Neostructural zoning and hazardous processes in the Chara rift basin

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Анализ неотектоники может производиться с применением различных методов. В большинстве регионов он ограничивается выделением основных морфологических элементов. Именно так до настоящего времени характеризовались новейшие структуры Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) [6, 15–17 и др.].

С применением метода обособления морфоструктур выделены основные типичные неотектонические элементы БРЗ. Таковыми в поперечном сечении (с северо-запада на юго-восток) считаются: 1) наклонные горсты и асимметричные глыбовые поднятия северо-западного крыла рифтовой зоны; 2) центральные цепи рифтовых долин и сопровождающие или разделяющие их глыбовые поднятия; 3) сводовый изгиб юго-восточного крыла рифтовой зоны [16, с. 211]. Построенная с выделением подобных элементов БРЗ состоит из цепи отдельных рифтов, именуемых по соответствующим рифовым долинам, и включает Хубсугульский, Тункинский, объединенные Южнобайкальский и Северобайкальский, Верхнеангарский, Муйский и Чарский рифты [16, с. 214]. В качестве типичных дополнительных элементов, осложняющих эту схему, обычно рассматриваются высокие тектонические уступы и связанные с ними “промежуточные” или краевые ступени [16, с. 219].

Однако только морфологическая характеристика новейших структур явно недостаточна для решения ряда прикладных задач, в том числе задач строительного проектирования, поскольку проектирование нуждается в районировании территории по активности современных тектонических движений, определяющих активность экзогенных процессов.

Для активных новейших орогенов Средней Азии и Кавказа предложен оротектонический метод, позволяющий количественно оценивать поэтапные воздымания и разрывные смещения [11]. Для инженерных изысканий именно выявление опасных разрывных смещений представляет особый интерес [9]. Целесообразно оценить возможности применения данного метода для существенно иных сибиретипных активных новейших структур БРЗ.

В качестве опорного объекта применения оротектонического метода выбрана Чарская впадина (ЧВ), расположенная на севере Забайкальского края в верхнем течении р. Чара между хребтов Станового нагорья: Кодарского, Удоканского и Каларского, на восточном краю БРЗ между Муйской впадиной на западе и Токкинской впадиной на востоке. В геологическом отношении она принадлежит новейшей Байкальской рифтовой области, наложенной на структуры Алдано-Станового докембрийского щита Восточно-Сибирской платформы. В этой области платформенные условия мезозоя и начала кайнозоя сменились в неогене рифтогенной тектонической активизацией с углублением прогибов и орогенными воздыманиями хребтов.

В полном соответствии с упомянутой выше типовой схемой Чарская впадина асимметрична (грабен-сиклинальный тип). У нее сбросовый северо-западный борт (Кодарский хребет) и пологий (почти пликативный) юго-западный (Удоканский хребет).

Цели дистанционных неотектонических исследований, проведенных авторами с применением оротектонического метода:

• неоструктурное районирование центральной части ЧВ и смежных хребтов;
• характеристика разрывных смещений особенно на северном борту ЧВ;
• оценка влияния полученной неотектонической характеристики выделенных структур на специфику опасных геологических процессов.

Достижение этих целей требует дополнительной характеристики этапности рельефообразования и осадконакопления для надежного возрастного расчленения рельефа.

СУЩЕСТВУЮЩИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О НЕОТЕКТОНИКЕ И ЭТАПНОСТИ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ И ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

Решение поставленных задач опирается на корреляцию разновозрастных эрозионных и денудационных элементов рельефа с аккумулятивными бассейновыми образованиями, выполняющими Чарскую впадину. При этом геологические моменты орогенических импульсов в начале формирования эрозионно-денудационных поверхностей (геоморфологических уровней) обычно сопоставляются с моментами образования поверхностей размыва, несогласия или границ между аккумулятивными толщами. Предполагается, что такие границы и поверхности также отвечают импульсам орогенического воздымания, а отложение последующих толщ – разномасштабным по времени эпохам тектонической стабилизации и расширения первоначальных врезов.

В соответствии с предложенным подходом сначала рассматривается строение разреза Чарской впадины, затем анализируются материалы по типизации и количеству разновозрастных эрозионно-денудационных элементов рельефа, а после этого проводится их корреляция с выделением основных этапов орогенеза и рельефообразования.

Основные этапы седиментации в Чарской впадине

Представления о строении разреза Чарской впадины менялись. Однако единой надежной схемы до сих пор нет. Верхняя часть разреза известна ныне по данным бурения. Строение низов разреза опирается на корреляции с соседними районами. Тем не менее, бурением не подтвердилось присутствие мощных толщ вулканогенных пород, предполагавшихся на глубинах около 500 м и ниже [1]. Однако к югу от Чарской впадины, в среднем течении р. Верхний Ингамакит выявлена 300-метровая толща базальтов, подстилаемая галечно-валунными конгломератами с позднеэоплейстоценовыми спорово-пыльцевыми спектрами [2].

Разрез наиболее прогнутой части Чарской впадины описан по скважине № 126, которая расположена в центральной части впадины (1 км на юг от западной окраины с. Кюсть-Кемда) (рис. 1) [4].

 

Рис. 1. Геологический разрез Чарской впадины [3]. 1 – глина, алеврит; 2 – отложения пылеватые; 3 – суглинок; 4 – супесь; 5 – песок; 6 – гравий; 7 – галька; 8 – валуны; 9 – дресва, щебень, глыбы; 10 – отторженец; 11 – мезозойские осадочные отложения (Апсатская мульда); 12 – кристаллические породы фундамента; 13 – песчаник; 14 – алевролит; 15 – конгломерат; 16 – конечная морена (а – абляционная, б – ребристая, в – напорная); 17 – тектоническое нарушение; 18 – сейсмодислокация; 19 – участок разреза вдоль зоны разлома; 20 – абсолютные отметки уровня ледниково-подпрудного озера (sr – сартанской эпохи, mr – муруктинской эпохи); 21 – скважина. Цифры: вверху – номер, внизу – глубина в метрах (а – скважина в плоскости разреза, б – спроектированная на плоскость разреза).

