0.74), MgO (r = –0.72), CIA (r = –0.83), PIA (r = –0.81).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Геохимическое картирование поверхностных отложений озера

На основе данных по поверхностным пробам донных отложений оз. Чистое построены геохимические карты осадочного чехла и определены особенности распределения элементов по площади (рис. 8). Подобные исследования проводились ранее для других крупных озер, что позволило оценить влияние состава пород водосборной площади на характеристику осадков (Das, Haake, 2003; Wennrich et al., 2013; Babeesh et al., 2018).

Для оз. Чистое установлено, что геохимические особенности поверхностных отложений контролируются размерностью частиц и строением пород в источниках сноса.

В зоне распространения песков по периметру оз. Чистое отмечены повышенные концентрации мобильных оксидов SiO₂, CaO, Na₂O, K₂O и высокие значения магнитной восприимчивости (рис. 8 а, б, в, л). В центральных частях озера доминируют тонкие литологические разности. Они обогащены Al₂O₃, TiO₂, Fe₂O₃, MgO, V, P₂O_5, имеют высокие значения ППП, CIA, PIA (рис. 8 г–ж, к, м). Распределение хрома по латерали сложное, но в целом повышенные значения характерны для осадков южной и восточной частей озера. Марганцем обогащены осадки в северной части озера.

 

Рис. 8. Распределение геохимических и петрофизических параметров в поверхностных донных осадках. Жирная линия маркирует границу илистых и песчаных отложений.

 

Песчаные отложения отличаются по элементному составу в различных частях озера. В северо-восточной и юго-западной частях они менее химически изменены, имеют повышенные содержания SiO₂, K₂O, CaO (рис. 8 а, б, м). Источниками сноса на севере являются меловые кислые вулканические породы. В южной части неизмененные горные породы, обогащенные кремнеземом, кальцием, возможно, принесены крупным ручьем, дренирующим меловые вулканические породы различного состава.

Полученные данные согласуются с геохимической характеристикой гранулометрических фракций делювия, по которой прослеживается характер химического изменения пород. С уменьшением размера фракций содержания мобильных элементов уменьшаются, в то время как концентрации немобильных элементов возрастают. В зависимости от размера фракций изменяются геохимические индексы, модули и отношения. Индексы выветривания CIA, PIA, Rb/Sr увеличиваются в тонких фракциях, а величины магнитной восприимчивости уменьшаются во фракциях 40–1 мкм (рис. 9).

 

Рис. 9. Зависимость геохимических характеристик от размера гранулометрических фракций делювия. Серой полосой обозначен доминирующий гранулометрический размер озерных осадков.

 

Интерпретация геохимических отношений и индексов

Рассмотрим некоторые отношения и индексы, используемые при интерпретации геохимических данных озерных отложений.

Отношение SiO₂/TiO_2. Это отношение часто используется для оценки относительного содержания биогенного кремнезема в озерных осадках (Tanaka et al., 2007; Brown, 2011; Wennrich et al., 2016; Adamson et al., 2019; Минюк и др., 2020; Tichá et al., 2023). При отсутствии биогенного накопления SiO₂/TiO₂ можно использовать как гранулометрический показатель (Shala et al., 2014; Минюк и др., 2020; Tang et al., 2023). Установлено, что в исследованных образцах делювиальных отложений отношение незначительно уменьшается с уменьшением размерности частиц (рис. 9г). В поверхностных отложениях оз. Чистое значение этого показателя меньше для тонких илов, распространенных в центральной части бассейна. В разрезе скважины ЧС-2 величина отношения SiO₂/TiO₂ изменяется в пределах 58.45–119.33 (среднее 66.97). Интервалы с высокими значениями отмечены в основании скважины (глубина 525–550 см), а также на глубинах 475–490, 400, 300–375, 265, 170 и 25–115 см. Можно было бы допустить, что на этих уровнях присутствовало накопление биогенного кремнезема, однако данные указывают на гранулометрический эффект. Отношение SiO₂/TiO₂ коррелируется с отношением Al₂O₃/(CaO+Na₂O) (r = –0.59). Этот показатель не связан с биогенным кремнеземом и может использоваться как гранулометрический параметр (Минюк и др., 2020). SiO₂/TiO₂ коррелируется с ППП (r = –0.8), Rb/Sr (r = –0.3), магнитной восприимчивостью (МВ) (r = 0.6), остаточной намагниченностью насыщения (Js) (r = 0.4), парамагнитной компонентой намагниченности (Jp) (r = –0.6).

