CC BY
37
Р.М.Лобацкая
Опыт среднемасштабного неотектонического картирования в слабоактивных областях для решения прикладных задач
Краткий обзор принципов подхода к построению неотектонических карт различного масштаба
Неотектоническое картирование - чрезвычайно важный элемент изучения геологического строения любого региона вне зависимости от интенсивности тектонических движений. Правда, наиболее часто исследователи обращаются к изучению высоко подвижных областей литосферы, вследствие чего создается впечатление, что все другие области планеты вне зон сейсмичности, вулканизма и других проявлений тектонической активности абсолютно стабильны и с точки зрения неотектоники мало интересны. На самом же деле это ложное представление. Разница в абсолютных значениях скоростей вертикальных и горизонтальных движений, амплитудах смещений и деформаций, проявлении всевозможных геодинамических процессов в высоко- и слабо активных областях не избавляет нас от необходимости решать множество важных задач. Прежде всего они связаны с формированием структурного облика конкретных, даже неотектонически слабо контрастных территорий, с прогнозированием их устойчивости к природным и техногенным воздействиям, оценкой геоэкологических последствий этих воздействий, При решении практических задач на первый план выступает уже не столько относительная оценка территории в целом, в категориях высоко- или слабо активная, сколько анализ развития конкретных неотектонических структур на общем высоко- или слабо активном фоне.
Нижняя граница неотектонического этапа до сих пор является дискуссионной (Шульц, 1948;1979; Николаев, 1949; 1988, Трифонов,1999 и др.). За нее принимаются рубежи в весьма широком диапазоне - от плейстоцена (1,8 млн. лет) до олигоцена (36 млн. лет). В последние годы данные, полученные по таким активным неотектоническим структурам, как Байкальская рифтовая зона, позволяют опустить эту планку еще ниже - до рубежа 70 млн. лет (Мац и др., 2001). Кроме того, особо выделяются две эпохи наиболее интенсивного структурообразования (Трифонов, 1999) - поздний миоцен (10 млн, лет) и плейстоцен (1,8 млн.лет).
Другим базовым понятием региональной неотектоники является представление о неотектонических системах, под которыми понимается совокупность
природных процессов, взаимосвязанных в определенном объеме геологической среды и прямо или косвенно приводящих к движению литосферы и развитию в ней структурных форм (Пономарев, Трифонов,1987; Трифонов, Пономарев, 1990; Трифонов, 1999). При этом выделяются обычно неотектонические системы разного ранга - от глобальных до локальных.
Исходя из этого, на неотектонических картах обычно получает отражение совокупность неотектонических систем с указанием преобладающего типа движений литосферы, их скоростей (и, или амплитуд), направлений перемещений и основных, сформированных этими движениями структур. В качестве изобразительного средства обычно используются изолинии, цветовой и штриховой фон, характеризующие каждую из систем по упомянутым выше признакам. Как правило, неотектонические карты мелкомасштабны, поскольку создаются для достаточно крупных регионов, объединяющих серию контрастных неотектонических систем.
При среднемасштабном неотектоническом картировании принципы, изложенные выше, оказываются недостаточными, поскольку конечные цели для карт этого масштаба в целом несколько иные и направлены чаще всего не на общую сравнительную оценку тектонических систем, а на реализацию неких практических задач, причем, как правило, в рамках одной неотектонической системы. Отсюда вытекает необходимость дробного расчленения единой неотектонической системы на составляющие элементы, их последующей систематизации, выявления обобщающих критериев, позволяющих в конечном итоге создать карту более высокой степени детальности, чем это возможно при отображении в изолиниях.
Кроме того, построение карт среднего масштаба создает для исследователей ряд объективных трудностей. Первая из них заключается в том, что на карте должны быть отражены различные, чаще всего контрастные тектонические (неотектонические) элементы, однако вся территория может принадлежать одной-двум далеко не обязательно высококонтрастным тектоническим структурам, Именно эта ситуация характерна для Нижнеанского гранитоидного массива и сопредельных территорий, на примере которых реализованы некоторые новые принципы детального
неотектонического картирования. Если использовать традиционные принципы подхода к созданию неотектонической карты, то последняя для столь небольшого по размерам региона получится чрезмерно схематичной, а возможность ее практического использования окажется весьма сомнительной, поскольку, исходя из принципа выделения неотектонических систем здесь в качестве систем следует выделить область восточного края Западно-Сибирской плиты, характеризующуюся нисходящими неотектоническими движениями, и область южного края Енисейского кряжа с преобладанием унаследованных восходящих движений. Более дробное, но необходимое неотектоническое расчленение при этом методическом подходе будет затруднено. Следовательно, для создания неотектонических карт среднего масштаба необходима некая иная фактологическая основа. В качестве такой основы может послужить разломно-блоковая структура региона вследствие того, что межразлом-ные блоки являются элементарными тектоническими ячейками, из которых состоят неотектонические системы любого ранга.
Разломно-блоковая структура региона как основа построения среднемасштабных неотектонических карт
Общим для любых объемов земной коры является, с одной стороны, наличие разломных структур, с другой - ее закономерная блоковая делимость, многократно описанная и исследованная с различных позиций. Именно блоковая делимость земной коры и должна быть положена в основу среднемасш _^ного неотектонического анализа. Ее использование позволяет одновременно обходить объективные трудности неотектонического картирования этих масштабов и успешно решать практические задачи, стоящие перед ним. Составление неотектонической среднемас-штабной карты, основанное на анализе разломно-блоковой структуры, методологически обосновано тем обстоятельством, что верхние части литосферы, как правило, реагируют на активизацию тектонических движений хрупким разрушением, выражающимся в формировании (или активизации) сети разно-ранговых разломных структур и возникновении контрастного рельефа. При этом хорошо известно, что степень контрастности рельефа связана прямой пропорциональной зависимостью со скоростями и возрастом тектонических движений (Герасимов, 1969, 1970; Золотарев, 1984; Милановский, 1968; Флорен-сов, 1960, 1966; Время...,1994; Генезис...,1998). Эта зависимость сохраняется на всех структурных уровнях - от глобального (континенты - океаны) до локального (разность между вершинной поверхностью водоразделов и глубиной эрозионного вреза).