 

Анаргинская свита (N₁аn) залегает на глубине 1 036–1 180 м. Вскрытая мощность 144 м, подошва не вскрыта. Отложения анаргинской свиты представлены переслаиванием алевролитов, песчаников, аргиллитов и бурых углей. Литифицированные осадки мелководного озера содержат богатый спорово-пыльцевой комплекс, xарактеризующий тсугово-елово-сосновые горные леса с участием разнообразных широколиственных и реликтов палеогеновой флоры. Комплексы микрофлор и диатомей характеризуют осадки среднего миоцена. По многим признакам анаргинская свита является аналогом танxойской (угленосной) свиты Байкальской впадины.

Тырынтайская свита (N₂tr) залегает в интервале 874–1 036 м на отложенияx анаргинской свиты со значительным стратиграфическим перерывом (5–7 млн лет). Свита сложена мелковалунными галечниками с прослоями грубых песков. В верхней части уменьшается количество обломочного материала и возрастает участие мелкозернистыx песчаников и алевролитов. Мощность 162 м. Отложения тырынтайской свиты отражают этап очередной компенсации впадины и превращение ее в суходольную депрессию. Увеличение в верхах разреза осадков озерно-аллювиального и озерного генезисов свидетельствует о постепенном возрождении в Чарской впадине озерного режима седиментации, обусловленном увеличением скорости прогибания фундамента. Спорово-пыльцевые спектры тырынтайской свиты сопоставляются с палинофлорой аносовской свиты Байкальской впадины [6].

Люксюгунская свита (N₂lk) залегает в интервале 550–874 м. Состав пород указывает на возрождение глубоководного озерного режима Чарской впадины. Свита представлена переслаивающимися песками, алевритами, глинами и илами. Мощность 324 м. Эти преимущественно озерные осадки донной фации залегают на отложениях тырынтайской свиты и содержат богатый спорово-пыльцевой комплекс, xарактеризующий развитие горной хвойной тайги с редкими представителями неморальной флоры. В составе диатомовой флоры много плиоценовых видов в настоящее время не существующих.

Ойбонская свита (Е₁оb) вскрыта в интервале 425–550 м и представлена переслаиванием песков, алевритов, илов и гравийных песков. Мощность 125 м. Залегает согласно, без следов углового и стратиграфического несогласия на отложениях люксюгунской свиты и с глубоким перерывом перекрывается ледниковыми отложениями среднего неоплейстоцена. Xарактер накопления осадков свиты свидетельствует о последнем этапе озерного режима байкальского типа в Чарской впадине. Преимущественно озерный генезис отложений сменяется в верхней части свиты (10 м) аллювиальным. Cпорово-пыльцевые спектры характеризуют тсугово-елово-сосновые леса с единичным участием широколиственныx пород. Имеется термолюминесцентная датировка (>640 тыс. лет назад, № 347, ГИН CОPАН, г. Улан-Удэ).

Залегающие выше отложения представлены двумя толщами, резко различающимися по литологии. Тарынакская толща (Q_II) грубообломочная, преимущественно валунно-галечная, перекрывающая ее топалаxская (Q_III) – в основном песчаная. В связи с тем, что в самаровское время Чарская впадина представляла собой ледоем с мощностью льда около 1 500 м, отложения верхнего эоплейстоцена, нижнего и низов среднего неоплейстоцена оказались частично ассимилированными в мореносодержащую часть ледника, а главным образом срезанными и вынесенными за пределы депрессии.

Тарынакская толща (Q_II), залегает в интервале 180–424.7 м, т. е. имеет мощность около 245 м и трехчленное строение. Два ледниковых горизонта разделены водноледниковыми, аллювиальными и озерными осадками.

Cамаровский горизонт (Q_IIsm) вскрыт в интервале 337–424.7 м и представлен, главным образом, валунными супесями и суглинками, перекрытыми маломощными ленточными алевритами мощностью около 88 м. Горизонт с достаточно монотонным строением имеет сложную палинологическую характеристику. Частое чередование “теплых” и “холодных” спектров (“зебра”) обусловлено ассимиляцией ледником доледниковыx отложений, а также активным взаимодействием донной морены с породами ложа. Процесс захвата в мореносодержащую часть ледника отложений эоплейстоцена подтверждается как палинологическими данными, так и термолюминесцентным возрастом песчаного заполнителя морены (>680 тыс. лет назад – № 348, ГИНCО PАН, г. Улан-Удэ). В частности, в составе “теплых” спектров доминируют сосна лесная, кустарниковые березки, осоки, злаки. Сопутствуют ели, сосна сибирская, вересковые, сложноцветные. Единично присутствуют зерна тсуги, экзотических сосен, дуба, липы, лоxовыx.

Резкий перерыв в подошве самаровского горизонта, продолжительностью около 0.5 млн лет связан с ледниковым срезом доледниковых толщ и находит свое отражение в резком разрыве климатической кривой.

Ширтинский горизонт (Q_IIsr) вскрыт в интервале 263.5–337.0 м (мощность 73.5 м) и сложен слоистой толщей разнообразного состава – от глин, суглинков до валунных прослоев. Характеризуется спорово-пыльцевыми спектрами, соответствующими лесному типу растительности. В целом характер флоры типично пресноводный. Благодаря обилию видов-обрастателей можно сказать, что в Чарской впадине накопление осадков происxодило в пресном водоеме с широко развитой прибрежной полосой водной растительности.

