Delist.ru

Структура и вещественный состав осадочного чехла Хубсугульской впадины как летопись тектоно-климатической эволюции Северной Монголии в позднем кайнозое (15.04.2007)

Автор: Федотов Андрей Петрович

Составление электронной карты Прихубсугулья (масштаба 1:100 000) производилось при помощи пакета программ Easy trace (векторизатор), ArcView, ArcInfo (ГИС-пакеты). Географическая привязка и редактирование осуществлялось в ArcInfo и ArcView. С помощью модуля 3D Analyst была построена цифровая модель рельефа Прихубсугулья.

Глава 3. СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА ХУБСУГУЛЬСКОЙ ВПАДИНЫ НА ОСНОВЕ ДАННЫХ ВЫСОКОРАЗРЕШАЮЩИХ СЕЙСМОАКУСТИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Структура впадины обуславливает ее деление на три котловины: южную, центральную и северную. Описание выделяемых сейсмоакустических комплексов осадочного чехла дается сверху вниз разреза.

3.1. Южная котловина имеет протяженность около 12 км, осадочный покров которой по своей структуре представлен тремя слоями. Первый слой – тонкослоистые осадки, имеющие прерывистый сигнал низкой интенсивности с мощностью, не превышающей 1 м. По своим литологическим характеристикам осадки этого слоя близки к глубоководной фации, хотя имеют достаточно высокую примесь карбонатного материала. Второй слой имеет грубополосчатый рисунок сейсморазреза, обусловленный присутствием сильных сейсморефлекторов. Эти осадки, по всей видимости, содержат высокое количество песчаного материала, нередко представленного в виде прослоев. В этом слое также встречаются структуры палеодельт и оползнево-селевых потоков. Это свидетельствует о формировании осадков в условиях мелководного и, возможно, периодически осушаемого водоема. Третий слой практически полностью представлен осадками, не имеющими четкого полосчатого рисунка. Для него характерна прерывисто-волнистая чешуеобразная текстура, обусловленная формированием осадка в условиях мелководного водоема с последующей глубокой переработкой осадка в субаэральных условиях с обильным привносом грубообломочного материала. Подошвенного рефлектора у третьего слоя нет, сейсмосигнал затухает, не дойдя до фундамента. На высокую тектоническую активность котловины, в недавнем прошлом, указывает присутствие разломов, как правило, сбросовой кинематики, сместившие осадки первого и второго слоев.

Вероятнее всего, южная котловина в современном облике сформировалась относительно недавно. При этом, несомненно, ее центральная часть содержит осадки более древних периодов, где основной вклад имеют аллювиально-пролювиальные отложения. На всем протяжении своего развития южная котловина не имела стабильных субаквальных условий и испытывала периоды глубоких регрессий, маркируемые палеодельтами и затопленными речными долинами. В результате регрессий южная котловина, вероятнее всего, обосабливалась от основного тела палео-озера, с формированием сети мелких озер. В периоды регрессий происходило нивелирование и переотложение озерных осадков в субаэральных условиях.

3.2. Центральная котловина является самой глубоководной частью Хубсугула. Средняя глубина в ней равна 200 м, а максимальная - 262 м. Наибольшие глубины тяготеют к западному борту, имеющему практически субмеридиональное простирание. Центральная котловина структурно отделяется от южной и северной котловин горстообразными перемычками, выходящими на поверхность в виде островов Далайн-Модон (северная перемычка) и Цомо-Хад (южная перемычка). Донные осадки котловины характеризуются четко стратифицированным сейсморисунком. Сейсморисунок представлен чередованием горизонтов с высокой интенсивностью и сплошной прослеживаемостью с горизонтами, имеющими низко интенсивный прерывистый сигнал. Взаимосвязь толщ котловины положена в основу структурной систематизации всего комплекса осадочного чехла Хубсугульской впадины (рис.2). Следует заметить, что указанная мощность толщ характерна только для данной котловины.

