Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Теоретические основы современного морфолитогенеза 17
Глава 2. Элювиальный тип морфолитогенеза 26
2.1. Формирование отложений на склонах южного Прибайкалья 26
2.1.1. Морской хребет 26
2.1.2. Хребет Хамар-Дабан 28
2.1.3. Береговые склоны Олхинского плато 31
2.1.4. Приморский хребет 32
Глава 3. Склоновый тип морфолитогенеза 34
3.1. Крип 34
3.2. Оползни 3.2.1. Сплывы 40
3.2.2. Оползни в коренных породах 50
3.2.3. Оползни в неогеновых отложениях 54
3.2.4. Оползни в делювиально-пролювиальных отложениях 60
3.2.5. Оползни в аллювиальных и техногенных отложениях
3.3. Курумы 64
3.4. Денудация
3.4.1. Денудация искусственно подрезанных склонов 68
3.4.2. Антропогенная денудация на остепненных склонах Западного Прибайкалья 75
3.4.3. Лавинная денудация 77
3.5. Формирование микрорельефа в Прибайкалье 89
Глава 4. Флювиальный морфолитогенез 94
4.1. Развитие малых флювиальных форм в различных генетических типах отложений 94
4.1.1. Делювиально-элювиальные отложения 95
4.1.2. Эолово-делювиальные лессовидные отложения 102
4.1.3. Аллювиальные отложения 105
4.1.4. Особенности формирования оврагов в весенний период 109
4.2. Флювиальные процессы в речных долинах 112
4.2.1. Южное Прибайкалье (рр. Харлахта, Большая и Малая Осиновки, руч. Красный Ключ) 113
4.2.2. Юго-западное Прибайкалье (р. Голоустная) 118
4.2.3. Южная часть Лено-Ангарского плато (р. Тутура) 126
4.2.4. Лено-Катангского плато (малые и средние реки севера Иркутской области) 136
4.3. История формирования отложений в речных долинах 144
4.4. Экстремальные проявления флювиального морфолитогенеза в природно-техногенных условиях 148
4.4.1. Кратковременные катастрофические паводки в долинах рек 148
4.4.2. Мощный паводок в районе Князе-Урульгинских минеральных источников (Забайкальский край) летом 1984 г. 151
4.4.3. Паводки в Забайкалье в июле-августе 1988 г. 154
4.4.4. Флювиальные процессы, вызванные техногенным воздействием 158
Глава 5. Селевой морфолитогенез в горах Байкальского рифта 161
5.1. Селевая активность в позднем плейстоцене и голоцене по
геологическим и историческим данным 161
5.1.1. Следы селевой деятельности по данным стратиграфических разрезов 161
5.1.2. Хронология прохождения селей в горных хребтах Прибайкалья по дендрохронологическим данным в сопоставлении с гидрометеорологическими событиями 166
5.1.3. Ареалы селевых потоков в Прибайкалье 168
5.2. Условия формирования и прохождения селевых потоков 172
5.2.1. Слюдянско-Байкальский участок (Южное Прибайкалье, хребет
Хамар-Дабан) 172
5.2.2. Кунермо-Гоуджекитский участок (Северное Прибайкалье, Байкальский хребет) 188
5.2.3. Анамакитский участок (Северное Прибайкалье, Верхне-Ангарский хребет) 191
5.2.4. Ангараканский участок (Северное Прибайкалье, Северо Муйский хребет) 197
5.2.5. Катастрофические селевые потоки в районе поселка Аршан 28 июня 2014 г. (Тункинские Гольцы) 198
5.2.6. Водокаменный сель на р. Кынгарга в поселке Аршан 14 июля 2015 г. (Тункинские Гольцы)
.3. Прогнозная схема формирование твердой фазы селей в Северном Прибайкалье 231
5.4. История развития селей в позднем плейстоцене и голоцене 239
Глава 6. Сейсмотектонический тип морфолитогенеза 238
6.1. Сейсмогенные деформации 238
6.1.1. Сейсмогенная структура Сарма (западное побережье Байкала) 238
6.1.2. Оползневые деформации на склоне в районе Танхойской
сейсмогенной структуры (южное Прибайкалье, хребет Хамар-Дабан) 247
6.1.3. Сейсмогенные деформации рыхлых отложений в районе г. Усолье-Сибирского 250
6.1.4. Сейсмогенные обвалы на склоне Северо-Муйского хребта (Северное Прибайкалье) 255
6.1.5. Интерпретация деформаций рыхлых отложений в сейсмически активных районах 257
Глава 7. Морфолитогенез сложного типа 266
7.1. Сейсмогенный обвал в пади Озерко (западное побережье Байкала, Приморский хребет) 266
7.2. Катастрофический селевой паводок, спровоцированный выплеском воды из озера Соболиное (хр. Хамар-Дабан) вследствии обвала 273
7.3. Формирование речных террас в условиях высокой сейсмичности (на примере р. Иркута, Торская впадина, юго-западный фланг Байкальской рифтовой зоны) 277
Заключение 282
Список литературы
- Хребет Хамар-Дабан
- Оползни в аллювиальных и техногенных отложениях
- Особенности формирования оврагов в весенний период
- Хронология прохождения селей в горных хребтах Прибайкалья по дендрохронологическим данным в сопоставлении с гидрометеорологическими событиями
Введение к работе
Актуальность исследования. История развития рельефообразующих процессов на юге Восточной Сибири от зарождения до формирования рельефа, динамика и периодичность образования в различных природных условиях, в том числе в местах активных дифференцированных неотектонических движений и высокой сейсмичности, все еще остается недостаточно изученной. Реконструкция различных типов морфолитогенеза на основе детального анализа разрезов отложений разного генезиса, последовательности и хронологии их накопления, развития форм в голоцене представляет собой важную задачу. Современную динамику рельефа автор понимает в формулировке, предложенной Ю.Г. Симоновым [2005]. Это комплекс процессов, которые создают, изменяют и преобразуют наблюдаемый рельеф как следствие реализации механизмов энергомассопереноса в ландшафтной сфере Земли.