Тазовский горизонт (Q_IItz) залегает в интервале 173.1–263.5 м. (мощность около 90 м). Cложен валунными суглинками и включает гранитный отторженец вертикальным размером 27.6 м (214.8–242.4 м). Морена перекрыта водно-ледниковыми образованиями мощностью 6.9 м (ленточные алевриты, валуны, галька, песок, слагающие низы топалаxской толщи). Отложения почти “немые”, только в кровле и подошве горизонта выделены “холодные” спектры. В них преобладает пыльца кустарниковых березок, ольховника, кедрового стланика, осоки, вересковых. Пыльца древесных представлена небольшим количеством зерен ели, лиственницы, сосны. На глубине 202 м получен относительно “теплый” спектр, связанный с ледниковым захватом более древних осадков. В его составе ель обыкновенная, сосна сибирская, березы, осоки, сложноцветные, вересковые. Единично встречена пыльца дуба, ильмовыx, лоxовыx. В период формирования тарынакской толщи темнохвойные леса постепенно замещались светлохвойной тайгой. Такая же смена фитоценозов происxодила на территории юго-западной части Якутии.

В Березовском прогибе Сибирской платформы на северной периферии ледникового покрова Байкало-Cтанового нагорья пески тазовского времени, залегающие в основании конечного гляциолимноплена, имеют термолюминесцентный возраст 200 ± 20 тыс. лет (№ 352, ГИНCОPАН, г. Улан-Удэ). Проба на абсолютный возраст взята из основания правобережного, постоянно подмываемого руслом Чары высокого (более 100 м) обнажения напротив устья р. Джелинда (непосредственно у северной границы Забайкальского края).

Топалаxская толща (Q_III) преимущественно песчаного состава завершает разрез рыхлых отложений центральной части Чарской впадины (0–180 м). Четко делится на пять литоциклов, соответствующих пяти терморитмам. Каждый цикл начинается с маломощных озерных отложений донной фации и завершается достаточно мощным слоем песков и гравийно-галечников с песчаным заполнителем. Нижняя часть толщи мощностью 6.9 м имеет среднеплейстоценовый возраст.

Казанцевский горизонт (Q_IIIkz) – первый снизу литоцикл, залегает в интервале 138.8–173.1 м. Характеризуется распространением светлохвойных лесов среднетаежного типа. Тип растительности лесной и отражает климат несколько более теплый, чем современный, но все же имеет менее выразительную характеристику, чем одновозрастные им палинокомплексы Западной Сибири и Прибайкалья.

Муруктинский горизонт (Q_IIImr) выделен в интервале 73–138.8 м и объединяет два литоцикла, один из которых стадиальной природы. По периферии Чарской впадины коррелятные отложения представлены валунными суглинками, слагающими наиболее выдвинутый из троговыx долин конечно-моренный комплекс. Спектры стадиального цикла отражают лесотундровый тип растительности.

Каргинский горизонт (Q_IIIkr) представлен отложениями четвертого литоцикла, залегающего в интервале 41.2–73.0 м. Радиоуглеродный возраст древесных остатков, отобранных на глубине 54 м в соседней скв. № 125 из этого же горизонта, – 38210 ± 870 лет (ЛУ–977). Состав спорово-пыльцевого комплекса соответствует лесному типу растительности с сильно разреженным древостоем, с участием в ландшафтах степных и тундровых группировок.

Cартанский горизонт (Q_IIIsr) мощностью 41 м в основании представлен ленточными алевритами, перекрытыми песками с гравием и галькой. По подсчетам варв в ленточных алевритах время существования ледниково-подпрудного озера во впадине не менее 5 тыс. лет. Коррелятные озерным осадкам ледниковые отложения слагают самый верxний конечно-моренный комплекс по периферии впадины.

Голоцен. На климатической кривой, составленной по скважине № 126, голоценовый (H) “всплеск” получен в результате иллювиального заражения современной пыльцой и спорами отложений кровли сартанского горизонта. В многочисленных скважинах и обнажениях послеледниковых образований Чарской впадины выделяются спектры, указывающие на климатическую обстановку, близкую к обстановке в каргинское межледниковье.

Скважина № 126 не достигла фундамента. По результатам вибросейсмопрофилирования, проведенного после проходки скважины, фундамент залегает на глубине 2500–2600 м [4]. Следовательно, от забоя скважины до кровли фундамента существует интервал мощностью порядка 1300–1400 м.

Отсутствие представителей олигоценовой флоры в отложениях прибортовых частей впадины, где рыхлый чехол вскрыт горными выработками до кристаллического фундамента, а также отсутствие их в толще внутригорных впадин, выполненных миоценовыми осадками (Cюльбанской, Лурбунской, Ингамакитской и т. д.), позволяет сделать предварительный вывод, что и нижние, невскрытые интервалы, вероятно, сложены породами миоцена [4].

В смежных районах Витимского плоскогорья на докембрийско-палеозойском основании развита олигоценовая каолиновая кора выветривания, выше которой залегают миоценовые преимущественно вулканогенные отложения [1].