Толща 1 – это практически «невидимые» в сейсморазрезе современные осадки, характеризующиеся прерывистым слабоинтенсивным сигналом. Мощность толщи не превышает 1-1,5 метра в центральных частях котловины, на периферийных частях она возрастает до 2-3 м. Осадки толщи отмечаются повсеместно по всей площади Хубсугула.

Толща 2 - отделяется от толщи 1 палеодельтовой структурой. Современная глубина воды в данном месте составляет порядка 180 м. Осадки толщи имеют субгоризонтальное залегание, их мощность 8,5-10 метров. Рисунок тонко-ритмичный. По простиранию толщи сигнал прерывистый, что свидетельствует о низкой плотности осадка. Осадки с таким набором характеристик свойственны глубоководной фации. Своим основанием толща 2 несогласно (простое подошвенное облекание) залегает на кровле толщи 3.

Рисунок сейсмосигнала толщи 3 схож с рисунком толщи 2 и имеет высокочастотный тип рефлекторов, что соответствует осадкам, образованным в условиях глубоководного водоема. Средняя мощность толщи 8-10 метров. Толща 3 с угловым и литологическим несогласием залегает на толще 4. Толща 4 является маркером смен регионального геодинамического режима и глубокой регрессии озера. Мощность толщи составляет 13-15 метров. По сравнению с вышележащими толщами наблюдается укрупнение сейсмотекстурного рисунка осадка, уменьшается ритмика чередования слабых и сильных рефлекторов/горизонтов. Как и толщи 1, 2, и 3 она залегает субгоризонтально, т.е. подошвенно, облекает нижележащие толщи нередко с выравниванием. Нижележащие толщи имеют визуальные углы падения в 10-34° с погружением к центру котловины. Помимо структурного несогласия в своем основании толща 4 имеет мощную эрозионную поверхность. У бортов котловины, в полосе до 5-6 км, происходила глубокая денудация практически всего комплекса нижележащих толщ. При этом, если эрозионные врезы толщ 2 и 3 отмечаются только у бортов котловины, то эрозионные врезы толщи 4 прослеживаются и в центральных частях котловины. Отметим, что наблюдаемые эрозионные врезы имеют амплитуду до 10 метров и являются максимальными для всего осадочного чехла озера. Таким образом, в начальную фазу накопления толщи 4 палеоозеро испытало сильную регрессию и практически вся его современная площадь, за исключением наиболее глубоких участков, тяготеющих к центру котловины, формировалась в субаэральных условиях.

рис.2. Сейсмоакустический профиль центральной котловины Хубсугула. В структуре осадочного чехла выделяется 9 толщ.

Толщи 1-4 имеют субгоризонтальное залегание, и их разграничение проводится по наличию палеодельт и эрозионных поверхностей, т.е. по следам изменения палеоуровней озера. Разделение нижележащих толщ построено на основе угловых несогласий, а подтолщи разделяются на основе смены литологического типа осадков.

Толща 5 - мощность толщи нарастает от 24 м на периферии котловины до 50 м в ее центральных частях. Толща делится на две подтолщи: 5а и 5б, разделяемые между собой склоновыми отложениями, маркирующими незначительную регрессию озера. Мощность подтолщи 5б изменяется от первых метров до 14 метров, что в несколько раз меньше мощности подтолщи 5а. Толща 5а имеет более «тонкий и прозрачный» сейсморисунок, по сравнению с толщей 5б, свидетельствующий о более глубоководных условиях формирования осадка.

Толща 6 - средняя мощность составляет около 26 метров. Для толщи характерно ритмичное чередование горизонтов-пачек, с высокой степенью отражения сейсмосигнала с осадками, имеющими низко отражающие свойства. То есть отмечается чередование осадков, сформированных в мелководных условиях, с высокой примесью песка, с типично глубоководными осадками. Средняя мощность данного ритма составляет 7-8 м.