Выявление специфических черт развития рельефообразующих процессов на локальном уровне способствует более полному восстановлению истории рельефа в региональном плане. Разработанные ранее общие региональные схемы развития речных долин юга Восточной Сибири нуждаются в детализации и установлении частных особенной их образования.
В общих и региональных работах по геологии,геоморфологии и палеогеографии голоцена анализу динамики рельефа уделяется недостаточное внимание, и это несмотря на то, что к указанному периоду относятся основные этапы освоения человеком ранее неизученных территорий.
Одной из важных задач является изучение рыхлых отложений, которые в условиях расчлененного рельефа выполняют защитную функцию, сдерживая выветривание скальных пород и разрушение рельефа. Кроме того, рыхлые породы служат субстратом для формирования почвенного покрова. Рыхлые отложения в ходе своего геологического развития и, соответственно, динамики и эволюции ландшафтов проходят длительный путь преобразований от глыбово-щебенистого субстрата до глинистого. Механизм разрушения рыхлых отложений и перемещения твердого вещества преимущественно с водными потоками в условиях горного рельефа включает комплекс рельефообразующих процессов и явлений. Климатические и сейсмические условия в сочетании с другими природными и техногенными факторами вызывают катастрофические рельефообразующие процессы: сели, оползни, обвалы, эрозию и др. Оценка устойчивости отложений к экзогенным и эндогенным воздействиям в различные временные периоды голоцена представляет одну из важных задач по оценке динамики рельефа и, как следствие, природных ландшафтов в целом.
Степень разработанности темы. Выделяется несколько этапов в изучении экзогенного рельефообразования на юге Восточной Сибири.
Первый этап связан со временем первичного накопление исторических сведений в летописях г. Иркутска о стихийных событиях, произошедших в XVIII–XIX вв.
Последующие этапы связаны с экономическим освоением территории Восточной Сибири.
Второй этап приурочен к строительству Кругобайкальской железной дороги (КБЖД) в конце XIX начале XX в. В процессе изысканий были получены первые данные о развитии экзогенных процессов. Проводились многочисленные научные экспедиции по изучению геолого-географических условий Прибайкалья, в которых принимали участие И. Мушкетов, А.В. Львов, М.М. Тетяев, Д.Л. Иванов, А.В. Вознесенский, В.А. Обручев, Е.В. Павловский и др.
Третий этап, связанный с проектированием и строительством гидроэлектростанций на р. Ангаре и изучением природы Забайкалья, начался в конце 40-х годов прошлого века. С 1948 г. на территории области проводила исследования Восточно-Сибирская экспедиция МГУ под руководством Н.Н. Колосовского в составе карстового отряда, возглавляемого Н.А. Гвоздецким, и геоморфологического отряда, возглавляемого С.С. Воскресенским. В это время были заложены научные основы изучения экзогенных процессов С.С. Воскресенским, Н.А. Гвоздецким, В.П. Солоненко, Ф.А. Никитенко, Г.Б. Пальшиным, Г.В. Ивановым, Б.В. Зоновым, О.Л. Рыбаком, В.И. Астраханцевым, М.Д. Будзом, Ю.Г. Симоновым, В.С. Хромовским, Ю.Б. Тржцинским, Н.И. Демьянович, В.И. Галкиным, Б.Ф. Лутом, Н.Н. Соколовым и др.
Четвертый этап наступил в конце 60-х начале 70-х гг. прошлого века, когда на территории Северного Прибайкалья началось проектирование и строительство Байкало-Амурской железнодорожной магистрали. На начальном этапе работы для проектных организаций выполняли сотрудники Проблемной лаборатории снежных лавин и селей географического факультета МГУ, в последующем специалисты различных академических институтов СО АН СССР, ВСЕГИНГЕО и ряда других. Большой вклад внесли А.М. Лехатинов, В.К. Лапердин, Д.Б. Базаров, А.С. Ендрихинский, В.П. Солоненко, Б.П. Агафонов, В.Н. Вардугин, Н.А. Володичева, В.Ф. Перов, Ю.В. Семёхин, А.И. Шеко, В.Б. Выркин и др.
Последние десятилетия можно охарактеризовать как период затяжного спада, когда невостребованными оказались многие научные направления, и исследования носят не массовый, а единичный характер. Несмотря на это, опубликованы работы Л.Н. Ивановского, Б.П. Агафонова, А.Б. Иметхенова, О.Н. Баженовой, Ю.В. Рыжова, Е.М. Любцовой и др.
Цель исследований - выявление особенностей развития элювиального, склонового, флювиального, селевого и тектонического морфолитогенеза на юге Восточной Сибири в зависимости от природных факторов для реконструкции истории развития рельефоообразующих процессов в голоцене.
Задачи исследований.
1. Разработать методические подходы для палеогеографической реконструкции
различных типов морфолитогенеза.
-
Установить роль природных (геологических, геоморфологических, сейсмических, климатических), антропогенных и техногенных факторов, определяющих интенсивность развития рельефообразующих процессов.
-
Получить абсолютный возраст периодов активизации опасных рельефообразующих процессов, накопления рыхлых отложений методами: календарными (исторические сведения и дендрохронология), изотопными (радиоуглеродный С), а также относительный возраст (геоморфологические методы).
4. Выявить динамику рельефообразующих процессов и связанных с ними этапов
формирования рыхлых отложений.
Объект исследования - юг Восточной Сибири, расположенный на территории Иркутской области, Республики Бурятия и Забайкальского края (рис. 1).
Предмет исследования. История развития различных типов морфолитогенеза на юге Восточной Сибири в голоцене.
Научная новизна заключается в новом подходе к получению информации о развитии элювиального, склонового, флювиального, селевого и тектонического морфолитогенеза в голоцене под воздействием климатического, геологического и в особенности сейсмического факторов.