Поверхности выравнивания и террасовые образования

Традиционная схема древних поверхностей выравнивания рассматриваемого региона [1, 5] включает следующие геоморфологические уровни:

1. Домеловая поверхность, развитая на отдельных вершинах в Кодарском хребте;
2. Мел-палеогеновая (исходная) поверхность, по-видимому, полициклична и образовалась в результате двух этапов выравнивания, разделенных этапом расчленения рельефа (обычной глубиной до 100 м), и с повторным обновлением выравнивания в позднем палеоцене-раннем эоцене, т. е. ее можно индексировать как преимущественно эоценовую, но с тремя этапами планации, последний из которых считается позднеолигоценовым (домиоценовым);
3. Ранненеогеновая (придолинная) поверхность часто локализуется на абсолютных высотах 1300–1500 м;
4. Эоплейстоценовая поверхность, развитая фрагментарно на бортах Муйской впадины, в пределах Муйско-Чарской перемычки, в среднем течении р. Апсата (хр. Кодар), в долинах рек Ингамакита, Эйманаха, Калара (хр. Удокан) и в районе Чара-Токкинской перемычки;
5. Плейстоценовые речные террасы, обычно располагающиеся ниже [1].

В осевой части хр. Кодар развита мел-палеогеновая (исходная) поверхность выравнивания и K–P кора выветривания. Ей принадлежит зона дезинтеграции мощностью до 200 м со следами каолинизации [1, с. 35; 8], а ее высоты в хребтах Кодар и Северо-Муйском составляют 1900–2300 м [1, с. 44].

Ранненеогеновая поверхность выравнивания формировалась по принципу “выравнивания сбоку”. Такие поверхности по положению в рельефе часто именуются “придонными”. Ее фрагменты и коррелятные коры выветривания описаны и в пределах северо-восточной части БРЗ. В Кодаро-Удоканском районе это туолбинская поверхность [7, 8 и др.]. Как правило, миоценовые коры выветривания имеют вишнево-красную окраску и состоят из смеси каолинита, гидрослюд и других минералов выветривания с дресвой выветрелых пород субстрата. Синхронные этому этапу выветривания осадки нередко содержат буроугольные прослои. По механическому составу это преимущественно тонкообломочные образования [1, с. 40]. Западнее миоцен-среднеплиоценовый возраст поверхности определяется тем, что выровненная поверхность расположена выше уровней наиболее высоких террас, датируемых серединой или концом плиоцена [1, с. 41; 12, 14]. Как было отмечено выше, эта придолинная поверхность обычно локализуется на абсолютных отметках 1300–1500 м.

Эоплейстоценовая поверхность выравнивания в пределах БРЗ развивалась на осадочных аллювиальных отложениях, а в отдельных местах наблюдается ее врезание и в коренные кристаллические породы. Формирование этого уровня завершилось в нижнечетвертичное время [8 и др.]. В тех случаях, когда поверхность развивалась на кайнозойских осадочных образованиях, ей соответствует бурый ожелезненный аллювий или буро-красные коры выветривания. Если коррелятные отложения или коры выветривания отсутствуют, то непосредственно на поверхности выравнивания эоплейстоцена накладываются отложения среднечетвертичного возраста, или у подножия склона, отделяющего педимент от современного ложа долин, наблюдаются плиоцен-четвертичные осадки. Характерная черта этого уровня – крайне выдержанное высотное положение в современном рельефе [1, с. 42]. Ее фрагменты обычно находятся на абсолютной высоте 900–1100 м [5, с. 31].

Более низкие поверхности аккумулятивны. В Муйской впадине развиты песчаные массивы средне-верхненеоплейстоценового возраста. Абсолютная высота поздненеоплейстоценовой поверхности, которая их венчает, достигает 650–700 м. Разность высот позднеплейстоценового и голоценового уровней составляет 20–25 м. Они разделены обрывистыми склонами. На голоценовом уровне развиты озера и заболоченность. В Чарской впадине уровень осадков, выполняющих днище, формируется с конца верхнего плейстоцена и расчленению в голоцене не подвергался [1, с. 43].

Выделение поверхностей выравнивания усложняется широким распространением плоских поверхностей современной нагорной планации, которые могут быть случайно сопоставлены высотам истинных поверхностей выравнивания.

Этапы рельефообразования

Этапность рельефообразования в рассматриваемом регионе понимается неоднозначно. С одной стороны, утверждается, что новейший этап в развитии Саяно-Байкальского горного пояса наступил не в среднем олигоцене, как на Среднесибирском плоскогорье, а существенно раньше, по крайней мере, в среднем эоцене. В полной мере это относится к северо-восточному флангу БРЗ [1, с. 40].

В то же время отмечается [1, с. 35], что межгорные (рифтовые) впадины хребтов Кодар, Удокан и Калар возникли в мезозое. Но некоторые из них прекратили свое развитие в кайнозое. Такова синклинальная структура на левобережье р. Апсат (в хребте Кодар), которая ныне поднята на высоты 2–2.5 км. Предлагается для краткости именовать ее Апсатской грабен-синклиналью. В ней осадконакопление с постраннемелового времени не происходило. Для всех впадин этого района БРЗ характерен перерыв в осадконакоплении на рубеже нижнего и верхнего мела. Ему отвечает кора выветривания.

Наконец, как было отмечено выше, существующие материалы позволяют предполагать, что активное прогибание Чарской впадины началось с миоцена [1, 4], т. е. существенно позже начала новейшего развития данного региона.

Во всяком случае, для рассматриваемой части восточного сегмента БРЗ можно констатировать нестабильность расположения зон активного (рифтового) прогибания, подтверждаемую несовпадением Апсатской мезозойской и Чарской новейшей отрицательных структур в одном поперечном сечении БРЗ.

Описанная выше схема поверхностей выравнивания достаточно четко фиксируется геоморфологическим профилированием в районе Апсатской синклинали и сочленения Кодарского хребта-поднятия по Южнокодарскому сбросу с Чарской впадиной (рис. 2).

 

Рис. 2. Геолого-геоморфологический профиль (по линии А–Б, рис. 3). Сочленение Кодарского хребта-поднятия с Чарской рифтовой впадиной. 1 – геоморфологические уровни; 2–3 – новейшие разрывы: 2 – региональные, 3 – локальные.