Роль разломов в формировании контрастных элементов рельефа возрастает по мере перехода от
структур глобального уровня к структурам регионального и локального уровней, В этом же направлении возрастает и теснота связи между неотектоническими структурами и соответствующими им элементами рельефа. Если для структур глобального уровня эта связь выдерживается лишь в общих чертах, то уже на региональном, а тем более на локальном уровне она становится вполне конкретной.
Отсюда вытекает первый метолологический принцип, с разных позиций обоснованный ранее многими авторами: рельеф как производная неотектонических движений является зеркальным отражением неотектонических структур, а границы контрастных элементов рельефа регионального и локального уровней структурной организации литосферы - отражением разломных структур соответствующего ранга.
Поскольку контрастность рельефа, как было сказано выше, впрямую зависит от скоростей тектонических движений и их возраста, то не трудно сформулировать и второй методологический принцип: чем выше степень контрастности рельефа, тем выше скорости неотектонических движений и моложе рельеф. При этом анализ регионального фона позволяет говорить о степени активности региона в целом как неотектонической системы, используя в качестве идентификатора «общую шкалу неотектонических структур литосферы», а анализ локальных составляющих неотектонической структуры дает возможность сравнивать между собой степень активности конкретных начальных структурных элементов - то есть блоков. При этом степень контрастности рельефа, а следовательно, и степень контрастности неотектонических движений элементарных блоков могут быть оценены через количественные параметры.
Таким образом, дробная разломно-блоковая характеристика региона может быть положена в основу построения неотектонической карты среднего и крупного масштаба. При этом даже для регионов с относительно спокойным тектоническим режимом в кайнозое неотектоническая структура будет выглядеть в достаточной степени рельефно, а выделение наиболее подвижных или, напротив, наиболее спокойных и стабильных площадей станет вполне обоснованным.
С учетом сформулированных выше методологических принципов методика построения среднемасштабных неотектонических карт сводится к относительно простому набору методических приемов, которые и были использованы при создании карт разломов и неотектоники изученного региона. Схематически их последовательность выстраивается в следующий ряд:
1. Морфотектонический анализ рельефа. Различные методические приемы этого анализа к настоящему времени хорошо известны, Они в течение
многих лет с той или иной точки зрения разрабатывались многими учеными. В частности, к ним можно отнести анализ речной сети (Философов, 1975) и ряд других геоморфологических методических подходов.
2. Детальное картирование сети разломных структур. Как уже было сказано, оно базируется на простом принципе: границы контрастных элементов рельефа - отражение молодых или обновленных разломов, вовлеченных в неотектонический процесс. В практическом отношении это, пожалуй, наиболее сложная стадия анализа, поскольку, несмотря на простой, казалось бы, принцип выделения молодых разломов, в реальности их картирование остается чрезвычайно не простым делом, Причем даже не столько выделение на местности и верное отражение на карте, сколько их кинематическая классификация и характер развития во времени, Для Нижнеканского гранитоидного массива и сопредельных с ним территорий автором статьи была составлена Карта разломов масштаба 1:200000 (рис. 1).
3. Выделение и ранжирование неотектонических блоков. Эта часть анализа целиком базируется на предыдущей стадии и определяется принципом: наиболее крупные блоки всегда ограничены разломами наиболее низкого ранга1. Ранжирование разломов, как и ранжирование ограниченных ими блоков, всегда проводится для конкретной территории безотносительно к «общелитосферной» ранговой принадлежности (рис.2).
4. Характеристика неотектонического рельефа внутри блоков и оценка его контрастности. Методически эта стадия может базироваться на анализе положения поверхностей выравнивания, характеристике речных террас или глубины эрозионного вреза речных долин различных порядков, на закономерностях положения водораздельных поверхностей и т.д. Несмотря на разнообразие приемов, в результате всегда можно с достаточной степенью однозначности сравнивать между собой неотектонические блоки, классифицировать их по степени подвижности, а следовательно, и по степени устойчивости к техногенному воздействию. Хорошо известно, что наиболее контрастные, раздробленные и подвижные блоки более уязвимы для экзогенных процессов (рис.3).
Конкретно для Нижнеканского гранитоидного массива и сопредельной с ним территории характеристика блоков проводилась по глубине эрозионного расчленения и положению сохранившихся фрагментов мел-палеогеновой поверхности выравнивания. Полученные в результате этой стадии анализа количественные характеристики дали основание для выделения конкретных неотектонических единиц, характеризующихся разными скоростями вертикальных
1 Чем крупнее разлом, тем ниже его ранг (самый низкий ранг - первый)._
движений за эоплейстоцен - голоцен и построения итоговой неотектонической карты (рис. 4). В соответствии с новой Международной геохронологической шкалой кайнозоя возраст подошвы эоплейстоцена принят равным 1800 млн. лет.