Толща 7 имеет среднюю мощность 44 м, максимальная - 82 метра. В толще, на основе незначительного эрозионного вреза, а также различных свойств сейсморефлекторов, выделяются две подтолщи: 7а и 7б. Мощность данных подтолщ практически одинаковая. При этом подтолща 7а, по сравнению с 7б, имеет более четкий сейсморисунок, характерный для плотных пород. По сравнению с вышележащими толщами, толща 7 была подвержена интенсивным тектоническим нарушениям в виде системы близко расположенных и практически параллельных друг другу разломов, обусловивших низкоамплитудную микроскладчатость донных осадков.

Толща 8 и 9. В целом, происходит затухание сейсмосигнала, но в толще 8 еще достаточно надежно читается полосчатая структура осадка, осложненная микроскладчатостью. Мощность толщи 8 составляет ~60 метров. Толща 9 занимает наиболее пониженные части котловины, при этом нижняя граница толщи 9 не обнаружена. Учитывая углы падения фундамента восточного и западного борта впадины, «невидимыми» в сейсморазрезе остались осадки мощностью в 50-80 м. На периферийных частях толщи, приближенных к пологому восточному борту впадины, отмечается сочетание/контакт озерных осадков с крупными палеодельтовыми структурами. Это позволяет предположить, что в «невидимой» самой нижней части разреза должны находиться осадки литоральной и аллювиальной фаций.

3.3. Северная котловина. Осадочный чехол котловины характеризуется крайней неоднородностью, выраженной в широком присутствии деструктивных элементов. К таким элементам, помимо разрывных нарушений, относятся эрозионные поверхности, аллювиально-пролювиальные структуры, затопленные врезы речных долин и озерных террас, подводные моренные комплексы. Структура сейсморисунка свидетельствует, что северная котловина на протяжении всей своей истории неоднократно была подвержена усыханию. При этом, исходя из морфологии днища котловины в периоды регрессий, северная и восточная палеобереговая линия смещалась к центральной части озера на несколько десятков километров, миграция западной береговой линии была менее масштабной и равнялась только первым километрам. Так же следует отметить, что масштаб последующих трансгрессий был не меньше масштаба регрессий и озеро, практически, приобретало свои современные очертания.

3.4. Возраст сейсморазреза

Наиболее спорный вопрос относится к определению времени заложения впадины, трактуемого от миоцена до плейстоцена (Золотарев, Кулаков, 1976; Девяткин, 1981; Атлас озера Хубсугул, 1989; Зорин и др., 1989; Кочетков и др., 1993). Аргументация возрастной границы проводилась на основе косвенных признаков и сопоставлении хубсугульских разрезов с более изученными разрезами Тункинской и Байкальской впадин. Проведенные сейсмоакустические исследования позволяют более уверенно обосновать возраст Хубсугульской впадины. Так, гипсометрическое положение границы между толщами 8-9 свидетельствует, что накопление типично озерных осадков проходило в грабеноподобную структуру в центральной части озера. Об этом же свидетельствует и наклон неогеновых базальтовых покровов в сторону озера (Иванов А.Х., 1946; Rasskazov et al., 2003). Хотя сейсморазрезы и не фиксируют напрямую границу фундамента в центральной части впадины, но, исходя из визуальных углов погружения бортов впадины и того, что в основании толщи 9 отмечаются осадки как литоральной, так и аллювиальной фаций, можно предположить, что нижняя часть осадочного чехла представлена осадками аллювиальной фации. На то, что сейсмоакустические исследования «вскрыли» практически весь озерный разрез впадины указывает сопоставимость объема осадочного чехла озера (620-645км3) к объему денудированного горного обрамления Прихубсугулья (710 км3) после этапа неотектонической активизации, реконструированных по ГИС-моделям рельефа и данных сейсмоакустических и гравиметрических исследований.

На основе бурения донных осадков озера Хубсугул определено, что верхняя часть осадочного чехла мощностью 53 м сформировалась за 1,05 млн. лет (Fedotov et al. 2004; Казанский и др. 2005). Основой для построения глубинно-возрастной модели сейсморазреза был выбран сейсмоакустический профиль, расположенный вблизи от точки бурения керна KDP-01. 53-метровый керн KDP-01 вскрыл толщи с 1 по 5а. И, как видно из рисунка 3, глубинно-возрастная модель, в целом, имеет линейный характер, при этом средняя скорость осадконакопления в этой части осадочного чехла озера составляла около 5 см/103 лет (Казанский и др., 2005; Fedotov et al., 2004).

