Авторефераты по всем темам >>
Авторефераты по геологии-минералогии
Россыпеобразование в условиях гляциального морфогенеза Восточного Забай-калья
Автореферат докторской диссертации по геологии-минералогии
|
Страницы: | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | |
СКАЧАТЬ ОРИГИНАЛ ДОКУМЕНТА2. В перигляциальной области палеогеографическое значение деструктивных и аккумулятивных образований связано с эрозионной деятельностью приледни-ковых потоков и абразионным воздействием волн подпрудных водоемов, осунществляющих гидравлическое обогащение тяжелой фракцией аллювиальных и прибрежно-озерных отложений.
2.1.аа Скульптурные образования представлены эрозионными формами марги-
нальных потоков и стоковых вод подпрудных водоемов.
Ярусная долина - характерная форма рельефа областей древних оледенений. Её морфологическая выраженность колеблется в широких пределах - от слабонзаметных ложковых образований на склонах ледниковых долин до глубоких ущелий типа клямм. Исключительная информативность маргинальных каналов, выступающих в парагенетической связи с береговыми моренами, позволяет воснстановить ледовую картину конкретного ледника. Предельное развитие ярусной эрозии может привести к формированию эпигенетической долины.
Долина прорыва (спиллвей) - широко развитая форма рельефа. Основное отнличие от ярусной долины в том, что она закладывается по каналам сброса талых вод из подпруженных водоемов через субаэральные водоразделы в соседние синстемы стока. Являясь каналами стока, они способствуют восстановлению всей картины гидрографической системы, возникшей в результате заполнения опренделенной части отрицательных форм рельефа ледниками.
Абразионные формы ледниково-подпрудных водоемов позднего неоплейстонцена широко распространены в бассейнах Витима, Олекмы, Чары и Токко. Эфенмерность существования озер (в геологическом масштабе времени) определили их весьма слабую компенсацию рыхлыми осадками. Признаки, по которым можно восстановить уровни и размеры разновозрастных приледниковых водоенмов, связаны с процессами переработки берегов - пляжи, клифы, бенчи, абразинонные террасы.
2.2.аа Аккумулятивные образования перигляциальной зоны составляют нор-
мальный внефронтальный седиментационный ряд - прислоненные к дистальным
склонам конечных морен флювиогляциальные дельты; затем шлейфы зандровых
полей, формирующиеся в условиях затрудненного оттока талых вод; далее озер-
ные отложения приледниковых водоемов и, в конце концов, перигляциальные
аллювиальные накопления, террасированные последующей динамикой развития
долин. В палеогляциальных областях Забайкалья наибольшей палеогеографиче-
ской информативностью обладают нарушения этого ряда, приводящие к выпа-
дению одной или нескольких фациальных групп.
Довольно распространенными объектами, облегчающими реконструкции панлеогеографических обстановок четырех периодов глобального похолодания, явнляются аккумулятивные полосы вдоль линии переработки берегов подпрудных водоемов. Экзотическими, но соответствующими рангу прямых показателей, явнляются валуны айсбергового разноса с четкими признаками дождевания -дропстоны. Прямыми свидетельствами существования озер в межгорных впандинах являются авандельты, ныне представленные обширными песчаными маснсивами с крупномасштабной косой слоистостью, и осадки с типичной ленточной слоистостью. По абсолютной высоте тыловой закраины песков можно оценить уровень былого водоема.
|
Методически процесс составления палеогеографических карт основан на восстановлении позднейшего оледенения, как наиболее однозначно реставринруемого по выраженным в ренльефе комплексам аккумулянтивных и деструктивных обранзований прекрасной сохраннонсти. Затем оно как бы вычленянется и на оставшемся поле прондолжается воссоздание ситуанции следующего, более древненго, оледенения и так далее. В той же последовательности приводятся основные характенристики, определяющие развинтие оледенений и некоторые сведения об обстановке осад-конакопления в пери- и экстра-гляциальных зонах.
|
Сартанское оледенение (QIII4) обусловлено понижением климатической снеговой гранницы до альтитуды 195050 м на юге региона и 165050 м -на севере. На Байкало-Становом нагорье возникли крупные Кодарский и Удокан-ский центры (рис. 1).
Обширные ледниково-подпрудные озера заняли Чар-скую впадину (уровень 740 м) и бассейн Витима вверх от устья долины р. Сыгыкта (уровень 860 м), со стоком по спиллвею в верховье р. Нерча (Амурский округ стока). На юго-востоке два небольших центра приурончены к гольцу Сохондо и Ба-рун-Шебетуй.