Разломно-блоковая структура Нижнеканского гранитоидного массива и сопредельных территорий
Разломная сеть исследуемой территории сформировалась непосредственно на стыке краевых структур докембрийской Сибирской платформы с позднепалеозойской Западно-Сибирской плитой. Наиболее существенную роль в тектоническом строении региона играют докембрийские структуры южной части Енисейского кряжа и разломные зоны Краевого Шва Сибирской платформы например, Байкало-Енисейский разлом (Ляцкий, 1966). К западу от Краевого Шва докембрийские метаморфические и магматические породы фундамента Сибирской платформы по серии тектонических ступеней опускаются под чехольную толщу молодой Западно-Сибирской плиты,
Как единая континентальная область эта территория окончательно сформировалась к концу палеозоя - началу мезозоя и с этого времени пережила несколько этапов слабой активизации, перемежавшихся с эпохами полной стабилизации. До конца юры окраина сформировавшегося Сибирского континента периодически покрывалась мелководными морскими бассейнами, однако уже с конца юры, то есть в течение последних 130 млн. лет здесь шло исключительно континентальное осадконакопление.
В моменты стабилизации в пределах данной территории формировались достаточно мощные коры выветривания. Здесь выделяется несколько эпох пе-непленизации и корообразования: поздний триас-раннеюрская, мел- палеогеновая с двумя пиками корообразования - гумидным в эоцене и аридным в позднем плиоцене. К настоящему времени сохранились наиболее глубоко проработанные линейные фрагменты этих кор, свидетельствующие о постоянно высокой роли дизъюнктивных структур в тектонической жизни региона, кроме того, известны фрагменты поверхностей выравнивания в виде выположенных водоразделов с остатками площадной эоценовой, преимущественно каолин-кварцевой, и позднеплиоце-новой красноцветной кор выветривания (Цехом-ский, 1980; Забияка,1998).
Последняя тектоническая активизация связана с началом плейстоцена (эоплейстоцен - 1,8±0,5млн. лет), в течение которого была подновлена и частично заново сформирована современная сеть дизъюнктивных структур региона на фоне относительно медленного дифференцированного воздымания, продолжающегося до настоящего времени. В неотектониче-
>' 4
X
^ %
/
/
\ ч \\
ж
/ /
V
--С7]
/
Г
Сосновоборск
N //
Рис. I. Системы разломов зоны сочленения Сибирской платформы и Западно-Сибирской плиты в нижнем течении р. Кан: 1 - разломы достоверные и предполагаемые; 2 - сбросы (бергштрихи направлены в сторону падения сместителя); 3 - взбросы и надвиги; 4 - сдвиги (стрелки направлены в сторону смещения крыльев)
Рис. 2. Схема неотектонических макроблоков территории в нижнем течении р. Кан: /-V// - номера макроблоков; 345/30 - в числителе -глубина эрозионного вреза в макроблоке, в знаменателе -среднее значение плошали микроблоков в макроблоке. Интенсивность тона окраски макроблока увеличивается в соответствии с увеличением контрастности рельефа
ском плане регион расположен на стыке двух неот-ктонических систем, разделенных крупным Байкало-Енисейским разломом, К первой принадлежит Енисейский кряж, а система в целом характеризуется медленным устойчивым воздыманием на фоне относительно спокойного геодинамического режима, Время начала последней тектонической активизации фиксируется аллювиальными отложениями высоких (VII и VI) надпойменных террас р. Енисея и его притоков, представленных галечниками, песками со слабо сортированной галькой, а также суглинками с линзами песка и включениями гальки - отложениями, типичными для начальных этапов эрозионного вреза,
В то же время спокойный характер восходящих движений в среднем (Оц), верхнем плейстоцене (Ощ) и голоцене (Q1V) зафиксирован в аллювиальных отложениях более низких террас: V, IV(Q|,), III, II, I (Ош) надпойменных, высокой и низкой пойм (Qiv). Для этих аллювиальных отложений характерна повышающаяся вверх по разрезу степень окатанности и сортированное™ материала, наличие косой слоистости в отложениях надпойменных террас и постепенный переход от грубозернистых отложений к тонкозернистым, сменяющимся вверх по разрезу супесями, а в пойменных террасах - торфом. Кроме того, начиная со среднего плейстоцена (средний неоплейстоцен -270-110 тыс, лет) в аллювиальных отложениях отмечается карбонатизация суглинков, свидетельствующая о существенном похолодании климата, в сравнении с плиоценом, в течение которого формировались красноцветные коры выветривания. Эта ситуация характерна в целом для юга Сибири.
Скорости восходящих тектонических движений в эоплейстоцене-голоцене оставались судя по мощностям упомянутых террас, относительно стабильными и не высокими. Поскольку общая мощность енисейского аллювия составляет не более 18-20 м, а суммарная амплитуда вертикальных движений за постплейстоценовое время едва достигает 400-500 м, то в целом скорости неотектонических движений, вероятно, составляли не более 0,2-0,3 мм/год.
К западу от Байкало-Енисейского разлома располагается вторая неотектоническая система, представленная неотектоническими структурами молодой Западно-Сибирской плиты, где с конца триасового времени отмечаются устойчивые нисходящие тектонические движения, которые привели к формированию мощного мезо-кайнозойского чехла. Структура чехла является типичной для молодых платформ, у которых верхний структурный этаж, залегая на нижнем с резким угловым и стратиграфическим несогласием, в общих чертах наследует структуру кристаллического фундамента, что объясняется относительно высокой подвижностью разломно-блоковой структуры последнего. В неотектонической структуре левобережья Енисея ведущая роль принадлежит так
же как и на правобережье близмеридиональным разломам системы Краевого шва, по которым здесь происходят уже не восходящие, а нисходящие движения, причем скорости последних не могут быть выше, чем у первой системы. Поверхность кристаллического фундамента Западно-Сибирской плиты в непосредственной близости от рассматриваемой территории погружается на запад от -400 до -1180м, однако львиная доля мощности осадочной толщи принадлежит мезозойским (послетриасовым) образованиям. Мощность кайнозойских отложений здесь составляет по самым оптимистичным подсчетам не более первой сотни метров, то есть скорости неотектонических движений в среднем, по-видимому, не превышают 0,05 мм/год. Тем не менее, есть основания говорить об ускорении неотектонических погружений в позднем неоплейстоцене.