В целом содержание кремнезема в поверхностных пробах и отложениях скважин невысокое и составляет в среднем 65.65 мас.% и 65.80 мас.% соответственно, что указывает на низкую биопродуктивность озера. Вариации содержаний SiO₂ по разрезу скважин незначительные. Обычно в голоценовых осадках озер биогенный кремнезем диагностируется по высоким концентрациям общего SiO₂. Так, например, в осадках оз. Гранд второй половины голоцена содержание общего SiO₂ составляет от 83.3 до 92.5 % (среднее 88.1 %), в оз. Грязевое – от 73.6 до 81.7 % (среднее 78.8 %). На этих уровнях отмечено обильное скопление ископаемых диатомей (Черепанова и др., 2013, 2022), створки которых состоят из кремнезема.

Отношение Fe₂O₃/TiO₂ в делювиальных отложениях уменьшается от грубых фракций до фракций 140–100 мкм, затем направленно увеличивается в тонких фракциях (100–1 мкм). Это отношение иногда используется для оценки вклада недетритового (хемогенного) железа в общее железо. Титан является химически немобильным элементом. При минеральном поступлении железа в бассейн отношение изменяется незначительно (Reynolds et al., 2004; Brunscho et al., 2010), в то же время значения ниже фоновых могут свидетельствовать о растворении железосодержащих минеральных фаз и выносе железа (Fey et al., 2009). Отношение Fe2O3/TiO2 использовано для оценки источников сноса осадочного вещества (Левитан и др., 2012) и антропогенного загрязнения водоемов (Cvetkoska et al., 2014).

В осадках оз. Чистое отношение Fe₂O₃/TiO₂ варьирует в пределах 4.59–10.86. Кривые Fe₂O₃/TiO₂ и Fe₂O₃ синхронны, указывая на доминирование хемогенного накопления железа (рис. 7). Максимальные значения Fe₂O₃/TiO₂ и Fe₂O₃ отмечены на уровнях 70, 200, 305 и 325 см. Эти уровни совпадают с пиками содержаний марганца и фосфора. Предполагается, что они обусловлены аутигенным вивианитом, который в озерных осадках Северо-Востока включает примесь марганца (Minyuk et al., 2013, 2014, 2016). Вивианит, исследованный в 25 зернах из интервала 444 см скв. ЧС-6, состоит из Fe (32.51 мас.%), P (13.70 мас.%), Mn (1.88 мас.%), O (51.49 мас.%). Вивианит является индикатором восстановительных постседиментационных условий. В осадках озера он приурочен к скоплениям органики, создающей восстановительные локальные микросреды. На других уровнях разреза скважины вариации отношения Fe₂O₃/TiO₂ могут быть обусловлены как гранулометрическим эффектом, так и хемогенными процессами. Данные по делювию показывают, что при выветривании тонкие фракции обогащаются как железом, так и титаном, однако не в равных пропорциях, так как отношение Fe₂O₃/TiO₂ возрастает от фракции 100 до фракции 1 мкм. Содержание железа увеличивается во фракциях 1–5 мкм на 179 %, в то время как титана – на 103 %. На связь содержаний железа с гранулометрией указывает корреляция Fe₂O₃/TiO₂ с SiO₂ (r = –0.54) и SiO₂/TiO₂ (r = –0.27), хотя отсутствует корреляция Fe₂O₃/TiO₂ с МВ (r = 0.07) и другими магнитными параметрами. Видимо, хемогенный процесс доминирует. Перераспределение железа часто происходит на стадии диагенеза осадков, образуя аутигенные железосодержащие минералы. Для осадков Онежского озера отмечено преобразование нестабильных компонентов детритовых иллитов и хлоритов в железистые разновидности (Strakhovenko et al., 2020; Страховенко и др., 2022).