Рис. 1. Схематическая карта района полевых исследований (юг Восточной Сибири). Районы изучения: 1 – речных долин, 2 – селеопасных бассейнов, 3 – крупнообломочных склоновых отложений. Участки полустационарных исследований опасных рельефообразующих процессов: 4 – крип, 5 – оползни, 6 – обвалы, 7 – курумы, 8 – овраги, 9 – лавины, 10 – следы сейсмогенных деформаций в рыхлых отложениях.
1. Рассмотрен склоновый тип морфолитогнеза и выявлены особенности развития
рельефообразующих процессов связанных с влиянием геолого-структурных особенностей,
термического режима и сейсмического воздействия. Исследованы последствия
экстремального проявления экзогенных процессов в природно-техногенных условиях ХХ в.
2. Выполнены различные палеореконструкции крупных природных событий
голоцена, связанных с разрушительными землетрясениями, на основании анализа которых
предложено рассматривать и сейсмотектонический тип морфолитогенеза.
3. Установлены циклы формирования низких террасовых уровней при флювиальном
морфолитогенезе, определяемые гидрологическими условиями, вследствие снижения
водности рек в голоцене.
4. Выявлена хронология прохождения селей в горах Прибайкалья по
дендрохронологическим данным в сопоставлении с гидрометеорологическими событиями,
отмеченными в летописях и научных публикациях с конца XVII в. по XX в.
5. Рассмотрено формирование аллювиально-пролювиальных отложений в зонах аккумуляции при залповых выбросах рыхлого материала (водонасыщенной минеральной массы) в процессе селевого морфолитогенеза.
Теоретическая значимость работы. Полученные материалы могут быть использованы при построении схем развития морфолитогенеза различных типов в голоцене. В научный оборот введено понятие сейсмотектонический тип морфолитогенеза.
Практическая значимость работы. Материалы и результаты исследований автора использовались при оценке опасности экзогенных процессов по трассе БАМа, при разработке рекомендаций по защите подземных кабельных линий связи от склоновых процессов, для рамочного ландшафтного планирования в масштабе 1 : 25000 г. Байкальска и его окрестностей, оценки современного состояния окружающей природной среды нефтегазовых месторождений на территории Иркутской области, при проектировании трассы газопровода Ковыктинское газоконденсатное месторождение – граница КНР, оценки развития опасных геологических процессов на участке трассы нефтепровода Восточная Сибирь – Тихий океан (г. Тайшет – г. Усть-Кут), оценке селевой опасности на объектах Байкальского ЦБК. На основе исследований селевых потоков в районе пос. Аршан Тункинского района Республики Бурятия получены материалы, которые могут быть использованы для разработки прогноза и мер по предупреждению селевой опасности при проектирования противоселевых мероприятий.
Методология и методы исследований. Историю развития рельефообразующих процессов и, как следствие, формирование рыхлых отложений в речных долинах в голоцене невозможно достоверно реконструировать, используя только отдельные методические подходы. Только их совокупность разрешает с достаточно высокой точностью оценить природные события и их возможные последствия, которые продолжаются до настоящего времени.
Решение проблем изучения развития рельефа может осуществляться разными путями. Классический подход к изучению форм рельефа в естественных условиях подразумевает исследование морфологии, вещественного состава геоморфологических объектов. Однако в таком случае временной интервал изучения динамики и периодичности прохождения каких-либо процессов ограничен сроком наблюдений. Стратиграфический метод изучения разрезов и применение абсолютного и относительного датирования расширяют временной диапазон исследований. Комплексная реконструкция природной среды позволяет более достоверно оценить климатические условия периодов формирования отложений террасовых уровней и охарактеризовать для этого времени режим реки. Наиболее сложно реконструировать историю развития долин в условиях высокой сейсмичности, тем не менее методические подходы при решении данной задачи также были найдены и реализованы. Они основывались на том, что при землетрясении следы сейсмического события могут в зависимости от его мощности проявляться за сотни километров от его эпицентра.
В Прибайкалье склоны осложнены многочисленными нарушениями (разломами, рвами, понижениями), образовавшимися при сильных землетрясениях. В дальнейшем отрицательные формы рельефа заполнялись рыхлыми осадками, сносимыми со склонов, образуя в разрезе слоистую структуру. Для обнаружения погребенных следов древних землетрясений и установления их возрастов применялся метод тренчинга (вскрытие предполагаемых сейсмогенных разломов траншеями). Датировав возраст осадков, можно проследить эволюцию склонов, изучить их палеогеодинамику и условия осадконакопления за определенный исторический период. В рыхлых отложениях своеобразно записывается и сохраняется информация о прошедших событиях, несущих неповторимые черты. Таким
образом, палеосейсмодислокации, выраженные в рельефе, являются своеобразными временными реперами [Макаров, 1997, 1999].
При реконструкции селевой деятельности в позднем плейстоцене и голоцене соискатель использовал несколько подходов, позволяющих не только идентифицировать селевые отложения, но и датировать время их образования. Для этого изучались различные стратиграфические разрезы рыхлых отложений в долинах рек (поперечные геологические профили), на конусах выноса и в местах развития сейсмогенных деформаций.
В горных районах сохраняются следы селевой деятельности, которая в разные периоды носила катастрофический характер. Информацию о годах прохождения селей можно получить по нескольким направлениям с помощью анализа дендрохронологических данных, исторических сведений, которые включают описание стихийных событиях, научной информации о селях (начало положено в 1924 г.).
Для восполнения знаний о прошлых, незафиксированных непосредственными наблюдениями селях автор применил особый прием с использованием методов дендрохронологического анализа, позволивший составить оригинальные карты распространения исследуемого процесса в виде своеобразных изогипс, оконтуривающих селевые ареалы разных лет, и заглянуть в прошлое селепроявлений почти на полтора столетия [Агафонов, 1982; Агафонов, 1996; Makarov, 1997].
Существует и другой путь – изучение флювиального морфолитогенеза по следам прохождения катастрофических явлений. Сложность данного варианта заключается в том, что геоморфологические последствия от экстремальных событий как природного, так и техногенного характера сохраняются в основном на протяжении от нескольких дней до нескольких недель за исключением редких случаев, к которым относятся крупные природные катастрофы. Спустя годы трудно, а подчас невозможно их реконструировать, так как следы тех или иных геоморфологических процессов быстро стираются на уровне микрорельефа.