Эти оценки подтверждаются непосредственными геоморфологическими наблюдениями. Медленным погружениям в приенисейской части Западно-Сибирской плиты соответствует скомпенсированное кайнозойское осадконакопление, о котором свидетельствует полное отсутствие конусов выноса мелких водотоков в правобережье Енисея, несмотря на то, что все они рассекают довольно крутой тектонический уступ.
Об ускорении погружений в позднем неоплейстоцене-голоцене говорит факт миграции русла Енисея к востоку на 5-6 км от его первоначально предгорного положения. Миграция русла в свою очередь подтверждается совпадением его конфигурации с конфигурацией разломного края горного массива в южной части Енисейского кряжа, а также наличием многочисленных стариц.
Таким образом, для неотектонической структуры как воздымающейся правобережной, так и погружающейся левобережной частей рассматриваемой территории ведущая роль принадлежит разломным структурам, наследующим генеральный Байкало-Енисейский разлом, Эта система разрывных нарушений протягивается с севера на юг вдоль западной окраины Енисейского кряжа до северных отрогов Восточного Саяна более чем на 1000 км, Ширина зоны динамического влияния этого разлома не менее 25-30 км, В пределах исследуемой территории вблизи Иижнеканского гранитоидного массива зона разлома проявлена чрезвычайно отчетливо хорошо проработанной полосой дизьюнктивных структур, западным ограничением которой являются Муратовский и Правобережный, а восточным - Итатский и Канско-Енисейский разломы.
Инфраструктура упомянутой разломной системы представлена достаточно высокоплотной сетью близ-меридиональных дизъюнктивов разного ранга и кинематики, осложненной разрывными нарушениями системы «саянского» северо-западного простирания.
Рис. 3. Схема неотектонических микроблоков территории в нижнем течении р. Кан: 1-78 - номера микроблоков; 20 ~ 385 - глубина эрозионного вреза в микроблоках
Рассмотрим более подробно общий структурный рисунок, ранговую принадлежность и кинематический тип разрывных нарушений, принадлежащих обеим системам.
Разломы региона и их классификация
В результате проводившихся в разное время геолого-структурных исследований на рассматриваемой территории в качестве наиболее значимых ранее были выделены Муратовский, Атамановский, Правобережный, Тельского быка, долины Черского, Больше-тельский, Малотельский, Большой Итатский, Малый Итатский, Канско-Енисейский разломы (Гончаров, Носухин и др., 1963; История..,, 1969; Купалов и др., 1991; Лопатин,1994; Лукина,1994 Сводный,.., 1999; Муравьев, Миловидов). Предполагалось, что все упомянутые разломы имеют примерно равные геолого-структурную значимость и масштаб проявления в литосфере, Делались попытки увязать неотектоническую разломную сеть с геологическими образованиями и докайнозойскими структурами, однако эти попытки нельзя признать вполне удавшимися, поскольку геологическое картирование постплейстоценовых разломов проводилось на базе достаточно расплывчатых критериев и никогда не было доведено до конечного продукта -создания карты неотектонических разломно-блоковых структур.
Для целей строительного проектирования проводились детальные геологические исследования разного профиля, в результате которых были выделены разломы или их фрагменты в разных частях территории, однако оценить их роль и значимость в общей неотектонической структуре региона достаточно сложно за неимением четкого представления о характере последней.
Учитывая все выше сказанное, нами была сделана попытка откартировать полностью разломную сеть региона, связанную с постплейстоценовой активизацией, в соответствии с принятым картографическим масштабом (1:200000) и методическими приемами, изложенными выше. Результат картирования представлен на Карте разломов Нижнеканского гранито-идного массива и сопредельных территорий (см. рис.1). Полученный в процессе работы картографический материал дает возможность показать две важнейшие разломные характеристики: кинематический тип и ранговую принадлежность. По кинематическому типу в первую очередь выделяются близме-ридиональные взбросы и надвиги, которые наследуют древнюю разломную сеть Краевого Шва Сибирской платформы, затем - более молодые рассекающие и смещающие эту сеть диагональные сдвиги - северозападные преимущественно правые и северовосточные преимущественно левые и, наконец, сбросы, которые характерны, главным образом, для левобережья Енисея, т.е. для второй неотектонической
■^■■■■■■ннвнвв^шввивнапнншнв^^шашш
системы в области развития структур восточной окраины Западно-Сибирской плиты.
Ранговая принадлежность разломов (локальные, региональные и генеральные) определялась согласно принципу, предложенному в свое время С.И. Шерма-ном (1977). Этот принцип базируется на закономерных количественных соотношениях между длиной разломов и глубиной их проникновения в земную кору и в целом не противоречит традиционному принципу выделения коровых и глубинных разломов, в значительной степени уточняет и конкретизирует последний.