Индексы CIA, PIA. Индексы являются показателями химического изменения пород, которые во многом контролируются климатом (Nesbitt, Young, 1982). Породообразующие минералы по-разному изменяются в процессе химического выветривания. Например, из минеральных компонентов гранитов наиболее подвержены выветриванию плагиоклазы, затем щелочные полевые шпаты, наиболее стойким является кварц (Nesbitt et al., 1996). Для оценки тренда выветривания используются диаграммы A – CN – K [Al2O3 – (CaO + Na2O) – K2O], AK – C – N [(Al2O3 – К2O) – CaO – Na2O)], в которых оксиды приводятся в молярных пропорциях (Nesbitt, Young, 1984; Fedo et al., 1995; Nesbitt et al., 1996). Важное значение имеют геохимические данные по источникам сноса, особенно по неизмененным породам, что позволяет устанавливать связь между ними и осадками. Индекс CIA для неизмененных базальтов, гранитов и гранодиоритов составляет 30–45 и 45–55 соответственно (Nesbitt, Young, 1982). Эти породы будут занимать нижнюю часть A – CN – K диаграммы. Вершину треугольника занимают хлорит, каолинит, гиббсит, промежуточное положение – смектит и иллит. Неизмененные породы имеют индекс PIA около 50, хлорита, каолинита, гиббсита – 100 (Fedo et al., 1995). Грубозернистые разности озерных и делювиальных отложений наиболее близко будут соответствовать материнским породам, хотя пески и гравий, галька – это уже химически измененный материал, в котором часть подвижных элементов потеряна (Nesbitt et al., 1996).

Рассмотрим тренд химического выветривания по материалам оз. Чистое. Анализировались геохимические данные различных гранулометрических фракций делювиальных отложений, включающих крупные обломки коренных пород, а также данные по озерным пескам и алевритам, и тефры. Линия тренда на диаграмме A – CN – K субпараллельна стороне треугольника (CaO + Na2O) – Al2O3 (рис. 10а), что указывает на преимущественную потерю CaO и Na2O по сравнению с K₂O. CIA озерных алевритов и глин, тонких фракций делювия составляет 60–80. Вблизи линии тренда в нижней части диаграммы находятся грубые фракции делювия и озерные пески. Эти отложения химически слабо изменены, они расположены около линии плагиоклаз – калиевый полевой шпат. Тонкие фракции делювия распределены на диаграммах, как и озерные осадки алеврито-пелитового состава.

 

Рис. 10. Диаграммы, показывающие тренд выветривания коренных пород и осадков озера Чистое: 1 – нижняя тефра; 2 – верхняя тефра; 3 – осадки скважин; 4–6 – поверхностные осадки: 4 – алеврит; 5 – песок; 6 – песок восточной части озера; 7–9 – фракции делювия: 7 – 2500–250 мкм; 8 – 250–40 мкм; 9 – 40–1 мкм.

 

Коренные породы, грубозернистые отложения являются источником материала для тонких озерных осадков. Разновозрастная тефра из озерных отложений химически слабо изменена. Данные по тефре расположены рядом в нижней части диаграммы A-CN-K, допуская предположение об отсутствие значительных постседиментационных химических изменений тефры, следовательно, и детритового материала в озерном бассейне. В целом полученные геохимические материалы указывают на связь озерных осадков с коренными породами и продуктами их выветривания, распространенными вблизи озера.

Диаграмма AK-C-N также демонстрирует степень выветривания. Практически в центре диаграммы расположены образцы из тонких фракций делювия и озерных осадков. В нижней части выделяется два кластера данных. Слева от линии тренда расположена группа образов, представляющих породы и продукты выветривания пьягинской свиты, представленной базальтами, андезитами и их туфами. В них содержание кальция и натрия находится приблизительно в равном количестве. Справа от линии тренда находятся образцы, представляющие полимиктовые отложения Ланковской впадины. В них натрий доминирует над кальцием. В зависимости от элементного состава отложений, преимущественно от содержания кальция и натрия и соотношения между ними, направления тренда выветривания на подобных диаграммах различные. Так, для осадков озер Курильских островов, где вулканиты обогащены кальцием, линия тренда параллельна оси CaO–(Al₂O₃-K₂O) (Минюк, Борходоев, 2021). Для отложений озер Эльгыгытгын и Гранд, источником сноса для которых являются вулканиты кислого состава, линия параллельна оси Na₂O–(Al₂O₃-K₂O) (Minyuk et al., 2013; Минюк и др., 2020).