 

В приводораздельной части хребта Кодар ниже отдельных вершин хорошо различаются три сближенных уровня мел-палеогеновой (исходной) поверхности, которые можно условно проиндексировать соответственно: K₂–P₁; P₂; P₃–N₁. Наиболее молодая из них может, вероятно, отвечать подошве новейших отложений в Чарской впадине.

В крутом склоне поднятого крыла Южноапсатского сброса можно проследить два эрозионных уровня, отвечающих соответственно ранненеогеновой и эоплейстоценовой поверхностям. Их абсолютные высоты на сопряжении с проекцией разрывного сместителя близки к стандартным для этих поверхностей высотам: соответственно 1300 м и 1100 м. Ранненеогеновый уровень при этом сопоставляется с подошвой миоценовых отложений, а эоплейстоценовый – с подошвой ойбонской свиты (Е₁оb). Неоплейстоценовые геоморфологические уровни здесь не просматриваются.

НЕОСТРУКТУРНОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ

Основные элементы неоструктурного районирования

Морфология основных новейших структур достаточно хорошо отражается на геоморфологических профилях, на которых отчетливо видны деформации рассмотренных выше геоморфологических уровней (рис. 3).

 

Рис. 3. Схема неоструктурного районирования центральной части Чарской впадины и смежных хребтов-поднятий. 1–2 – разрывы (а – достоверные, б – предполагаемые): 1 – региональные, 2 – локальные; 3 – линии геолого-геоморфологических профилей (А–Б – см. рис. 2, В–Г – см. рис. 4); 4 – скважина № 126; 5–6 – индексы блоковых структур: 5 – региональных, 6 – локальных.

 

В качестве крупнейших структур с северо-запада на юго-восток выделяются: I – Кодарский хребет-поднятие; II – Чарская впадина; III – Удоканский хребет-поднятие; IV – Чина-Каларская впадина; V – Каларский хребет-поднятие. При этом Удоканкий хребет-поднятие отчетливо делится на три локальных блока: IIIа – Западноудоканский свод, IIIб – Верхнеикабьянская седловина, IIIв – Восточноудоканский свод.

Характеристика блоковых структур

Кодарский хребет-поднятие (I) попадает в исследуемый район небольшим фрагментом, в пределах которого он осложнен Апсатской мезозойской грабен-синклиналью. Эта отмершая структура не проявляется в неотектонических деформациях (см. рис. 2). Юго-восточный склон хребта-поднятия здесь осложнен серией ступенчатых сбросов. Вдоль оси хребта наблюдаются пологие деформации сводового типа.

С юго-востока хребет-поднятие ограничен региональным Южнокодарским сбросом, в поднятом крыле которого наблюдается крупный Нижнеапсатский блок отседания. Морфологически он в конце четверичного периода может считаться принадлежащим впадине, поскольку плоская кровля древнего цоколя перекрыта в нем тонким чехлом познеплейстоценовых отложений. Вероятно, этот блок отседал постепенно и оказался в области четвертичной седиментации относительно поздно.

Соответственно, на Нижнеапсатском участке региональный Южнокодарский сброс перестает быть краевым, он здесь становится внутривпадинным, а краевым приходится считать локальный Южноапсатский сброс, являющийся оперяющим по отношению к Южнокодарскому сбросу.

Чарская впадина (II) представляет собой понижение рельефа шириной порядка 30 км с четким обрывистым северо-западным бортом, имеющим явно разрывную природу, и относительно пологим, ступенчатым юго-восточным бортом. Но на глубине ее строение меняется. Согласно современным материалам бурения, Чарская впадина представляет собой относительно узкий (шириной порядка 12–15 км) и глубокий (до 2.5 км глубиной) грабен, по периферии которого расположены слабо просевшие в четвертичное время блоки (см. рис. 1) [3, с. 44]. Эти краевые блоки образуют периферию осевого грабена. Его юго-восточный борт ограничен погребенным разломом, практически не проявляющимся на земной поверхности. По южному краю Чарской впадины фиксируется сложная “клавиатура” мелких блоков, перемещавшихся дифференцированно. Некоторые блоки начали проседать еще в плиоцене. Мозаичное расположение таких блоков осложняет проведение южной границы Чарской впадины. В частности, на западном окончании впадины к ней может быть отнесен Среднеингамакитский блок, отделяющий Чара-Муйскую перемычку от Удоканского хребта-поднятия.

Удоканский хребет-поднятие (III) обрамляет Чарскую впадину с юга и востока. В рассматриваемый район попадает западная его часть, расположенная между Среднеингамакитским опущенным блоком и Чина-Каларской впадиной. В пределах этой части хребта-поднятия выделяются Западноудоканский (IIIа) и Восточноудоканский (IIIв) своды, разделенные Верхнеикабьянской (IIIб) седловиной. Западный борт этой седловины осложнен малоамплитудным сбросом (рис. 4).

 

Рис. 4. Геолого-геоморфологический профиль по линии В–Г. Удоканский хребет-поднятие и его сочленение с Чина-Каларской впадиной. (Условные обозначения см. рис. 2).

 

Чина-Каларская впадина (IV) – субширотная, отчетливо выраженная в рельефе, имеет сложное строение за счет наложения двух этапов разновозрастного прогибания. Отражением мезозойского прогибания служит грабен-синклиналь, расположенная вдоль северного борта новейшей впадины. В центре морфологически выраженной депрессии присутствуют неогеновые отложения второго этапа прогибания.

Каларский хребет-поднятие (V) попадает в рассматриваемый район только своей северной частью, где отмечается его блоковая ступенчатость.