Система близмеридиональных разломных структур протягивается в пределах рассматриваемого региона преимущественно вдоль правобережья Енисея в виде широкой (до 25-35 км) полосы взбросо-надвиговых структур, в целом составляющих зону динамического влияния Саяно-Енисейского глубинного разлома. Для большей части разломов этой системы характерно изменение угла падения плоскости сместителя вдоль ее простирания, У одного и того же разлома угол плоскости сместителя в разных его участках может варьировать от 20-25° до 75-80°. То же самое нередко касается и простирания. При в целом близмеридиональной ориентировке простирание одного и того же разлома может отклоняться то к северо-востоку, то к северо-западу. Эта особенность связана как с литологией вмещающих толщ, так и со спецификой наследования более древнего структурного плана территории,
В западном латеральном ограничении Саяно-Енисейского разлома располагается генеральный Муратовский разлом. Его протяженность более 100 км. Разлом играет важную роль как в неотектоническом, так и в докайнозойском стуктурном плане региона. Он разграничивает блоки, выполненные архейскими и раннепротерозойскими образованиями. Выражен в современном рельефе высококонтрастным тектоническим уступом, высота которого от 150 до 250 м. Общая амплитуда смещений по разлому составляет, исходя из возрастных соотношений пород в крыльях, не менее 2000-2500 м. Амплитуда смещений за кайнозой, исходя из положения вершин коренных водоразделов в восточном борту и положения кровли коренных пород под кайнозойскими осадками в западном борту разлома, составляет не менее 500-700 м.
Плоскость сместителя Правобережного разлома падает к востоку. Угол падения не выдержан и изменяется от крутого - 75-80° в верхних частях эрозион-но-денудационного среза до относительно пологого -45-55° в пределах более глубоких частей эрозионно-денудационного среза, По кинематическому типу разлом представляет собой взброс, взбросо-надвиг. Причем, кинематика смещений по нему оставалась неизменной в течение всего периода его существо-
Рис. 4. Неотектоническая карта территории в нижнем течении р. Кан: 0,01-0,21 - значения скоростей вертикальных тектонических движений за плейстоцен, вертикальная штриховка соответствует территориям с преоблала-нием растягивающих напряжений, горизонтальная - сжимающих, косая -савиговых напряжений, интенсивность тона окраски микроблоков соответствует контрастности неотектонических лвижений
вания, включая и кайнозойский. В пределах плоскости сместителя разлома широко развиты катаклази-ты, милониты, реже ультрамилониты. Нередко встречаются небольшие кварцевые жилы и дайки пегматитов, чаще всего согласные с положением основной плоскости сместителя, В кайнозое вдоль него сформировался крутой тектонический уступ с характерным «надвиговым» рельефом, основной чертой которого является отсутствие эскарпа, «рваный» чешуйчатый край, наличие многочисленных зеркал скольжения, обращенных внутрь склона вдоль поверхности сместителя, Эта ситуация очень хорошо видна в разрезах по долинам широтных рек - правых притоков Енисея, рассекающих тектонический уступ, В частности, она непосредственно наблюдалась авторами по р. Кантат и его правым притокам и в среднем течении р. Байкал.
Восточное латеральное ограничение зоны динамического влияния Саяно- Енисейского разлома представлено системой кулисообразных близмери-диональных региональных разрывных структур, прослеживающихся в бассейнах рек Бол. Итат, Мал. Тель, Бол. Веснина и генерального Канско-Енисейского разлома вдоль р. Кан,
По кинематическому типу эта кулисная система представлена одноименными надвигами и взбросами с плоскостями сместителей полого под углами от 12-15° до 40-45°, падающими к востоку. В вещественном отношении плоскости сместителей представлены зонами тонкого рассланцевания, милонитами и ультра-милонитами, иногда линейной корой выветривания. Согласно с падением плоскостей сместителей нередко встречаются структуры будинажа, свидетельствующие о совсем молодых (скорее всего четвертичных) надвиговых смещениях, причем завальцованные будины можно встретить как в гранитоидах, так и в коре выветривания или в «короподобном» материале. Нередко взбросовый характер перемещений по разломам этой системы повторяется и в микромасштабе по небольшим трещинам.
О голоценовых смещениях по упомянутым кулисным структурам свидетельствуют приспосабливающиеся к ним долины большей части рек в бассейне Енисея, крутые петли его крупного правого притока -Кана и невысокие пороги типа Большого.
В то же время, рельефообразующая роль раз-ломных кулис восточного ограничения зоны динамического влияния Енисейского разлома существенно иная, чем западного. Здесь нет отчетливо выраженного тектонического уступа, сходного с уступом Му-ратовского разлома, рельеф представлен серповидными увалами в ограничении запрокинутых блоков и в целом имеет достаточно размытые контуры, за которыми строго следуют долины вышеупомянутых рек. Наиболее типичная картина формирования
«плоского надвигового» рельефа наблюдается в правом борту реки Бол. Тель в районе стрельбища.
Внутреннее строение зоны Енисейского разлома определяется густой сетью локальных близмеридио-нальных и север-северо-восточных надвиговых и сбросовых структур, как правило, имеющих восточное падение. Углы падения плоскостей сместителей этих разломов варьируют в широких пределах - от 20-25° у надвигов до 65-75° у взбросов и сбросов. Система упомянутых локальных разломов выкалывает серию микроблоков, вытянутых в близмеридиональ-ном или северо-восточном направлении. Ширина блоков изменчива и колеблется от 2 до 6-8 км. Плоскости сместителей локальных разломов нередко представлены линейной корой выветривания или зонами рассланцевания и повышенной трещиновато-сти. Часто по ним трассируются долины водотоков высоких порядков. Характерной чертой этих водотоков является резко выраженная асимметрия бортов, один из которых обычно чрезвычайно крутой даже в случае не слишком глубокого эрозионного вреза долины,
Расстояние между разломами близмеридиональ-ной системы достаточно выдержанное и составляет 4-5 км между региональными структурами и около 2 км между локальными. Причем, сеть локальных разломов заметно сгущается вблизи диагональных раз-ломных структур, рассекающих и смещающих близ-меридиональную систему.