рис.3. Возраст разреза, построенный по линейной модели (серая линия) и на основе расчетной скорости осадконакопления (черная линия).

Взяв за основу скорость осадконакопления в 5 см/тыс. лет она была линейно экстраполирована на горизонты осадочного чехла ниже 53 метров. На основе этого возраст «видимого» основания толщи 9 был определен в 5.4-5.5 млн. лет (Федотов и др., 2006). Вероятнее всего, полученный возраст является «идеальным» и следует ожидать, что он может быть несколько завышенным, за счет неравномерности скорости осадконакопления. Сравнив интенсивность сейсмосигнала в горизонтах, соотносимых с интервалами бурового керна, у которых известна плотность осадка и скорость осадконакопления, была определена закономерность изменения этих параметров. Осредненные значения соответствия интенсивности сейсмосигнала к скоростям осадконакопления были экстраполированы на горизонты, не вскрытые скважиной. Данные расчеты свидетельствуют, что повышенная интенсивность сейсмосигнала может соответствовать скоростям осадконакопления в 12-13 см/тыс. лет. При данной модели нижняя граница сейсморазреза «омолаживается» на 0,6 млн. лет, что не сильно изменяет возраст разреза. Свидетельством молодости осадочного чехла является также то, что базальты, излившиеся 8-9,5 млн. лет назад (Rasskasov et al. 2003), перекрыты осадками толщи 9. В целом, полученные данные свидетельствуют, что от начала неотектонической активизации, когда началось активное формирование Хубсугульской впадины, прошло не более 5-6 млн. лет.

3.5. Сейсмофациальный анализ. На основе рассмотренных данных сейсмопрофилирования можно выделить следующие фациальные зоны осадконакопления Хубсугульской впадины в прошлом.

Фация оползней и селей. Из-за крутого (25-30° и более) профиля западного берегового склона, вдоль этого борта преобладают неструктурированные осадки склоново-оползневого генезиса. В виде структурно выраженных, обособленных тел осадки фации прослеживаются не далее 2 км вглубь котловины от современной береговой линии.

Фация временных водотоков и литоральных осадков. Практически на протяжении всего вертикального разреза северной котловины встречаются горизонты с хаотичным, косослоистым или кочкообразным сейсморисунком, типичных для водотоков, не имеющих постоянного русла (Кунин, 1990). Вдоль западного борта впадины формирование данной фации пространственно совпадало с границами образования выше описанной фации. При этом сочетание осадков данных фаций в этом районе образует единый сложно построенный осадочный комплекс.

Фация аллювиальных покровов. Осадки этой фации представлены в виде прослоев-покровов, обогащенных песчаным материалом, иногда встречаются клиноформы, свойственные структурам дельт и авандельт (Шлезингер, 1990). Данная фация формировалась в мелководных условиях восточного побережья.

Фация глубоководных осадков. Разрез представлен тонкослоистыми, горизонтально залегающими, ритмичными осадками, в виде чередования слойков, имеющих повышенную отражающую способность, с прерывисто «прозрачными» слойками. Осадки фации в доголоценовый период формировались только в центральной котловине впадины, имеющей наибольшие глубины.

Фация перигляциальных осадков связана с формированием конечных моренных комплексов, а также зоны интенсивной разгрузки флювиогляциальных потоков. Данные осадки подошвенно несогласно, иногда с размывом, налегают на более ранние отложения. Сейсморисунок осадков этой фации, по сравнению с фацией временных водотоков и аллювиальных покровов, более тонкий и нередко чешуйчатообразный (свидетельство пульсационной подачи материала) с наклоном от моренных комплексов.