Муруктинское оледенение (QIII2) возникло в результате понижения снеговой границы до альтитуды 175050 м на юге и 145050 м - на севере Забайнкалья. Центры оледенений охватили горные хребты, маснсивы и узлы восточной оконечности Байкало-Станового нагорья и осевую часть
Хэнтэй-Даурской зоны юга Забайкалья (рис. 2). Особо крупные ледниково-подпрудные озера заняли Чарскую впадину (уровень 1020 м), верховье Витима с Муйской впадиной (880 м) со стоком в р. Нерча, верховье Олекмы (уровень 680 м).
Тазовское оледенение (QII4) характеризуется понижением снеговой границы до альтитуды 150050 м на юге и 125050 м - на севере Забайкалья. Байкало-
|
|
Становое и Патомское нагорья оказались охвачены единым леднниковым покровом (рис. 3). На юго-западе оледенением охваченно все Даурское сводовое подня тие. Особо крупные ледниково-подпрудные озера заняли Чар-скую впадину (уровень 1020 м), верховье Витима с Муйской впандиной (900 м) со стоком в р. Нер-ча, верховье Олекмы (уровень 760 м) со стоком на восток в Амурский округ стока. В баснсейне Лены ледниково-подпрудное озеро имело уровень 3955 м, контролируемый понверхностью гляциолимнопленов супераквальных морен северных концов выводных ледников по долинам рек Чара, Токко и др. Самаровское оледенение (QII ) охватило практически все горные сооруженния Забайкалья (рис. 4). Альтитуда снеговой границы на юге составляла
1200100 м, а на севере -1100100 м. В Забайкалье и Принбайкалье установился озерный режим. Уровень Забайкальского палеоозера в начальном этапе понхолодания составлял 1020 м. Длинтельный стабилизированный уро-
вень - 880-900 м подчеркивается песчаными прибрежными накопнлениями мощностью до 100-150 м, контролирующими внешние гранницы покровного оледенения. Якутское море в бассейне Лены имело 500-метровый уровень. Оно предопределило формирование гляциолимнопленов - субакваль-ные конечные отложения выводнных ледников, представленные многометровыми толщами песков с плавающими валунами.
Таким образом, для Восточного Забайкалья и прилегающих территорий разработана генетическая классификация ледниковых и приледниковых форм рельефа, отражающая обстановку осадконакопления и позволяющая установить области распространения четырех неоплейстоценовых оледененний, их перигляциальных зон, оказавших определяющее влияние на рос-сыпеобразование.
Второе защищаемое положение рассматривается в главе 3 (Эндо- и экзоди-намика рельефа во второй половине неоплейстоцена). Рассматриваемые в диснсертации золотоносные россыпи приурочены к долинным отложениям второй половины неоплейстоцена (300 тыс. лет). В этот же период проявились четвернтичные оледенения, определившие гляциальный литодинамический поток, карндинально повлиявший на строение рыхлых отложений. Все это обусловило необходимость установления характера горообразования и эрозионно-денудационных процессов, влияющих как на формирование, так и на сохраннность россыпей. Основной целью определения темпов развития рельефа являетнся доказательство правомочности и необходимости использования современных топографических карт для целей палеогеографических реконструкций любых временных срезов в пределах позднего и среднего неоплейстоцена.
Эндодинамика рельефа устанавливается из анализа мощностей в разрезах кайнозойских впадин, а также по степени деформации датированных линейных аккумулятивных и деструктивных форм рельефа. В пределах Байкало-Станового нагорья, характеризующегося наибольшей неотектонической активностью, ананлиз мощностей неогеновых отложений указывает на среднюю скорость прогиба фундамента, равную 0,11 мм/год, а темпы воздымания хребтов Кодар и Удокан над базисной поверхностью за 30-35 млн лет (возраст базальтов в основании Удоканского плато) составляют 0,07 мм/год. Интерполяция этих данных на весь неотектонический этап с учетом двукратного ускорения вертикальных движений в плиоцен-четвертичное время позволяет восстановить динамику эндогенного преобразования рельефа начиная с олигоцена, т.е. за 38-39 млн лет (рис. 5).