Степень достоверности. В основу диссертации легли материалы полевых исследований, собранные соискателем с 1976 г. по 2015 г. на юге Восточной Сибири. В 1976– 1978 гг. исследовательские работы выполнялись по тематике Института земной коры СО АН СССР, в 1979–1989 гг. – Территориального центра управления междугородными связями и телевидением № 12 (ТЦУМС-12). С 1989 г. и по настоящее время в Институте географии им. В.Б. Сочавы СО РАН. В процессе полевых работ отбирались: образцы четвертичных пород нарушенной структуры для лабораторного исследования их свойств, спилы деревьев в местах развития склоновых и селевых процессов для установления годов их активизации, пробы погребенных почв и торфов на радиоуглеродный анализ для датирования природный событий голоцена. Определение возраста радиоуглеродным методом проводилось в лаборатории палеогеографии и геохронологии четвертичного периода факультета географии и геоэкологии Санкт-Петербургского государственного университета.
Автор являлся руководителем инициативных и издательских проектов РФФИ: 94-05-16408а "Опасные природные процессы Прибайкалья", 97-05-96495 "Анализ и оценка геоэкологического риска развития экзогенных процессов в Байкальском регионе", 98-05-78026 "Геоэкологический анализ территорий распространения природно-техногенных процессов в неоген-четвертичных отложениях Прибайкалья"; исполнителем в инициативных проектах РФФИ: 94-05-16407а "Пространственно-временной анализ динамики эрозионных процессов на юге Восточной Сибири", 13-05-00524А "Динамические фазы формирования озерных котловин Онон-Торейской равнины (Юго-Восточное Забайкалье)".
Апробация работы. Результаты исследований докладывались на Пленумах геоморфологической комиссии АН СССР и РАН, на Иркутском геоморфологическом семинаре (Чтения памяти Н.А. Флоренсова): "Генезис рельефа" (1995), "Морфология рельефа" (1999), "Рельеф и человек" (2004), "Земная поверхность, ярусный рельеф и скорость рельефоообразования" (2007), "Теория геоморфологии и ее приложение в региональных и глобальных исследованиях" (2010); на конференции "Прикладная геоморфология и неотектоника юга Восточной Сибири" (Иркутск, 1988), на Всесоюзной конференции "Развитие склонов тектонически активных орогенных областей и методы их изучения" (Ереван, 1990), на конференции "Оползни, обвалы и селевые потоки сейсмоактивных областей, их прогнозирование и защита" (Душанбе, 1990), на VI и IX Всероссийском совещании "Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований" (Новосибирск, 2009; Иркутск, 2015), на Всероссийском симпозиуме "Кайнозойский континентальный рифтогенез" (Иркутск, 2010), на VI и VII Щукинских чтениях (Москва, 2010, 2015), на Международной научной конференции "Дельты Евразии: происхождение, эволюция, экология и хозяйственное освоение" (Улан-Удэ, 2010), на Всероссийской научной конференции "Рельеф и экзогенные процессы гор" (Иркутск, 2011), на Всероссийской научной конференции "Процессы самоорганизации в эрозионно-русловых системах и динамике речных долин (Fluvial systems-2012)" (Томск, 2012), на Международной научной конференции "Региональный отклик окружающей среды на глобальные изменения в Северо-Восточной и Центральной Азии" (Иркутск, 2012), на Всероссийском совещании по современной геодинамике "Современная геодинамика Центральной Азии и опасные природные процессы: результаты исследований на количественной основе" (Иркутск, 2012), на Второй конференции "Селевые потоки: катастрофы, риск, прогноз, защита" (Москва, 2012) и др.
По теме диссертации автором опубликовано свыше 120 работ. Основное содержание диссертации отражено в 48 публикациях, в том числе 9 монографиях (из них семь – в соавторстве) 40 статей (из них 25 – в рецензируемых журналах).
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 7 глав, заключения, списка литературы и приложений. Объем рукописи 361 страница, в том числе 180 рисунков, 18 таблиц и 16 приложений, 355 использованных источника.
Хребет Хамар-Дабан
Классический подход к изучению форм рельефа в естественных условиях подразумевает исследование морфологии, вещественного состава и происхождение геоморфологических объектов.
Выяснение происхождения отдельных форм и элементов рельефа, а также их комплексов, возраста и истории развития, является одной из центральных задач геоморфологии и относсится к фундаментальным знаниям о рельефе [Симонов, 2005а].
Морфолитогенез – явление, при котором в пространстве и во времени одновременно протекают два взаимосвязанных процесса: морфогенез – образование внешнего облика (геометрической формы) неровностей земной поверхности и литогенез – образование осадка, который со временем превратится в горную породу [Симонов, 2005б].
В субаэральных условиях выделяются типы морфолитогенеза: элювиальный, склоновый, флювиальный, дельтовый, эоловый, биогенный, озерный, гляциальный, вулканический, криогенный, карстовый, выделенные Ю.Г. Симоновым [1999]. Селевой тип предложен Ю.В. Ефремовым [2014].
В работе рассматриваются следующие типы морфолитогенеза: элювиальный, склоновый, флювиальный и селевой. Автором предложен сейсмотектонический тип морфолитогенеза, который ранее не анализировался.
Элювиальный и склоновый типы морфолитогенеза. Проблема формирования склонов и склоновых отложений не потеряла до настоящего времени своей актуальности и относится к фундаментальным проблемам геоморфологии [Симонов, 1962, 1969, 1972, 2003; Воскресенский, 1971, 1999б и др.]. По мнению Ю.Г. Симонова [2003] к склоновым процессам следует относить явления, которые в иных обстановках не встречаются и создают рельефообразующий поток за счет неустойчивости грунтовых при превышении толкающей силы над силами трения. Ю.Г. Симонов [2005а] выделил три важнейших аспекта генетического анализа: 1) исследование вещества, принимающего участие в формировании рельефа, и прежде всего тех его физико-химических свойств, которые определяют текущие изменения неровностей земной поверхности; 2) исследование видов рельефообразующих потоков и причин их появления и перемещения; 3) исследование причин и механизмов изменения внешнего облика рельефа. Близкие к аспектам генетического анализа вопросы автор решал при изучении склонов с середины 70-х годов прошлого века, а именно: 1) склоновые отложения, особенности их формирования, показатели состава и свойств; 2) установление механизма смещения склонового чехла рыхлых отложений под воздействием природных факторов; 2) восстановление по разрезам рыхлых отложений физико-географической обстановки прошлого.