Взаимоотношения выделяемых фаций образуют сложно построенный комплекс. Если рассматривать разрез снизу вверх наблюдается латеральное расширение осадков, сформированных в глубоководных условиях. Это выражается, с одной стороны, в отодвигании передового фронта литоральных отложений на периферию впадины от центра, с другой стороны, в изменении рисунка глубоководных осадков, граничащих с краевой литоральной зоной. Так рисунок у горизонтально-слоистых осадков становится более тонким и прерывистым, что свидетельствует о снижении интенсивности опесчанивания осадков. Ритмика слоев с высокими и низкими отражающими свойствами становится более мелкой. Резкий переход от крупной к мелкой ритмике сейсморисунка отмечается в период накопления толщ 4-1, представленных тонко переслаивающимися слойками. Данные характеристики сейсморисунка четырех верхних толщ свидетельствуют, что они формировались в условиях глубоководного водоема с медленными скоростями седиментации, и с глубинами палеоводоема, схожими с современными.

На основе сочетание выделяемых фаций предполагается следующая схема формирования осадочного чехла Хубсугульской впадины в периоды регрессий палеоозера. Южная котловина и периферийные западные и восточные части центральной котловины формировались в субаэральных условиях. Здесь широко происходила дефляция осадочного покрова озера. Осевая часть центральной котловины имела стабильно аквальные условия, когда глубина палеоозера варьировала в пределах 40-60 м. В южной части северной котловины существовала литоральная зона, питающаяся за счет редких атмосферных выпадений и талыми водами ледников Северного Прихубсугулья. При этом северная часть палеоозера развивалась пульсационно, то сливаясь с центральной глубоководной частью и образуя единый бассейн, то эта связь разрывалась и на месте северной котловины существовала только система мелких озер и временных водотоков.

Резкие подъемы и падения уровня озера нельзя объяснить только тектоническим фактором и, в первую очередь, это касается периода последних 0,5 млн. лет, когда амплитуды регрессионно-трансгрессионных циклов достигали 100 и более метров. Это можно объяснить климатическим фактором, когда регрессионные циклы связываются с глобальным периодом оледенений, а, точнее, с увеличением аридности климата в эти периоды.

Наиболее частые и крупные регрессии палеоозера были в период накопления толщ 6-1. Несогласие толщи 6 соответствует рубежу 1,9-1,8 млн. лет, что совпадает с границей плиоцена и плейстоцена/эоплейстоцена (Hilgen 1991; Mauz, 1998). В байкальских осадках плейстоцен-эоплейстоценового возраста регистрируется снижение численности диатомовых водорослей и возрастание плотности осадка, по сравнению с плиоценом (Grachev et al., 1998; Гольдберг и др., 2005). Максимальная регрессия Хубсугула в начале накопления толщи 4 хорошо сопоставима с морской изотопной стадией (МИС) 12, когда отмечался максимум оледенения плейстоцена (Parrenin et al., 2003) и уровень мирового океана понизился на 110-120 метров (Rohling et al., 1998; Thunell et al.,2002). При такой регрессии глубина озера (точнее нескольких малых озер) составляла, примерно, первые десятки метров.

Регрессионный период толщи 3 довольно точно приходится на МИС 8. Образование палеодельт, эрозионных поверхностей на глубинах 150-170 м ниже современного уровня соотносятся с МИС 2, когда в регионе уровень влажности был в два раза ниже современного (Величко, 1999) и сток из озера отсутствовал (Fedotov et al., 2003).

Таким образом, начиная, примерно, с периода 1,8-1,9 млн. лет и до наших дней палео-Хубсугул начинает испытывать значительные по своей амплитуде регрессионные циклы, не связанные с тектоническими движениями. Это позволяет сделать предположение, что с началом четвертичного периода в Северной Монголии и Прибайкалье резко усилилась континентальность и аридная составляющая климата.

Глава.4. ЛЕТОПИСЬ ТЕКТОНИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ СЕВЕРНОЙ МОНГОЛИИ

4.1. Морфотектоника. Исходя из продольных и поперечных профилей рельефа, главными морфотектоническими элементами Прихубсугулья являются Восточно-Саянский и Хубсугул-Дархатский горные массивы, Хубсугульский грабен и Восточно-Хубсугульское нагорье.