Основные варианты структурных перестроек

Во-первых, проведенное районирование подтверждает разновозрастность прогибообразования на рассматриваемой территории и существенную структурную перестройку вследствие разных геологических процессов во времени и пространстве. Так, Апсатская грабен-синклиналь осложняет Кодарский новейший хребет-поднятие, а Северокаларская грабен-синклиналь является предтечей Чина-Каларской новейшей впадины. Очевидно, мезозойские прогибы не связаны с основной зоной новейшего рифтообразования, т. е. с Чарской впадиной.

Во-вторых, анализ соотношения зон активной седиментации и разновозрастных поверхностей выравнивания позволил выделить два этапа в развитии новейшей рифтовой Чарской впадины. На первом этапе здесь формировался относительно узкий осевой неогеновый грабен, а в четвертичном периоде началось клавишное расширение области прогибания, т. е. оформление современной впадины. При этом расширение впадины происходит не только на юго-восток к относительно менее активно воздымающемся Удоканскому своду, но и фрагментарно, в виде Южноапсатского блока отседания, который разрушает юго-восточный фас Кодарского хребта-поднятия.

Следует заметить, что данная тенденция последовательного “втягивания” краевых частей поднятий в прогибание рифтовой впадины принципиально отличается от преобладающей тенденции перераспределения структур в альпийских орогенах, где преобладает “втягивание” краевых частей впадин в воздымания [9, 11].

В-третьих, сопоставление эрозионных элементов юго-восточного склона Кодарского хребта и разреза Чарской впадины свидетельствует об определенной неравномерности относительных вертикальных перемещений этих структур:

• в меловое время и палеогене медленно воздымался преимущественно Кодарский хребет над равниной на месте будущей Чарской впадины;
• в неогене и большей части четвертичного периода активно двигались в противоположных направлениях, как хребет, так и впадина, причем впадина прогибалась интенсивнее, чем воздымался хребет;
• в самом конце неоплейстоцена и голоцене, поскольку отмечается вложение соответствующих разновозрастных террасовых образований, вновь, по-видимому, интенсивнее воздымался Кодарский хребет.

Характеристика разрывных смещений

По протяженности и амплитудам разрывных смещений четко выделяются два типа новейших разрывов: региональные с многокилометровыми амплитудами и локальные с амплитудами в несколько сотен метров.

Региональным является Южнокодарский сброс, имеющий весьма впечатляющий эскарп (рис. 5).

 

Рис. 5. Обрывистый фас Южнокодарского сброса (фото А. Леснянского).

 

Количественная оценка разрывных смещений на основе существующих геолого-геоморфологических и топографических материалов может быть реализована только в самых общих чертах и на достаточно приблизительном уровне с учетом ряда допущений.

Во-первых, рассматривается единый сместитель Южнокодарского сброса.

Во-вторых, принимается, что границы разновозрастных отложений примыкают к этому сместителю на тех же высотных уровнях, на которых они вскрыты скважиной № 126 и геофизическими методами.

В-третьих, все оценки высот округляются до сотен метров.

В-четвертых, следует учитывать, что оценки абсолютной продолжительности рассматриваемых этапов также весьма приблизительны.

Опираясь на упомянутые допущения, может быть предложена следующая очень упрощенная схема расчета (рис. 6).

 

Рис. 6. Схема расчета поэтапных смещений по Южнокодарскому сбросу.

 

На ней показаны весьма приблизительно и округленно определенные амплитуды дифференцированных разрывных смещений по Южнокодарскому сбросу за:

1. неоген-четвертичное время продолжительностью порядка 24 млн лет с амплитудой 3 км;
2. эоплейстоцен, неоплейстоцен и голоцен, длительностью 1.8 млн лет с амплитудой 1 км;
3. средний-поздний неоплейстоцен и голоцен, длительностью 0.4 млн лет с амплитудой 0.7 км.

Опираясь на эти данные, можно рассчитать средние суммарные скорости соответствующих разрывных смещений. Суммарными они считаются потому, что не учитывают возможных встречных перемещений, а средними – потому, что не учитывают неравномерности смещений. Соответственно получены следующие скорости смещений:

N + Q = 0.1 мм/год;

Q_E + Q_I–IV = 0.55 мм/год;

Q_II–IV = 0.75 мм/год.

Путем вычитания данных о смещениях по разновозрастным этапам могут быть оценены амплитуды и скорости поэтапных разрывных смещений:

1. за неогеновый (доэоплейстоценовый) этап: амплитуда составляет 3 – 1 = 2 км; продолжительность 24 – 1.8 = 22.2 млн лет; а скорость смещений 0.09 мм/год;
2. за эоплейстоценовый этап: амплитуда 1 – 0.7 = 0.3 км, продолжительность 1.8 – 0.4 = 1.4 млн лет, скорость смещений 0.21 мм/год;
3. позднечетвертичный этап (Q_II–IV): амплитуда 0.7 км, продолжительность 0.4 млн лет, скорость смещений 0.75 мм/год.

Сопоставление этих скоростей, очевидно, свидетельствует об их существенном нарастании в неоплейстоцене (рис. 7). Это соответствует общим тенденциям во многих других орогенах, в том числе высокоактивных альпийских [9, 10]. Данная закономерность, вероятно, свойственна и другим наиболее активным региональным разрывам в БРЗ.

 

Рис. 7. График изменения поэтапных скоростей разрывных смещений по Южнокодарскому сбросу.

 

Поскольку в рифтовом орогенезе проявляются определенные черты сходства с альпийским орогенезом, соответственно для таких структур при строительном проектировании, могут использоваться существующие методики расчета максимальных разрывных смещений за срок службы инженерных сооружений [9, с. 342–343].