При интерпретации разрезов склоновых отложений возникают проблемы отнесения тех или иных горизонтов осадочных образований к генетическому типу. Однозначно дать генетическое название склонового чехла для исследованных участков горно-таежной зоны юга Восточной Сибири не представляется возможным, т.к. в нижней части разреза находится элювий состоящий в основном из продуктов преобразования горных пород [Шанцер, 1966], выше – рыхлые отложения, формирование которого происходило за счет поверхностного смыва, крипа (криогенного и сейсмогенного), обвально-осыпных и курумовых процессов, физического и химического выветривания. В целом склоновые отложения разделяются на зоны и горизонты. Для этих целей использована схема инженерно-геологического расчленения кор выветривания, разработанная Г.С. Золотаревым [1983], которая в той или иной мере позволяет расчленять склоновые отложения. Принципиально она делится на три зоны: I – верхняя "дисперсная", II – средняя обломочная и III – нижняя трещинная. Каждая зона в зависимости от характера выветривания пород, климата, залегания пород может подразделяться на несколько горизонтов. Для горных районов Прибайкалья не характерно развитие дисперсной зоны т.к. на поверхность выходят преимущественно магматические и метаморфические породы, устойчивые к выветриванию. При расчленении обломочной зоны в качестве основного показателя принимали гранулометрический состав заполнителя (суглинок, супесь, песок), который в большинстве случаев определяет поведение склоновых отложений. Изучение разрезов склоновых отложений возможно в откосах искусственных выработок линейных сооружений, при абразии берегов в местах выхода коренных пород и в горных выработках. Имеющиеся многочисленные материалы по инженерно-геологическим изысканиям содержат преимущественно схематическую информацию об общих тенденциях строения склоновых отложений. Разрезы в основном проходятся буровыми скважинами, керн рыхлых пород нарушенной структуры, поэтому детальность документации невысокая. Документировать склоновые отложения достаточно сложно, особенно обломочную зону, так как границы между горизонтами нечеткие и определяются в основном по заполнителю находящемуся между обломками.
Наиболее эффективно изучать склоновые отложения можно методом ключевых участков, когда проходятся горные выработки (шурфы) на склонах различных экспозиций в однотипных геологических условиях. Это позволяет отследить тенденции строения горизонтов: их наличие или отсутствие, мощность, физические свойства заполнителя и др.
На юге Восточной Сибири широко развита мерзлота различных типов. Ежегодно повторяется цикл промерзания и протаивания. Выявление особенностей воздействия мерзлоты на склоновые отложения и их поведение решается только путем организации режимных наблюдений. Такой подход позволяет выделить по определению Ю.Г. Симонова [2003] активный слой, где развиваются склоновые процессы. Активный слой в одной и той же точке не может быть одинаковым. При крипе смещается верхняя часть обломочной зоны, а при эндогенном воздействии (землетрясении) не только вся обломочная зона, но возможно и верхняя часть трещиноватой зоны.
Проблемам развития курумов в Восточной Сибири посвящены многочисленные работы [Симонов, 1972; Выркин, 1978; Тюрин, 1982 и др.]. В большинстве работ основными факторами формирования курумов являются климатические условия, наличие трещиноватых прочных скальных пород устойчивых к выветриванию, положительные тектонические движения образующие горный расчлененный рельеф. Исследования курумов проводились во многих точках земного шара, преимущественно в несейсмических районах, поэтому выводы для той рассматриваемой территории не вызывают сомнение. В сейсмически активной зоне они изучались в Южно-Муйском хребта на р. Витим [Тюрин, 1982], в Прибайкалье и Северном Забайкалье [Выркин, 1978]. В этих работах по курумам было рассмотрено их распространение, морфология, строение, образование и движение. На основе анализа материалов были сделаны выводы о решающей роли криоморфогенеза в процессе возникновения и развития курумов. На эндогенную природу возможного смещения курумового материала не обратили внимания.
Скорости смещения глыб курума были получены для Приморского хребта Ф.А. Никитенко [1950], Байкальского и Баргузинского – Б.П. Агафоновым [1975], хребта Хамар-Дабан – В.К. Лапердиным [1977]. Одним из самых трудных при изучении курумов остается вопрос о причинах, вызывающих их активизацию. В сейсмически активных районах смещение глыб курумов происходит во время землетрясений от небольших подвижек до катастрофических. Менее изученными в теоретическим плане являются вопросы формирования микрорельефа в горно-таежных зонах. Термин микрорельеф был введен в научный оборот русским ученым почвововедом и геоботаником Г.Н. Высоцким (1865-1940) [Большая советская энциклопедия, 1954]. Он не менялся за многие десятилетия и в настоящее время под ним подразумеваются мелкие формы рельефа, обычно не превышающие несколько метров. Образованы преимущественно экзогенными процессами и являются деталями более крупных форм рельефа (например, прирусловые валы и косы, степные блюдца и др.); иногда возникают в результате антропогенной деятельности [Большая российская энциклопедия, 2012]. Практически во всех энциклопедических изданиях используются одни и те же примеры и это несмотря на то, что в терминологических словарях-справочниках приводятся и другие [Тимофеев, 1978; 1983 и др.]. В англоязычной литературе термин микрорельеф повторяет в основном его советскую энциклопедическую версию [Толковый словарь …, 1978].