Зона динамического влияния Енисейского разлома рассекается двумя более молодыми диагональными системами разрывных нарушений северовосточного и северо-западного простираний. Обе системы представлены региональными и локальными сдвигами. Первая с преобладанием левосдвиговой, вторая - правосдвиговой компонент. Причем, вблизи тех и других сдвигов общая раздробленность территории резко возрастает. Плоскости сместителей той и другой систем, как правило, имеют крутое северное падение под углами до 75-80°. Они рассекают рассматриваемую территорию на несколько макроблоков. Кинематика смещений по этим разломам отчетливо прослеживается по смещениям разрывных нарушений зоны Енисейского разлома, а в ряде случаев по направлению штрихов на зеркалах скольжения, например, в обнажених в верхнем течении р. Кантат и нижнем течении р. Кан вблизи дер. Подпо-рог.
Молодость сдвиговых смещений по разломам диагональной системы подчеркивается и тем обстоятельством, что практически повсеместно вблизи зон их сместителей встречаются многочисленные микросдвиги, правые или левые в соответствии с простиранием трещин и типом смещений по основному сместителю, Кроме того, для этих зон не характерны милонитизация и катаклаз, обычные для унаследован-
"■•Ий'^А- ■■ :.....
ных дизъюнктивов, Их сместители представлены зонами высокого дробления, тонкого рассланцевания и системами кулис сколовых макротрещин.
Северо-восточные сдвиги в северной части территории представлены региональными, в южной -локальными структурами. Для них отмечаются выдержанные левосдвиговые смещения, подтверждающиеся как характером микротрещиноватости, так и соотношениями с более древними разрывными системами. В северной части территории они выкалывают серию параллельных клавиш, с закономерным увеличением амплитуды сбросовых смещений по ним к северо-востоку от 50-60 до 100-120 м за плейстоцен. Амплитуды горизонтальных левосдвиговых смещений составляют для региональных разломов около 1500-1800 м, для локальных - не более 250-300 м,
Северо-западные сдвиги представляют собой сквозные разломы, рассекающие как структуры южного выступа Енисейского кряжа, так и структуры фундамента Западно-Сибирской плиты, отчетливо просматриваясь и в ее чехле. Наиболее крупный правый сдвиг протягивается от р, Большой Итат вдоль р. Шумиха к пос. Сухубузимское и Шила, Плоскость сместителя круто под углом 75-80° падает к северо-востоку. В рельефе правобережья Енисея разлом выражен серией асимметричных долин-рвов. Вертикальные амплитуды перепадов рельефа иногда достигают 100 м.
Правосдвиговый характер перемещений подтверждается морфометрическими данными в блоках в крыльях разлома, закономерным «правым» изгибом русел второстепенных водотоков, текущих к северо-востоку. По смещениям этих водотоков амплитуда горизонтальных перемещений за голоцен составляет до 800-900 м.
Упомянутые выше системы разрывных нарушений - взбросо-надвиговая и сбросо-сдвиговые - хотя и менее отчетливо, но все же прослеживаются и на левобережье Енисея, «просвечивая» из-под чехла кайнозойских отложений Западно-Сибирской платформы. Здесь они по-прежнему сохраняют свою рельефообразующую роль даже на фоне слабоконтрастного рельефа. Так, вдоль наиболее крупных из них протягиваются долины рек Бузим и Минжуль, Однако, судя по клавишным погружениям фундамента, закономерно увеличивающимся к западу, тенденциям к погружению на фоне регионального растяжения, близмеридиональные разломы системы Краевого Шва Сибирской платформы под чехлом Западно-Сибирской плиты скорее всего трансформированы в серию сбросов.
Характер блоковой делимости литосферы Правобережья р. Енисея
Основной задачей при анализе разломно-блоковой структуры любого региона является опреде-
ление величины раздробленности литосферы, контрастности и интенсивности тектонических движений в ее дифференцированных блоках. Этот анализ может быть проведен на качественном уровне в величинах типа «выше-ниже, более интенсивные - менее интенсивные и т.д.» или с введением некоторых количественных параметров, облегчающих и уточняющих, сравнительные оценки. В качестве таких количественных сравнительных параметров могут выступать: а) величина глубины эрозионного вреза как показатель интенсивности тектонических движений, б) площадь микроблоков как показатель величины раздробленности территорий, в) скорости тектонических движений за определенный временной интервал, если для его отсчета имеются какие-либо реперы. Последний параметр является основным базовым параметром для составления неотектонической карты.
Откартированная сеть неотектонических разломов разных порядков выкалывает сложную паутину макро- и микроблоков (см. рис. 2). Каждый из них характеризуется различными темпами неотектонических движений, отразившимися в ряде их морфотек-тонических особенностей. Мегаблок левобережья Енисея отличается слабо контрастным рельефом, стабильными нисходящими движениями, о которых свидетельствует достаточно глубокое залегание фундамента и накопление толщи мезо-кайнозойских осадков. Как уже упоминалось выше, погружение этого мегаблока является скомпенсированным, то есть скорости погружений пропорциональны скоростям накопления осадков, о чем свидетельствует полное отсутствие конусов выноса на границе с поднимающимся мегаблоком. Можно говорить о некотором увеличении контрастности, движений между двумя мегаблоками в течение голоцена, поскольку долина Енисея смещается к западу, оставляя после себя достаточно свежие старицы.
В пределах погружающегося мегаблока выделяется два макроблока (1,11), также характеризующихся различной интенсивностью погружений - в первом макроблоке она несколько ниже, чем во втором, о чем свидетельствует разная контрастность рельефа. Глубина эрозионного расчленения в первом макроблоке составляет 32 м, а во втором - 104м. Кроме того, уровень раздробленности блоков также существенно различен - площадь слагающих первый макроблок микроблоков в среднем равна 260 км2, а площадь микроблоков во втором макроблоке - лишь 50 км2,
Мегаблок, характеризующийся тенденцией к поднятиям, дает еще более контрастную картину. По общей площади этот мегаблок не намного больше первого, однако степень его раздробленности несравнимо выше. Здесь выделяется пять крупных макроблоков и более 50 микроблоков, Разность между минимальными и максимальными значениями глубины
эрозионного вреза в макроблоках с тенденцией к поднятиям составляет от 41 до 345 м, а средняя площадь слагающих макроблоки микроблоков колеблется в интервале 10-60 м2.