ОТРАЖЕНИЕ НЕОСТРУКТУРНОГО РАЙОНИРОВАНИЯ В РАСПРОСТРАНЕНИИ ОПАСНЫХ ДЛЯ СТРОИТЕЛЬСТВА ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ

Выделенные основные структурные элементы характеризуются специфическим рельефом и существенными различиями в наборе (комплексе) геологических процессов, что отражается и в особенностях хозяйственного освоения территорий. Связанная с рифтогенезом деструкция литосферы обусловливает проявление выраженных на поверхности сейсмодеформаций и сейсмодислокаций [18].

Кодарский хребет-поднятие (I) отличается альпинотипным рельефом (рис. 8) с глубоким эрозионным расчленением и цепочками островершинных гребней и пиков.

 

Рис. 8. Альпинотипный тип рельефа Кодарского хребта-поднятия с преобладающими крутыми склонами и широким распространением обвально-осыпных, лавинных и селевых шлейфов конусов выноса (фото А. Леснянского).

 

Здесь нередки крутые (более 33°) и отвесные склоны, где активизируются осыпные и обвальные процессы, в том числе сейсмогенные. На менее крутых склонах проявляются лавинно-селевая аккумуляция и криогенные процессы (солифлюкция, десерпция). Наименьшую площадь в долинах и ледниковых трогах занимают аккумулятивные поверхности, в том числе моренные, где происходит наледеобразование. Большие сложности представляют также многоснежие и высокая степень лавинной опасности [13]. Наиболее благоприятны для традиционного освоения поверхности морен в относительно широких троговых долинах. Большая часть территории хребта (более 95%) не осваивается из-за сложных инженерно-геологических и логистических условий. В последние годы разрабатывалось Апсатское каменноугольное месторождение.

Чарская впадина (II). Рифтовое прогибание впадины предопределило формирование обширных субгоризонтальных (с уклонами до 2–3°) озерных и долинно-маревых поверхностей, в том числе заболоченных, а также пояс меандрирования р. Чара (до 6–7 км шириной) в центральной ее части (рис. 9).

 

Рис. 9. Равнинный тип рельефа Чарской рифтовой впадины с поясом меандрирования р. Чара и заболоченными редколесьями – марями (фото А. Кулакова).

 

Широко распространены многолетнемерзлые породы, с которыми связаны термокарст, морозобойное растрескивание и образование повторно-жильных льдов, морозное пучение, наледеобразование и термоэрозия. Активность процессов подтверждается глубокими морозобойными трещинами, обширными мерзлотными полигонами, крупными буграми пучения, повторяющимися термокарстовыми просадками и огромными наледями, распространенными на аллювиальных равнинах. Низкие террасы речных долин нередко подтапливаются и полностью затапливаются в результате половодий и паводков, что усиливает процессы термокарста и термоэрозии берегов.

Наиболее благоприятными территориями для ведения хозяйственной деятельности следует считать возвышенные участки конечно-моренных холмов и гряд, моренных и террасированных поверхностей с хорошим дренажем и глубоким сезонно-талым слоем, а также водно-ледниковые песчаные террасированные равнины из-за слабой активности экзогенных процессов и глубокого оттаивания многолетнемерзлых пород. Однако пески при нарушении целостности верхних горизонтов могут легко развеваться, особенно на открытых песчаных массивах [13]. Заболоченные грунты с повышенной льдистостью не всегда обеспечивают устойчивость инженерных сооружений.

В пределах впадины располагается несколько малых населенных пунктов, небольших промышленных предприятий и традиционных хозяйств. Но особую значимость для региона представляет Байкало-Амурская магистраль и прилегающие к ней железнодорожные ветки, функционирование которых осложняется разнообразными опасными процессами (рис. 10).

 

Рис. 10. Образование суффозионной воронки глубиной 1.5 м на железнодорожной ветке Новая Чара – Чина (3-й километр дороги) (фото А. Кулакова).

 

Удоканский хребет-поднятие (III) объединяет разновысотные блоки с развитием денудационных процессов и следами различных ледниковых процессов. Расчлененный гольцовый рельеф самых высоких блоков с признаками альпинотипности и следами экзарации характеризуется распространением гравитационных, селевых, лавинных, мерзлотно-склоновых (криогенная десерпция, солифлюкция) процессов (рис. 11). На более широко распространенных средневысотных блоках с куполообразными плоскими вершинами и склонами проявляется курумообразование с формированием нагорных террас. Для низкогорных и предгорных блоков с округлыми и сглаженными вершинами характерны эрозионно-склоновые и мерзлотно-склоновые процессы (криогенная десерпция, солифлюкция) [13].

 

Рис. 11. Гольцовый тип рельефа Удоканского хребта-поднятия с “куполообразными” вершинами и чехлом грубообломочных скоплений – курумов (фото А. Кулакова).

 

В настоящее время в пределах хребта-поднятия осваивается крупное Удоканское месторождение меди, а также существует недействующая железнодорожная ветка Новая Чара – Чина, проложенная от Байкало-Амурской магистрали к крупному неразработанному Чинейскому месторождению. Эти сооружения подвержены разнообразным опасным процессам (рис. 12).

 

Рис. 12. Осыпные конусы выноса, перекрывшие участок железнодорожной ветки Новая Чара – Чина (51-й километр дороги) (фото А. Кулакова).

 

Чина-Каларская впадина (IV) в значительной степени вовлечена в воздымания и эрозионное расчленение совместно со смежными хребтами. В четвертичном периоде здесь формировался ледоем, оказавший влияние на морфологию рельефа. В настоящее время днище впадины частично заполнено талыми водами (рис. 13).

 

Рис. 13. Холмисто-западинная моренная равнина внутригорной Чина-Каларской впадины, частично заполненная талыми водами (фото А. Леснянского).