В горно-таежной зоне широко представлен микрорельеф природно-антропогенного происхождения: сейсмогенные деформации (трещины, рвы, уступы), сплывы, оползни, эрозия (линейная, плоскостная и др.), курумы, осыпи, обвальные конуса, эоловые формы, скальные останцы, тропы вытаптывания, следы корневого вывала деревьев, которые можно разделять по роли рельефообразующих факторов, продолжительности формирования, периода сохранности и методам возрастного датирования.
Рельефообразующие факторы делятся на постоянные (геологическое строение, геоморфологические), медленноизменяющиеся (климатические, геокриологические, гидрогеологические, биотические, почвообразующие) и быстроизменяющиеся (метеорологические, сейсмические, антропогенные и техногенные). Их значимость качественно можно оценить от высокого до низкого. Микрорельеф имеет различную продолжительность формирования от секунд до десятков тысяч лет. Этот временной диапазон характерен вообще и для других рельефообразующих процессов [Симонов. 2004]. Период их сохранности составляет от первых до десятков тысяч лет. Важной характеристикой является время образования микрорельефа.
Оползни в аллювиальных и техногенных отложениях
Наиболее интенсивно крип протекал на площадке 10, где на поверхность выступали глыбы (табл. 3.1). При промерзании и оттаивании часть глыб слегка меняла свое положения. Это приводило к возникновению напряжений в рыхлых породах, которое уменьшалось и исчезало при их смещении вниз. Величины криогенного крипа полученные разными способами близки (см. табл. 3.1), поэтому для долговременных наблюдений эффективно использовать способ нивелировки пучиномеров.
За двадцать лет наблюдений несколько раз зафиксировано смещение рыхлых пород на склонах в результате землетрясений, названное нами сейсмогенным крипом (см. табл. 3.1). Первое произошло во время 6–балльного землетрясения (К=14, М=5,5) 22 мая 1981 г., в южной части Байкала (район Большого Голоустное). На площадке 3 (см. рис. 2.2), расположенной в 117 км от эпицентра, отложения мощностью 1,6 м сместились вниз по отношению к подстилающим трещиноватым скальным породам на 30 мм. Нивелировка производилась относительно скального репера. Сила землетрясения в этом районе составила 4 балла [Материалы..., 1983]. По долине ручья Галанского отмечены единичные вывалы глыб из обнажений. При этом же землетрясении сдвинулся курум в 8 км южнее бухты Песчаной. К северу от нее активизировались обвальные процессы в прибрежной полосе склона [Агафонов и др., 1985]. На площадке 6, расположенной на трассе ЛЭП (см. рис. 2.2) в районе прижимного участка автодороги к востоку от г. Байкальска, на расстоянии 102 км от эпицентра того же землетрясения, отложения мощностью 2 м сместились вниз по склону на 79 мм (нивелировка произведена относительно грунтового репера). Следует заметить, что полученная величина сейсмогенного крипа приблизительная, так как грунтовый репер, расположенный в лесу в 50 м от наблюдаемого места, вероятно, также сместился, но на гораздо меньшую величину, чем пучиномеры площадки 6.
Величины смещения рыхлых склоновых отложений под воздействием различных факторов криогенный крип сейсмогенный крип измеренный по индукционным датчикам измеренный порезультатамнивелировок при землетрясениях: Второй случай смещения рыхлых отложений на склонах можно, по-видимому, отнести к воздействию землетрясения, происшедшего 24 ноября 1983 г. южнее острова Ольхон (К=12, М=4), хотя, по макросейсмическим данным, оно в Южном Прибайкалье (Мангутай, Култук), за 255 км от эпицентра, не ощущалось [Материалы ..., 1985]. Известно, что на склонах, сложенных скальными породами, происходит приращение сейсмической интенсивности по отношению к основанию в среднем на 1 балл [Зарубин, 1985], поэтому, можно предположить, что оно все же ощущалось на склоне. Смещение на площадке 3 установлено по результатам двух нивелировок, проведенных 21 июля 1983 г. и 29 мая 1984 г. За этот промежуток времени все 6 пучиномеров опустились вниз на 4 мм, что дало величину смещения 6,6 мм. Аналогичное движение отмечено и на площадке 10. За время наблюдений (с октября 1980 по июнь 1986 г.) все 6 пучиномеров площадки 3 опускались вниз только дважды. В эти же интервалы времени между нивелировками происходили упомянутые землетрясения, поэтому с ними можно связать подвижки рыхлых пород на склонах.
На площадке 16 (склон крутизной 33, абс. отм. 573 м) восемь марок были установлены на глыбах выступающих из рыхлых отложений. Измерения велись с 1984 г. За три года смещения глыб составили около 5,5 мм (т.е. 1,8 мм/год). С 1987 по 2000 г. на юге Прибайкалья произошло два сильных землетрясения в 1995 и 1999 г. За этот период рыхлые отложения сместились на 52 мм (на площадке 3 на 42 мм). Вычленить вклад каждого землетрясения не представляется возможным. Наиболее вероятно, что максимальное смещение отложений произошло 30 мая 1995 г., т. к. сейсмическая волна подошедшая к склону под тупым углом оказывает более разрушительное воздействие, чем прошедшая вдоль склона, как это было 25 февраля 1999 г. Отмечена следующая тенденция, чем больше масса глыб, тем на большую величину они сместились. Глыбы весом в десятки тонн сместились на расстояние в три раза большее, чем глыбы весом сотни килограмм.
Порядок цифр наших измерений вполне согласуется с данными А.В. Шварца [1982], полученными на склоне в долине р. Шинг (Зеравшанский хребет, район Тарорского месторождения). Там при землетрясении небольшой интенсивности (4 балла) в обломочно-оползневых накоплениях выявлены деформации в виде смещения реперов (до 140 мм).