Особенности осадконакопления в оз. Чистое

Характер осадконакопления и элементный состав осадков являются не типичными для исследованных озер Северо-Востока России. Базальные слои озерной толщи представлены несортированными отложениями с линзами гумуса, торфа, глин, песка, дресвы, с включениями растительных остатков. Такие же несортированные песчано-глинистые отложения с дресвой, галькой, угольками залегают в основании разрезов скважин ЛБ-1а (гл. 439 см), ЛБ-1б (гл. 423 см) и ЛБ-2 (гл. 669 см) в озерах ЛБ-1 и ЛБ-2.

Предполагается, что эти отложения образованы на поверхности равнин с участием мелких водотоков (промоин), видимо, в начале развития термокарстовых процессов на ранних этапах протаивания вечномерзлых пород и первичного формирования озер. По данным бурения и геофизическим данным мощность мерзлых пород вблизи озера достигает 175 м (Зуев, 1995).

При бурении донных отложений оз. Чистое в зимнее время при достижении скважины нижних слоев осадочной толщи из скважины в больших количествах на поверхность воды начал поступать метан (горит при поджоге). Скопления метана характерно для термокарстовых озер (Heslop et al., 2020). Образование озера, согласно нашим возрастным моделям, построенным на основе радиоуглеродных датировок и возрасте тефры, произошло в самом начале голоцена, около 11200 кал. лет тому назад. Синхронно с озерным накоплением на периферии озера формировались торфяники. Серия из 9 радиоуглеродных дат свидетельствует о непрерывном накоплении торфа начиная от 11122 ± 81 (¹⁴С14 9725 ± 250) до 3710 ± 81 (¹⁴С 3450 ± 90) кал. лет тому назад. Состав торфа органогенный, минеральных детритовых озерных прослоев не зафиксировано. Торфяные болота не затапливались, как могло бы быть при повышении уровня воды озера, что предполагалось ранее (Андерсон и др., 1997). Оз. Чистое отличается от типичных термокарстовых озер своим развитием. Термокарстовые озера проходят ряд стадий, включая затухание термокарстовых процессов и осушение озер (Кудрявцев и др., 1978). Динамика этих процессов может быть довольно быстрая. В течение нескольких десятилетий очертания озер могут измениться или они могут полностью исчезнуть (Zakharova et al., 2018; Lozhkin et al., 2022a; Chen et al., 2022). Оз. Чистое, расположенное в южной части неотектонической депрессии, существовало на протяжении всего голоцена. Оно со всех сторон окружено небольшими сопками, с которых стекают многочисленные ручьи, питающие его. Озеро не осушалось, пляжи узкие, берега активно разрушаются.

Вытекающая из озера река Белая крупная. Предполагается, что она, как и мелкие ручьи, протекала через равнину, на которой позже сформировалось озеро. Распределение элементного состава озерных поверхностных осадков сложное (рис. 8), что обусловлено, по-видимому, гидрофизическими процессами. Песчаные отложения, обогащенные кремнеземом, встречаются в центральных частях озера на глубинах до 6 м, вдали от береговой линии.

Для озера Чистое характерна низкая биопродуктивность. По содержанию биомассы зоопланктона озеро относится к водоему олиготрофного типа (Юсупов и др., 2012). Содержания кремнезема в осадках не высокие (в среднем 66.1 %). Они близкие к содержаниям SiO₂ в тонких фракциях делювия. Кремнезем осадков преимущественно детритовый. В делювиальных отложениях (обр. ТН-3Б и ТН-10Б) кремний входит в состав кварца (44.9–45.6 %), плагиоклаза (28.8–30.5 %), К-полевого шпата (29.9–31.1 %), альбита (31.6–31.9 %). Вариации кремнезема в озерной толще отражают гранулометрические особенности осадка, которые могли контролироваться климатическими изменениями, например, более влажными условиями, увеличением эрозии и стока грубого материала в бассейн озера. Так как озеро расположено в кайнозойской депрессии, возможно влияние разнонаправленных неотектонических движений. В течение голоцена накопилось около 9.5 м осадков.