2600 *Нм
Рис. 5. Накопление вертикальных деформаций земной коры центральной части Кодаро-Удоканской зоны в позднем кайнозое: Вертикальные движения: 1 - положительные (хребет Кодар); 2 - отрицательные (фундамент Чарской впадины); 3 - поверхность впандины до самаровского оледенения; 4 - базисная поверхность Витим-Олекминского междуречья; 5 - экзарационный срез рыхлого чехла в самаровское время; 6 - часть сренза, компенсированная послесамаровскими отложениями; 7 - дно озера байкальского типа; 8 - начало сводообразования (38 - 39 млн л.н.); 9 - начало прогиба свода (29 млн л.н.); 10 - начало седиментации (24 млн л.н.); 11 - полная компенсация озера. Темпы неотектонических движений: +0,07 и -0,11 мм/год - средние за поздний кайнозой; +0,14 и - 0,2 мм/год - в неоген-четвертичное время
Очевидно, что за последние 300 тыс. лет амплитуда положительных и отринцательных вертикальных движений активнейших необлоков земной коры не превышает 20-ти и 30-ти метров соответственно. Основные рельефообразующие элементы блоковой тектоники главных хребтов вытянуты по простиранию БРЗ. Они придают ступенчато-клавишный облик их мегасклонам. Неоплейстоценонвые ледники, продвигаясь от осевых частей хребтов к периферии, оставили четнкие гряды береговых морен, пересекающие поперек тектонические ступени и оконтуривающие их разломы. Время формирования наиболее оформленных гряд соответствует максимальной стадии каждого оледенения. Протяженные валы береговых морен охватывают большую часть мегасклонов хребтов от подножья до значительных высот (до палеофирновой границы). Фактически это нивелинровочные линии, оставленные самой природой. Повторные наблюдения на гранницах разновысотных блоков не выявили сбросовых деформаций гряд берегонвых морен. В Кодаро-Удоканской зоне выявлены только 3 пункта срывов морен высотой на 2; 20 и 50 м.
Природа этих нарушений - сейсмогенная и обусловлена не движением неотектонических блоков, а амплитудой поперечной сейсмической волны. Мнонгие сотни замеров в местах пересечений береговыми моренами тектонических уступов, включая и наблюдения вдоль Кодарского линеамента (вертикальная амплитуда за кайнозой 5 км), дали нулевые отсчеты. Таким образом, минимальнный временной шаг, при котором могут проявляться невидимые неотектонинческие движения, должен быть не менее 100 тыс. лет. Для менее активных блонков временной просвет превышает 100 тыс. лет (формирование муруктинских береговых морен 70-80, тазовских - 160-200 тыс. лет назад).
В бассейне Витима сдвоенная абразионно-аккумулятивная полоса прослежинвается поперек БРЗ практически непрерывной полосой от устья р. Сыгыкта (оз. Орон) вверх по долине, описывая горизонтальным уровнем в 860 и 880 м все разновысотные морфоструктуры без признаков разрывов и изменения высоты на их границах (рис. 1 , 2). Таким образом, и здесь за послемуруктинское время (70н80 тыс. лет) вертикальные движения в рельефе не проявились. На юге Забайканлья и Прибайкалья тыловые закраины песчаных массивов, контролирующие уровень Забайкальского подпрудного озера (рис. 4), не меняя высоты (максинмальный уровень - 1020 м, стабилизированный - 880-900 м) прослеживаются по долинам рек Селенга, Уда, Хилок, Чикой, Ингода, Онон, Оленгуй и др. доказынвая неизменность сложившейся орографии и за 300 тыс. лет.
Экзодинамика рельефа в Забайкалье находит свое выражение в эрозионном расчленении положительных морфоструктур, денудационном выравнивании горных сооружений сверху и сбоку, а также аккумуляцией продуктов сноса в отрицательных элементах рельефа. Оценка темпов эрозионно-денудационного преобразования рельефа базируется на определении объема влекомого и взвеншенного твердого стока магистральных рек и анализа степени изменения датинрованных аккумулятивных и деструктивных образований, приуроченных к разнличным элементам рельефа.
В пределах Байкальского округа стока рек Восточного Забайкалья задолго до рассматриваемого промежутка времени возникла ситуация, позволяющая взгляннуть на проблему экзодинамики рельефа с совершенно иных позиций. Уникальнность заключается в наличии аккумулятивной ловушки (оз. Байкал) на Селеннга-Ангарском направлении влекомого и взвешенного стока терригенного матенриала, образующегося в процессе формирования рельефа. Отлавливаемый в озерной ванне материал твердого стока идет на строительство дельты р. Селенга. Современная морфология авандельты позволяет утверждать, что она формиронвалась в бассейне глубиной не менее 1600 м. Строение ее, выявленное по пронфилям Истокских скважин, отвечает не горизонтальному, а наклонно-латеральному наслоению осадков, что отвечает глубоководной фазе осадкона-копления (Дмитриев, Колокольцева, 1970; Самсонов, Пономарева, 1970). Такое состояние седиментационных условий в изученной трехкилометровой толще наблюдалось с позднего олигоцена (возраст пород в основании дельты). Все это свидетельствует о том, что сквозного транзита твердого стока в Ангару за понследние 30-33 млн. лет не существовало, а взвешенный и влекомый материал отнлагался в акватории озера. Если форму дельты представить как параллелепипед со сторонами 60х60 км и высотой (мощностью) 6 км, то ее объем составит 21600
3а 2
км . Зная, что площадь бассейна р. Селенга 440 тыс. км , средний денудационнный срез за 30 млн. лет составит 49 м. Её сотая часть отвечает величине денуданционного среза в последние 300 тыс. лет и равна 0,49 м.