При землетрясениях интенсивностью более 6 баллов во время смещения склоновых отложений возможен их разрыв. Например, при Среднебайкальском 9-ти балльном землетрясении 24 августа 1959 г. в 60 км от эпицентра на склоне Крутенной горы (пос. Холзаново, долина р. Итанца) образовались трещины длиной до 25 м и шириной от 1 до 5 см [Рустанович, 1961]. Сила землетрясения в этом районе составила 6 баллов, в тайге сильно раскачивались и даже ломались деревья [Солоненко, 1960]. Ориентировочно денудационный эффект на склоне от одного землетрясения можно оценить при сравнении объемов (см3) смещенных масс на склоне через сечение в 1 см при сейсмическом толчке и за период годового цикла. Для площадки 3 величина сейсмогенного крипа 480 см3/см; для Прибайкалья среднее значение крипа составляет 8,4 см3/см год [Агафонов, 1986]. Следовательно, денудационный эффект от сейсмического воздействия при одном землетрясении в 57 раз превосходит результат от других типов крипа за год.
Особенности формирования оврагов в весенний период
Среди песчаников ийской свиты выделяются кремнисто-кварцевые и кварцевые разновидности. Текстура их слоистая или массивная. Цемент преимущественно известковый, контактово-порового и базального типа. Для песчаников характерна косая слоистость – разнонаправленная, перекрывающаяся, взаимосрезающаяся.
Верхняя часть верхней подсвиты усть-кутской свиты сложена преимущественно песчаниками и алевролитами серого и зеленовато-серого цвета с прослоями зеленовато-серых и грязно-зеленых мергелей, аргиллитов, известняков. Среди песчаников выделяются полевошпат-кварцевые, кремнисто-кварцевые и карбонатно-кварцевые. Цемент кальцитовый, реже доломит-кальцитовый, базального и контактово-порового типа. Алевролиты по составу обломочной части и цемента аналогичны песчаникам. Мергели сложены пелитоморфным глинисто-карбонатным материалом и терригенной примесью (зерна кварца и полевого шпата). Аргиллиты состоят из пелитовой гидрослюдисто-глинистой основной массы, микрозернистого кальцита и терригенной примеси (зерна кварца, полевого шпата и халцедона). Среди известняков выделяются песчанистые, глинистые, водорослевые, оолитовые и афанитовые разновидности. Все они сложены мелко- и тонкозернистым кальцитом с примесью терригенного материала. Изученные оползни обследованы на двух участках.
Первый оползневой участок находится в районе горы Тюкахта имеющей абс. отм. 1258,5 м (см. рис. 3.9). В этом месте находится пологое возвышение эллипсовидной формы (длинная ось 1250, а короткая – 500 м). Крутизна склона до 7. По северо-западному периметру возвышения прослеживается уступ, где развиты оползни. Ниже его прямой склон крутизной 13. На северо-северо-западной окраине возвышенности оползневой процесс захватил полосу шириной 50 м. Ширина рвов достигает 2 м. Оползневые блоки запрокинуты в сторону склона, а их ширина от 2 до 8 м. Выделяется три цикла активизации оползневого процесса. От первого на склоне сохранились выступающие на 1 м блоки песчаника. От второго – серия блоков ниже уступа, смещенных друг относительно друга на высоту до 1 м. И при третьем, последнем этапе от скальных пород отделилось несколько блоков, которые сохранили вертикальную стенку отрыва. Последний оползневой ров находится на расстоянии 300 м от вершины горы. Его ширина 1 м и он почти полностью заполнен заполнен песчано-дресвяно-щебенисто-глыбовым материалом (см. рис. 3.9). В стенках рва наблюдается пластообразное залегание песчаника (слой 1). До глубины 90 см он разбит горизонтальными трещинами толщиной от 2 до 6 см, а ниже представлен монолитом. Ров заполнен щебенисто-дресвяными отложениями с включениями глыб, заполнитель песок (слой 3). Выше его залегает несколько слоев (4–6) представленные от дресвяно-щебенистых с песчаным заполнителем, до песчаных с включениями дресвы и щебня. Слой 2 сложен плитообразными глыбами песчаника, сползшими с оторвавшегося блока. Сверху (слой 7) ров перекрывает супесь с дресвой и щебнем. Следов активизации оползневой деятельности во рву не обнаружено.
Второй оползневой участок располагается на водоразделе рек Тюкахта и Нючакан. Пологое возвышение в форме “бумеранга” с абс. отм. 1219,4 м (см. рис. 3.9). Крутизна склона до 4. По южному периметру возвышения прослеживается уступ, где развиты оползни. Ниже его прямой склон крутизной 16. Оползневой процесс захватил полосу шириной 30 м. Ширина рвов достигает 3 м. Оползневые блоки наклонены вниз по склону, а их ширина от 3,4 до 5 м. В характере распространения оползневых блоков на склоне наблюдается периодичность активизации оползневого процесса. Подобно первому участку, здесь также выделяются три цикла его проявления. Последний оползневой ров прослеживается в 50 м от уплощённой вершины горы. Он полностью заполнен рыхлым материалом. Из-за высокой трещиноватости песчаников, для которых характерна различная ориентировка трещин, сформировались своеобразные формы оползневого рельефа. На рисунке 3.9 показано, как оползневой ров шириной 1 м перекрыт сверху плитчатыми глыбами песчаника, захваченными нижесползающим блоком с верхнего. Образовался тоннель длиной 6 м. На его дне 11 июля 1994 г. находился лед. В другом случае (см. рис. 3.9) из тел крупных блоков выдвинулись блоки меньших размеров, что обусловленно разнонаправленной трещиноватостью ийских песчаников. Во рву, под выдвинутым блоком, сформировалось небольшое озеро, глубиной 15-20 см и заполненное стоячей водой. Скорость смещения оползневых блоков была неравномерной. Одни блоки сползли вниз по склону дальше, чем другие, рядом расположенные.