Морфоструктуры горного обрамления. По интенсивности вертикальных тектонических движений и степени развития новейших морфотектонических структур Хубсугул-Дархатский и Восточно-Саянский горные массивы опережают Восточно-Хубсугульское нагорье. Наиболее интенсивно разрывные нарушения развиты в зоне Дархат-Хубсугульского и Восточно-Саянского горных массивов, при этом параллельное простирание более молодых разломов к древним разломам усложняет морфоструктуру данных массивов, придавая им блоково-пластинчатый вид с широким развитием тектонических уступов. Наибольшую ширину имеют тектонические уступы, сформированные на северных и северо-западных бортах котловины. В южном направлении их ширина резко снижается с практически полным выклиниванием.

О наличии, по крайней мере, двух этапов в тектонической истории Северной Монголии свидетельствует двухуровневый профиль Хубсугул-Дархатского массива. Верхний уровень имеет полого-сглаженную форму с фрагментами поверхности выравнивания, бронированной позднеолигоценовыми – раннемиоценовыми базальтами. В нижнем уровне рельефа достаточно четко проявлены структуры фасет и антифасет, свидетельствующие об относительной молодости процессов, сформировавших их. Наиболее полно фасетные структуры присутствуют в СЗ части котловины, в южном направлении происходит снижение их доли и в самой южной части впадины «молодые» врезы формируются по рельефу верхнего уровня. Это является свидетельством снижения тектонической активности в южном направлении. Данный вывод подтверждает и характер поперечных профилей, характеризующих горное обрамление Северной, Центральной и Южной котловин впадины, в которых наблюдается выполаживание рельефа в южном направлении.

Морфоструктура днища впадины. На основе данных сейсмопрофилирования была реконструирована поверхность кровли фундамента днища впадины (рис.4). Поверхность фундамента имеет блоковую структуру с наклоном блоков к центру котловины, осложненную тектоническими пластинами-выступами и горсто-подобными структурами. Наименее сложное строение имеет фундамент южной котловины, по сути, представленный единым блоком, разделенным на несколько тектонических пластин. Центральная и северная части днища разбиты на несколько блоков, обособленных горстом Далайн-Модон. Наиболее сложно построена северная часть. Так, помимо горста Долоон-Ул и окончаний смежного с его западной стороной грабена, имеются две перемычки СЗ- и СВ- простирания. В целом, наблюдаемое положение структурных элементов впадины, таких как СВ- ориентировка горстов, увеличение тектонической активности в северном направлении, а также увеличение расстояния между Хубсугул-Дархатской и Восточно-Хубсугульской областями в северо-восточном направлении позволяет предположить, что Хубсугульская впадина «веерообразно» раскрывается в СВ- направлении. При этом точка разворота находится южнее современной южной границы озера. Это предположение также высказывается на основе высокоточного GPS измерения векторов скоростей современных горизонтальных движений и изучения кинематики позднекайнозойских разломов Северной Монголии (Саньков и др., 2004, 2005). Данный тип раскрытия впадины отличается от типа раскрытия Байкальской рифтовой впадины, когда борта впадины практически на всем его протяжении равноудалены друг от друга.

рис.4. I- строение днища впадины без учета осадочного чехла: цифры в кружке- южный блок (1), центральный блок (2) и северный блок (3); условные обозначения- сбросы (1), границы тектонических пластин и блоков, перемычки (3). II- схематический разрез кровли фундамента Хубсугульской впадины. III-соотношение ширины грабенов Хубсугульской и Байкальской рифтовых впадин, стрелками показана их ширина, жирной точкой – предполагаемая точка разворота Хубсугульской впадины.

На основе соотношений морфотектонической структуры Прихубсугулья со структурой осадочного чехла тектоническая летопись западной части БРЗ делится на два этапа и несколько стадий.

загрузка...