Можно оценить величину денудационного среза пород бассейна Селенги иным способом. Среднегодовой сток наносов по Селенге 2300 тыс. т или 574 тыс. м3/год (Власова, 1970). При условии его постоянства в неоплейстоцене за
9аа 3
300 тыс. лет объем снесенного материала составит 172,2х109 м3. Таким образом, на водосборной площади Селенги в 440 тыс. км2 величина денудационного среза составит 0,4 м. Среднегодовой водный сток в устье Селенги (разъезд Мостовой) равен 28, 27 км3/год, что обеспечивает общий сток вещества в растворе в 8,56 км3/год (Вотинцев, 1970). Это приводит к понижению бассейна Селенги за счет химической денудации на 2,1 мм за 1 тыс. лет. За 300 тыс. лет вынос компоненнтов горных пород в растворе привел к понижению территории в среднем на 0,63 м. Суммарная величина денудационного среза Селенгинского бассейна за раснсматриваемый промежуток времени не превышает 1,1 м. Нет оснований считать, что в бассейнах других округов стока Забайкалья эрозионно-денудационный процесс проистекал в иных условиях и его параметры имели существенные отнличия. Если даже удвоить объем дельты Селенги, учитывая волновое, тиксо-тропное, оползневое и потоковое (турбидное) расползание мелкодисперсного терригенного материала по дну озера, оставив в запасе объем разуплотнения при разрушении коренных пород (пористость рыхлых не менее 30 %), то срез за счет физической и химической денудации увеличится в два раза, что также представнляет собой весьма скромную величину.
О характере и параметрах денудационного среза рельефа сверху в последнние 300 тыс. лет свидетельствуют эрратические валуны и пятна морен, оставнленные в вершинном поясе горных сооружений ледниками тазовского и сама-ровского оледенений. Наличие их в пределах водораздельных каменных монрей, указывающих на максимальные (из всех денудационных процессов) скоронсти криопланации, позволяет утверждать о крайне незначительном срезе свернху, практически не затронувшем сложившийся коренной рельеф. Выравниваннию сбоку с параллельным отступанием склонов препятствуют следы экзанраций на крутых коренных бортах трогов и береговые морены сартанского, му-руктинского и тазовского оледенений, сохранившиеся на склонах ледниковых долин крутизной менее угла естественного откоса (30-35). Очевидно, что панраллельное отступание склона долин за этот промежуток времени не затронуло коренной субстрат и весьма слабо коснулось рыхлого чехла.
Экзогенное и эндогенное преобразование рельефа за вторую половину неноплейстоцена столь незначительно, а величина денудационного воздействия настолько мала, что они не находят своего выражения в особенностях строения рельефа. Только на участках каровых и троговых преобразований, а также в менстах аккумуляции моренного материала, высоких надпойменных террас, терра-соувалов и рельефообразующих песков отмечаются изменения в характере понверхности рельефа, учет которых при известных параметрах этих образований не представляет сложности.
Таким образом, установлено весьма малое экзогенное и эндогенное пренобразование земной поверхности во второй половине неоплейстоцена, обеснпечивающее удовлетворительную сохранность россыпесодержащих участнков долин, что позволяет эффективное использование современных средне-масштабных топографических карт для плановых и объемных палеогеонграфических реконструкций ледников и приледниковых озер.
Третье защищаемое положение рассматривается в главе 5 (Золотоносность области ледникового морфогенеза) и в главе 6 (Критерии прогнозирования золо-тороссыпных объектов).
Формирование россыпей, оторванных от коренных источников, обусловлено динамикой ледниковой деятельности, определяющей только ей присущую связь золотоносных россыпей с коренными источниками. Подавляющая масса работ по россыпному золоту посвящена изучению закономерностей, подтверждающих формирование россыпей единого ряда: коренной источник Ч элювиальная Ч делювиальная Ч ложковая (пролювиальная) Ч аллювиальная россыпь. Немало внимания исследователи обращали на процессы и явления, частично или полнонстью нарушающие последовательность и динамику этого ряда. Одним из слабо изученных факторов, влияющих на формирование россыпи, да и на всю толщу рыхлых образований, являются оледенения.
|
Страницы: | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | |
Авторефераты по всем темам >>
Авторефераты по геологии-минералогии