Морфоцикл формування пізньомезозойської структурної основи рельєфу та пізньокрейдо-палеогенової поверхні вирівнювання

ПОЗДНЯЯ ЮРА – РАННИЙ МЕЛ

В настоящее время достаточно признанным является тот факт, что главные макроформы рельефа, составляющие основу сов­ременного орографического плана Восточного Забайкалья, имеют позднемезозойское заложение [[Зорин, 1967; Уфимцев, Сизиков, 1974; и др.] . Они представлены сводовыми горными сооружени­ями, соответствующими в тектоническом строении горст-антикли­нальным структурам или антиклинориям, а также межгорными по­нижениями, унаследовавшими контуры грабен-синклинальных впадин. Формирование этих структур связано с замыканием геосинкли­нальных прогибов и активизацией тектонических движений и маг­матогенных процессов в завершающую фазу мезозойского тектоно-магматического цикла на рубеже поздней юры и раннего мела. Этот вывод имеет особое значение с позиции теории геоморфоло­гических циклов, так как позволяет выделить рассматриваемый период в качестве первой орогенной стадии в развитии современ­ного рельефа Восточного Забайкалья и тем самым логически обос­новать нижнюю границу временного интервала исследований. В прикладном отношении анализ позднемезозойского этапа развития рельефа позволяет более полно и объективно выявить палеогеомор­фологические условия начальных эпох россыпеобразования, начи­ная непосредственно с момента выведения на дневную поверхность очагов мезозойской эндогенной минерализации, с разрушением ко­торых связано формирование всех известных месторождений рос­сыпного металла исследуемой территории. Таким образом, в рам­ках геологического времени от позднего мезозоя и включая весь кайнозойтеоретические вопросы изучения истории развития релье­фа тесно переплетаются с задачами поисковой геоморфологии, что существенно увеличивает практическую значимость проводимых исследований.

Основная причина позднемезозойской структурной дифферен­циации Восточного Забайкалья – внедрение крупных многофазных интрузий преимущественно гранитоидного состава в верхние слои земной коры. Это привело к возникновению сводовоглыбовых структур различного таксономического ранга. К характерным при­мерам подобных макроформ рельефа можно отнести области Даур­ского, Олекмо-Станового, Ундино-Газимурского сводовых подня­тий [Томсон, Кочнева, 1969; Зорин, 1971]. Разделяющие эти своды участки земной коры соответствуют зонам тектонических прогибов (рис. 1). Границами выделяемых структур в большин­стве случаев являются зоны глубинных разломов (линеаменты) и их боковые ветви. Из линеаментов северо-восточного направления наибольшее морфоструктурное значение имеют Монголо-Охот­ский краевой шов, Борщовочный разлом и другие крупные нару­шения земной коры. Секущими по отношению к ним выступают тектонические элементы северо-западного простирания, подобные Дарасуно-Кличкинской сквозной структуре [Кочнева, 1972] . В плане эти нарушения ограничивают мозаично расположенные бло­ки земной коры, характеризующиеся различными литолого-петро­графическим составом, степенью магматической насыщенности, а отсюда и своеобразием металлогенической специализации.

Карта-схема морфоструктурного районирования Восточного Забайкалья

По результатам геофизических исследований Ю.А.Зорина (1971), сводовые сооружения Восточного Забайкалья в резуль­тате насыщенности интрузиями кислых гранитоидов имеют несколько большую мощность земной коры (на 1,5—2км), чем тре­буется по условиям изостазии. Поэтому эти структуры испыты­вают слабое воздымание в соответствии с направлением сил, стремящихся привести блоки земной коры в состояние равнове­сия. В противоположность поднятиям в зонах относительных опус­каний распространены более плотные вулканогенно-осадочные по­роды, вследствие чего они находятся в состоянии, близком к изо­статическому равновесию; в тектоническом отношении они более стабильны. Такое развитие позволяет рассматривать межгорные понижения в качестве зон длительной аккумуляции отложений, в которых, в свою очередь, заключена обширная информация об ис­тории развития коррелятного рельефа. Расшифровка этой информа­ции тем более важна, что в современном рельефе многие детали позднемезозойской поверхности не сохранились. Если с опреде­ленной долей уверенности выделять крупные структурные элемен­ты рельефа этого времени, то реально судить о морфоскупьптуре и динамике рельефообразующих процессов можно только с помо­щью морфофациальных (морфолитогенетических) приемов исследо­вания одновозрастных осадков.