Отмечается весьма показательная тенденция, указывающая на прямую связь между уровнем раздробленности макроблоков и характером регионального поля тектонических напряжений. Полосы максимальной раздробленности макроблоков соответствуют местам перекрытия регионального поля сжатия северо-западной ориентировки локальными сдвиговыми полями напряжений, вдоль право- и левосдвиго-вых разломных структур.
Главным репером для оценки контрастности тектонических движений в макро- и микроблоках Нижне-канского гарнитоидного массива и сопредельных территорий является положение фрагментов неогеновой поверхности выравнивания придолинных блоков. Эта поверхность является реперной для южной части Восточной Сибири в целом и для южного края Енисейского кряжа в частности. Поверхность расчленяется густой эрозионной сетью 7 порядков. К эрозионным элементам первого порядка относятся мелкие ложки и распадки, к элементам седьмого порядка - долина Енисея. Хорошо известно, что чем выше порядок долины, тем сложнее долинный комплекс и тем дальше вверх по течению продвигается регрессивная эрозия, направленная на расширение долины и уравновешивание ее продольного профиля.
На рассматриваемой территории эта исходная поверхность расчленения располагается на высотах до 500-600 м и к настоящему времени затронута эрозией 3-4 порядков, Долины 1-2 порядка расчленяют поверхность с отметками до 300 м. Таким образом, амплитуда общего тектонического расчленения единой поверхности выравнивания на более мелкие локальные блоки составляет более 200 м. За начало расчленения территории, как уже отмечалось выше, следует принимать начало эоплейстоцена, то есть в абсолютном исчислении рубеж в 1800 млн.лет. Исходя из этих посылок средняя скорость неотектонических поднятий едва ли превышала 0,1 мм/год, Полученные величины сопоставимы с оценками других авторов (Сводный..., 1996) для данной территории, хотя и получены на базе других исходных посылок. Однако для частных микроблоков эти величины варьируют в достаточно широком диапазоне, поскольку в силу различных обстоятельств интенсивность перемещений частных блоков была и остается различной, что впрямую отразилось на характере эрозионной сети. Так, величина эрозионного вреза в микроблоках колеблется от 20 м (и менее) до 385 м. Отсюда, в каждом из микроблоков можно оценить среднюю скорость вертикальных движений за эоп-лейстоцен-голоцен, построить карту неотектоники
региона и оценить относительную устойчивость литосферы рассматриваемой территории.
Тектоническая оценка потенциальной устойчивости разломно-блоковой структуры Нижнекан-ского гранитоидного массива
На карте неотектоники Нижнеканского гранитоидного массива и сопредельных территорий отчетливо видно, что значения скоростей неотектонических движений в подавляющем большинстве микроблоков равны или меньше среднестатистической и лишь в незначительном количестве микроблоков несколько превышают эту величину, достигая значений 0,12-0,21 мм/год.
Примечательно, что микроблоки со скоростями неотектонических движений, превышающими среднестатистические, располагаются вдоль латеральных тектонических границ Байкало-Енисейского разлома и вытягиваются вдоль них в близмеридиональном направлении вдоль р. Енисея у западной границы^,19,20,21,26,27,28,33), р.р.Кана и Б. Тели - у восточной (29,43,70,71,72,74,75,76,77,79).
В широтном сечении в крест простирания зоны Байкало-Енисейского разлома вдоль региональных сдвиговых зон формируются системы запрокинутых микроблоков типа «заструг» (tilted blocks), обычно характеризующиеся как наименее устойчивые в любой неотектонической системе. К ним следует отнести вдоль южного борта Шумихинского разлома 33,37,38,39,40,41,42,43,46 микроблоки, вдоль южного борта Канско-Атамановского разлома 67,68,70,79 микроблоки.
Как уже указывалось выше, пересечения упомянутых диагональных разломов с Байкало-Енисейской зоной дают полосы наиболее высокого уровня дробления земной коры. Высоким уровнем дробления отличается область сочленения упомянутых диагональных сдвигов вблизи антецедентного участка долины Енисея у Атамановского отрога. Площади микроблоков здесь едва превышают 10-30 км2, что также снижает общую оценку потенциальной устойчивости блоков вблизи сдвиговых зон, Тем не менее эту оценку нельзя воспринимать как категоричную, поскольку подавляющее большинство густо посаженных вдоль сдвигов микроблоков характеризуется весьма низкими скоростями неотектонических движений и слабой эрозионной расчлененностью, свидетельствующей об их незначительной вовлеченности в процессы неотектонического обновления (см. рис. 3, 4). По сути все блоки с низкими значениями эрозионной расчлененности (равными или менее 100-150 м) и со скоростями неотектонических движений, близкими или ниже среднестатистической, можно считать высоко устойчивыми с тектонической точки зрения.