 

Основными современными экзогенными процессами во впадине являются эрозия берегов и днища, а также мерзлотно-склоновые процессы (солифлюкция, десерпция), термокарст, морозное пучение, наледеобразование и заболачивание.

Впадина практически не освоена в хозяйственном отношении. Благоприятными для такого освоения можно считать моренные холмы и гряды, а также возвышенные участки озерных и аллювиальных террас [13].

Каларский хребет-поднятие (V). На характер современных экзогенных процессов повлияли интенсивность прошедшего оледенения, а также блоковое строение хребта-поднятия. Доминирующим современным процессом на пологих и средней крутизны склонах (до 5–25°) является десерпционное перемещение грубообломочного материала. Крутые склоны (от 33°) троговых долин подвержены в большей степени гравитационно-склоновым процессам (осыпи, обвалы, камнепады) (рис. 14).

 

Рис. 14. Резкорасчлененные гольцы Каларского хребта-поднятия с крутыми обвально-осыпными склонами (фото А. Кулакова).

 

В пределах Каларского хребта-поднятия имеется крупное неразработанное Чинейское ванадийсодержащее титаномагнетитовое месторождение с подъездным неэксплуатируемым участком железнодорожной ветки Новая Чара – Чина и вахтовым поселком Чина. Используемые в качестве относительно благоприятных мест для освоения слабонаклонные и выровненные участки расширенных троговых долин, где расположены основные объекты инженерной инфраструктуры, подвержены преимущественно криогенным процессам в виде термокарста (рис. 15) и наледеобразования.

 

Рис. 15. Волнообразные просадки участка железнодорожной ветки Новая Чара – Чина (68-й километр дороги), вызванные термокарстовым процессом (фото А. Кулакова).

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенный анализ позволил сделать ряд выводов.

1. Чарский рифт может считаться типичным для Байкальской рифтовой зоны, поскольку в нем представлены все главные типовые для этой зоны структурные элементы. Выявленные для этого рифта закономерности, вероятно, будут свойственны и другим рифтам.
2. Применение оротектонического метода позволило получить более разностороннюю информацию о строении и истории развития рифтовых структур. Поэтому можно считать целесообразным использование данного метода и при изучении других элементов Байкальской рифтовой зоны.
3. Выявлены некоторые локальные особенности развития Чарского рифта:

• нестабильность расположения зон активного прогибания, подтверждающаяся несовпадением Апсатского мезозойского и собственно Чарского новейшего прогибов в одном поперечном сечении БРЗ;
• намечено два этапа в развитии новейшей рифтовой впадины: в неогене формировался узкий грабен, а в квартере происходило последовательное расширение впадины;
• проявляются черты неравномерности орогенических воздыманий:
• в меловое время и палеогене намечен медленный рост Кодарского хребта-поднятия,
• в неогене и начале квартера характерны дифференцированные движения хребтов-поднятий и впадины,
• в конце квартера снова активизируются воздымания Кадарского хребта-поднятия.

4. Намечаются определенные черты сходства и различия в развитии областей альпийского орогенеза и рифтогенеза:

• сходство проявляется в нарастании неоплейстоценовой активности тектонических движений, в том числе разрывных;
• принципиальное различие проявляется в тенденциях территориального преобладания прогибов и поднятий: в альпийских орогенах преобладает “втягивание” краевых частей прогибов в воздымания, а в областях рифтогенеза – краевых частей поднятий в прогибания.

5. Намечаются некоторые тектогенные особенности, которые следует учитывать при строительном проектировании:

• пересечение Кодарского высокоподнятого хребта-поднятия линейными сооружениями экономически целесобразно преимущественно по долинам поперечных рек;
• разрывная зона Южнокодарского регионального сброса отличается наиболее интенсивными возможными разрывными смещениями.

6. Структурно обусловленные особенности рельефа определяют специфику распространения и интенсивности проявлении опасных экзогенных процессов. В хребтах-поднятиях с альпинотипным рельефом преобладают гравитационные (обвально-осыпные), нивально-гляциальные, селевые и лавинные процессы. На средневысотных гольцовых куполообразных поверхностях активизируются процессы курумообразования. Для низкогорий характерны мерзлотно-склоновые процессы (криогенная десерпция, солифлюкция, осовы крупнообломочного материала). Во впадинах преобладает аллювиальная и ледниковая аккумуляция материала, в котором проявляются термокарст, морозобойное растрескивание с образованием повторно-жильных льдов, морозное пучение. Характерны заболачивание, наледеобразование и термоэрозия берегов. Все эти процессы осложняют хозяйственное освоение территории.
7. Предложенное неоструктурное районирование определяет специфику распространения и комплексирования опасных геологических процессов и особенности строительного освоения территорий. Поэтому неоструктурное районирование с применением оротектонического метода должно входить в комплекс работ при инженерных изысканиях в области Байкальской рифтовой зоны.

About the authors

S. A. Nesmeyanov

Sergeev Institute of Environmental Geoscience, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: voa94@mail.ru
Russian Federation, Ulanskii per. 13, bld. 2, Moscow, 101000

D. O. Sergeev

Sergeev Institute of Environmental Geoscience, Russian Academy of Sciences

Email: sergueevdo@mail.ru
Russian Federation, Ulanskii per. 13, bld. 2, Moscow, 101000

O. A. Voeykova

Sergeev Institute of Environmental Geoscience, Russian Academy of Sciences

Email: voa94@mail.ru
Russian Federation, Ulanskii per. 13, bld. 2, Moscow, 101000

A. P. Kulakov

Sergeev Institute of Environmental Geoscience, Russian Academy of Sciences

Email: cryolithozone@mail.ru
Russian Federation, Ulanskii per. 13, bld. 2, Moscow, 101000

References

Supplementary files