Материал в озеро поступал со склонов, покрытых делювием, образованным в результате выветривания вулканогенных пород, а также из дренируемых осадочных отложений впадины неоген-палеогенового возраста. Подтверждением этому является наличие большого количества переотложенной пыльцы в озерных осадках, включающей термофильные таксоны Picea sect. Eupicea, Tsuga, Tilia, Corylus, Juglans, Ulmus, которые не произрастают в окрестностях озера в настоящее время (Lozhkin et al., 2022b). В небольших озерах ЛБ-1 и ЛБ-2 с ограниченным водосбором переотложенная пыльца в донных отложениях отсутствует.

В раннем голоцене в оз. Чистое накапливались преимущественно тонкие илы. Импульс поступления “грубозернистых” осадков, обогащенных кремнеземом, произошел (9760–9650) и 8810 кал. лет тому назад. Заметное накопление относительно грубозернистых осадков происходило в самом начале среднего голоцена 854–692 кал. лет назад, а также 6140 и 4450 кал. лет назад. Для позднего голоцена привнос обломочного материала с повышенными содержаниями SiO₂ отмечен в интервале 3470–850 кал. лет назад. Климат голоцена был не постоянный (Mayewski et al., 2004). Изменения характера осадконакопления, возможно, обусловлены климатическими причинами, в частности, могут быть связаны с холодными событиями Бонда (рис. 7), выделенными в Северной Атлантике по содержанию гематита в осадках, принесенного льдами (Bond et al., 1997, 2001).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Озеро Чистое образовано в начале голоцена около 11200 кал. лет тому назад. Максимальная мощность осадочного чехла озера составляет 9.5 м. Согласно геохимическим данным, продукты эрозии и выветривания местных пород являлись основным источником материала, приносимым в осадочный бассейн многочисленными ручьями.

Установлена четкая связь элементного состава делювиальных и озерных отложений с гранулометрией. Тонкие литологические разности алеврито-пелитового состава имеют низкие содержания SiO₂, Na₂O, K₂O, CaO, Sr и обогащены Al₂O₃, TiO₂, MgO, Fe₂O₃, V. Они химически более измененные, чем песчано-галечный материал.

Проведенное геохимическое картирование современных донных осадков оз. Чистое выявило влияние источников сноса на элементный состав озерных отложений.

В течение голоцена в озерном бассейне доминировало детритовое осадконакопление, биопродуктивность бассейна была низкой. Аутигенные процессы связаны с образованием вивианита в толще донных отложений оз. Чистое. Состав магнитных минералов, где доминируют титаномагнетиты, хромиты и ильмениты, идентичен в источниках сноса и озерных осадках. Две генерации тефры, обнаруженной в озерной толще, отличаются по геохимическим параметрам.

Авторы благодарят научного редактора Русакова Валерия Юрьевича и двух рецензентов за конструктивные рекомендации, способствующие существенному улучшению содержания статьи.

Работа выполнена при финансовой поддержке РНФ (грант 22–27–00444).

Об авторах

П. С. Минюк

Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт им. Н.А. Шило ДВОРАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: Minyuk@neisri.ru
Россия, ул. Портовая, 16, Магадан, 685000

Д. К. Пожидаева

Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт им. Н.А. Шило ДВОРАН

Email: Minyuk@neisri.ru
Россия, ул. Портовая, 16, Магадан, 685000

О. Т. Соцкая

Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт им. Н.А. Шило ДВОРАН

Email: Minyuk@neisri.ru
Россия, ул. Портовая, 16, Магадан, 685000

С. С. Бурнатный

Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт им. Н.А. Шило ДВОРАН

Email: Minyuk@neisri.ru
Россия, ул. Портовая, 16, Магадан, 685000

Список литературы

Дополнительные файлы