Особо следует сказать о тектонических микроблоках, характеризующихся высокой контрастностью
эрозионного расчленения и относительно высокими (более 0,12 мм/год) скоростями тектонических движе- ' ний. К ним прежде всего относятся микроблоки вдоль долины Енисея 27,28 и особенно микроблок 33. Эти микроблоки являются самыми молодыми и характеризуются ускоренным темпом тектонических движений в голоцене. Об этом свидетельствует крутой тектонический уступ вдоль западного края блока с почти четырехсотметровым перепадом высот от вершинной поверхности микроблока до его подножья, густая сеть совсем молодых водотоков 1-2 порядков на склоне уступа, «отступление» долины р. Колонтат на ее меридиональном отрезке от места выхода долины из гор к западу от края тектонического уступа на 1000-1200 м. Судя по характеру эрозионной сети, эти блоки характеризуются высокой плотностью мик-ротрещиноватости. Аналогичный характер носят микроблоки 70, 71,74-77 вдоль восточной границы Бай-кало-Енисейской зоны. Они также характеризуются относительно высоким уровнем эрозионного расчленения и скоростей неотектонических движений.
Микроблоки в центральной части зоны Байкало-Енисейского разлома характеризуются максимально низкими значениями эрозионной расчлененности, Причина их «запаздывания» связана прежде всего с их структурным положением внутри инфраструктурного пространства крупной разломной зоны. Кроме того, для отдельных микроблоков играет роль струк-турно-литологический фактор, К таким микроблокам следует отнести прежде всего блок 67, Эта территория долгое время (МИ2-з) характеризовалась устойчивой тенденцией к погружениям, вследствие чего была заполнена мощной толщей юрских отложений. Оба фактора явились причиной более слабой вовлеченности в процессы кайнозойской активизации и эро-зионно-денудационного расчленения.
Подводя итог, необходимо отметить, что при всей описанной выше высокой раздробленности территории и контрастности макро- и микроблоков площадь Иижнеканского гранитоидного массива нельзя отнести к регионам с высокой степенью тектонической активности. Полученные оценки позволяют говорить о максимальных скоростях вертикальных движений не более 0,2 мм/год и горизонтальных (исходя из амплитуд сдвигов) не более 0,4-0,5 мм/год, что характеризует эту территорию как относительно спокойную.
Библиографический список
1. Время и возраст рельефа / Под. Ред, Н.А.Лэгачева, Д.А.Тимофеева, Г.Ф.Уфимцева/ Новосибирск: Наука, 1994. - 192 с.
2. Генезис рельефа / Г.Ф.Уфимцев, Д.А.Тимофеев, Ю.Г.Симонов и др. - Новосибирск: Наука, 1998. - 176 с,
3. Герасимов И.Н. Геоморфологическое выражение неотектоники.// Новейшие движения, вулканизм и земле-
трясения материков и дна океана, - М,:Наука, 1969, -С. 40-46,
4. Герасимов И.П, Современные рельефообразующие экзогенные процессы, Уровень научного познания, новые задачи и методы исследования II Современные экзогенные процессы рельефообразования. - М.: Наука, 1970, - С. 7-14,
5. Забияка А,И, Эпохи корообразования на юге Средней Сибири// Проблемы золотоносности кор выветривания Сибири. - Красноярск: СНИИГГиМС, 1998. - С. 23-25.
6. Золотарев А,Г, Переходный рельеф между орогенными и равнинно-платформенными областями II Геоморфология, - 1976, №-2, - С, 26-34.
7. Костенко Н.П., Кашменская О.В. и др. Структурная геоморфология равнинных стран, - М.:Наука. - 390 с.
8. Лукина H.B. Алтае-Саянская область новейшего торошения литосферы. Байкальская внутриконтинентальная рифтовая система II Неотектоника и современная геодинамика подвижных поясов. - М.: Наука, 1988. - С, 276-326,
9. Ляцкий В,В, Байкало-Енисейский разлом II Сов, Геология, - 1966, - №6, - С, 156-160,
10. Ляцкий В,В, К характеристике Байкало-Енисейского разлома в В.Саяне II Тр. ВСЕГЕИ. - т.112. - 1967. - С. 232-235,
11. Мещеряков Ю.А, Морфоструктура равнинно-платформенных областей, - М.: Наука. - 112 с.
12. Милановский Е.Е. Новейшая тектоника Кавказа. - М.: Недра 1968. - 483 с.
13. Николаев В,А, Геоморфологические системы Сибири II Проблемы системно-формационного подхода к познанию рельефа. - Новосибирск: Наука СО. - 1982. - С. 108-122.
14. Николаев Н.И. Новейшая тектоника СССР. - М.-А: Изд-во АН СССР, 1949, - 296 с,
15. Николаев Н.И, Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. - М.: Недра, 1988. - 492 с.
16. Пономарев B.C., Трифонов В.Г. Факторы тектогенеза //Актуальные проблемы тектоники океанов и континентов. - М.: Наука, 1978. - С. 81-94.
17. Рейснер Г.И, О методике выявления тектонических деформаций речных террас в орогенных областях,// Геоморфология. - 1986 - №2, - С, 33-43.
18. Трифонов В.Г. Неотектоника Евразии. - М.: Научный мир, 1999. - 252 с. Яр. ГИН РАН; Вып. 514/.
19. Трифонов В.Г., Пономарев B.C. Причины горообразования II Геодинамика внутриконтинентальных горных областей, - Новосибирск: Наука, 1990. - С.336-341.
20. Философов В.П, Основы морфометрического метода поисков тектонических структур. - Саратов: Изд-во Саратовского ун-та, 1975. - 230 с.
21. Цехомский А. М. и др. Формации кор выветривания Центральной Сибири и их минерагения (эпохи и условия образования кор выветривания), - А:Недра, 1980. -183 с.
22. Шерман С.И, Физические закономерности развития разломов земной коры. - Новосибирск: Наука, 1977. -101 с.
23. Шульц С,С. Анализ новейшей тектоники и рельеф Тянь-Шаня, - М.: Географиздат, 1948, - 224 с.
24. Шульц С.С. Тектоника земной коры ( на основе анализа новейших движений). - А: Недра, 1979. - 272 С.