Хронология прохождения селей в горных хребтах Прибайкалья по дендрохронологическим данным в сопоставлении с гидрометеорологическими событиями
Количественные наблюдения за скоростью склоновых процессов требуют длительного периода полевых стационарных исследований, обычно не менее 5 – 10 лет. При коротком цикле наблюдений трудно судить об истинных скоростях протекания этих процессов, и если они протекают медленно, то полученные результаты сопоставимы с ошибкой измерения. Избавиться от этих недостатков позволил следующий методический подход. Как известно, для защиты полотна железной дороги от обвалов и осыпей со склонов в их основании возводятся подпорно-улавливающие стенки. В пространстве между стенкой и обнажением аккумулируется весь поступающий рыхлый материал со склона. Определив объем материала, накопленного за время действия сооружения, и площадь поверхности склона, с которой этот материал удалялся, можно определить скорость денудации склонов, что мы и попытались сделать в районе Кругобайкальской железной дороги (КБЖД) [Перевозников, Макаров, 1993].
При использовании данного методического подхода наиболее сложным является выбор объекта исследования. Часто подпорно-улавливающие стенки расположены не по всей длине основания склона, и тогда часть рыхлого материала не улавливается. Необходимо подобрать такой склон, чтобы весь сносимый материал задерживался стенкой. Таким условиям удовлетворяли подпорно-улавливающие стенки на 102 и 96 км КБЖД. На 102 км подпорно-улавливающая стенка длиной 108 м построена в 1940 г. у основания склона, имеющего в плане треугольную форму. С западной стороны склон ограничен водоразделом с р. Мал. Шумиха, с восточной стороны естественной границей склона является лоток временного водотока. В поперечном сечении склон образует прямой профиль, подрезанный у основания железнодорожной полувыемкой; местами имеются отвесные стенки. Склон южной экспозиции слабо задернован, крутизной в среднем 30–35, сложен гранито-гнейсами шарыжалгайской серии нижнего архея, сверху перекрытыми маломощным чехлом рыхлых отложений (мощность 20–30 см) дресвяно-щебенисто-глыбового состава с супесчаным заполнителем.
Аналогичное строение имеет склон и на 96 км КБЖД, у основания которого расположена подпорно-улавливающая стенка длиной 174 м, построенная в 1906 и 1940 гг. (рис. 3.19). Для расчетов использовался ее западный отрезок длиной 125 м и постройки 1940 г., являющийся базисом аккумуляции элементарного склона, ограниченного естественными водоразделами.
Исходные данные для расчета величины денудации приведены в табл. 3.2. Для пород рыхлого сложения средняя скорость денудации за 1940–1990 гг. составила 0,218 и 0,293 мм/год. Вычленение из единого процесса денудации склона составляющих его разной интенсивности выполнено на примере склона 96 км. Здесь развиты следующие процессы: выветривание скальных пород (десквамация и выветривание интенсивно трещиноватых зон), попятная и плоскостная эрозия. Для оценки скорости выветривания скальных пород (десквамация) использовали данные, полученные в районе бухты Березовая на 100 км. Вблизи от разрушенной котельной находится глыба, на которой сохранилось изображение голубя и надпись За пакт мира! (рис. 3.20). По нашему мнению, лозунг связан с событием 23 августа 1939 г. – подписанием Пакта Молотова-Риббентропа о ненападении между СССР и Германией. Наиболее вероятная дата появления надписи – 1940 г. Глыба сложена катаклазированным мелкозернистым слабоокварцованным биотитовым гнейсом. Выветривание преимущественно проявляется в виде отслаивания и шелушения минеральных частиц. Наибольшая глубина разрушения породы в буквах П, М и И за 50 лет составила 5–7 мм. Следовательно, средняя скорость выветривания равняется 0,1–0,14 мм/год.
При выветривании скальных обнажений процесс разрушения пород протекает в иной форме, чем на глыбе. Обнажение на 85 км с надписью разбито многочисленными трещинами на отдельные блоки, часть из которых вывалилась (рис. 3.21). Судя по трещинам, повредившим надпись, в 1926 г. обнажение было монолитным. При разрушении глыб размер частиц обломочного материала определяется плотностью трещиноватости. В обнажении на 102 км она колеблется от 6 до 40 трещин на 1 п. м. При данной плотности скальные породы разрушаются с образованием преимущественно щебня и дресвы. В местах интенсивной трещиноватости скальных пород формируются обвально-осыпные конусы, состоящие из дресвяно-щебнисто-глыбового материала.
Наиболее интенсивно процесс денудации происходит в месте перегиба склона (перехода его из пологого в крутой), образованного искусственной подрезкой – полувыемкой. Здесь в толще маломощных рыхлых отложений образовался уступ высотой 0,4 м, отступающий вверх по склону (попятная эрозия). За 77 лет существования полувыемки (1913–1990 гг.) уступ отступил на 2 м, то есть средняя скорость его отступания составила 26 мм/год. На остальной части склона развит плоскостной смыв, протекающий со средней скоростью, 0,095 мм/год.
Вклад каждого из процессов в объем денудации, кроме десквамации, приблизительно одинаков (табл. 3.3). Выветривание в зонах интенсивной трещиноватости и попятная эрозия охватывают площадь 450 м2, или 2,5 % всей территории, однако на долю этих процессов приходится 68 % удаленной породы.
В процессе денудации склона пространство между подпорно-улавливающей стенкой и скальным обнажением заполняется рыхлыми отложениями, сносимыми вниз со склона. За 50 лет эксплуатации сооружений сформировалась толща техногенных отложений слоистого сложения. Типичный разрез отложений на 102 км приведен на рис. 3.22. Нижняя часть разреза (слои 3–7а) содержит большое количество углистого материала (крупинки несгоревшего угля и золы), выброшенного при сгорании угля из топок паровозов, а верхняя (слои 1–2) – преимущественно органику растительного происхождения. Кроме того, частицы угля обнаружены в отложениях на порталах и галереях, на полках подпорных стенок. На всем протяжении КБЖД четко прослеживается угольный техногенный горизонт, что дает основание считать его своеобразным репером, верхний возраст которого датируется 1957 г., когда прекратилось движение поездов на этом участке дороги в связи с заполнением водой Иркутского водохранилища. На основании расчетов, выполненных для отложений 102 км, установлено, что средняя скорость денудации в период с 1940 по 1957 гг. была в 2,5 раза выше, чем в период с 1957 по 1990 гг. (см. табл. 3.2).