Мощность и литолого-фациальный состав позднемезозойских осадков во многом определяется особенностями тектонического строения и развития конседиментационных структур. В грабен-синклинальных впадинах, расположенных по периферии Восточно-Забайкальского сводового поднятия, Ю.П. Писцов (1966) мезозой­ские отложения объединяет в березовскую серию, которая с рез­ким угловым несогласием залегает на эффузивно-осадочных поро­дах шадоронекой свиты позднеюрского возраста и перекрывается чехлом кайнозойских образований.

В составе березовской серии выделяются (снизу вверх):

1) тургинская свита, представленная монотонной тощей тон­ко переслаивающихся горизонтаньно-слоистых алевролепитовых осадков, накапливающихся в крупных сравнительно глубоких озер­ных бассейнах. Ближе к бортам впадин озерные фации замещают­ся грубообломочными породами гравитационного происхождения Мощность 300-1000 м;

2) кутинская свита включает песчано-конгломератовые про­слои аллювиальных отложений с некоторым утонением грануло­метрического состава к кровле. В верхних горизонтах наблюда­ются мощные пласты бурых углей. В Харанорекой, Приаргунской и Шипка-Арбагарской впадинах угленосные толщи кутинской сви­ты имеют промышленное значение. Мощность 300-1200 м;

3) аргунская свита характеризуется широким развитием мощных силлов и даек андезито-базальтов, прорывающих горизон­тально залегающие озерно-аллювиальные толщи алевритов и пес­чаников. Мощность 20-250 м;

4) замыкает комплекс позднемезозойских осадков шилкинска свита, представленная валунно-галечными конгломератами и кон­гломерато-брекчиями аллювиального и гравитационного происхож­дения. Мощность 200-1200 м.

Во впадинах синклинального типа (с подчиненным развити­ем разломной тектоники) в центральной и северо-восточной час­тях Восточного-Забайкальского свода позднемезозойские отложе­ния представлены усть-карской свитой мощностью до 1500 м. Ее отложения накапливались в основном в условиях мелководных озерных бассейнов и состоят преимущественно из разнообразных по размеру и окатанности песчано-галечных фракций. В верхах свиты наблюдаются интрузии гранитоидов. В Усть-Карской и Ундино-Даинской впадинах породы усть-карской свиты перекрываются осадками шилкинской свиты. Возраст рассматриваемых отложений по палинологическим данным и определениям малакофауны, как указывает Ю. П. Писцов (1966), имеет интервал от поздней юры до второй половины раннего мела.

В качестве конкретного примера, иллюстрирующего структур­ные особенности позднемезозойских впадин, предлагается рассмот­реть строение Шилка-Арбагарской впадины.

В тектоническом отношении эта впадина представляет собой грабенообразную структуру с элементами синклинального залега­ния осадочных пластов фундамента. В поперечном разрезе впади­на резко асимметрична. Если южный борт ее крутой и совпадает с крупным разломным нарушением северо-восточного простирания, то по северному борту нижнемеловые породы, подстилаемые эффу­зивными и туфогенными породами верхней юры, имеют пологое падение (15-20 ) к центру депрессии. Вдоль длинной оси в про­филе впадины наблюдаются участки относительного погружения в виде изолированных мульд, сложенных верхней (угленосной) сви­той раннемелового возраста и разделенных участками поднятий. Такие мелкоблоковые структуры в определенной степени отража­ют морфологию фундамента впадины. Строение днища впадины, в свою очередь, весьма неоднородно. Его рельеф определяется со­четанием взаимопересекающихся систем разрывных нарушений, часть из которых сопровождается лавовыми излияниями. Кроме того, структура впадины осложняется на некоторых участках неоднородностью литологического состава пород, слагающих ее ос­нование.

В контурах многих впадин, как было отмечено выше, выяв­лены крупные месторождения бурых углей, имеющих промышлен­ное значение. Это обстоятельство в значительной степени облег­чает изучение стратиграфии позднемезозойских отложений. По ре­зультатам разведочного бурения и эксплуатации Арбагарского буроугольного месторождения разрез впадины можно представить в следующем виде.

1. В основании меловых отложений впадины залегают конг­ломераты, плотно сцементированные алевролетами и карбонатами. Обломочный материал состоит из средне- и крупноразмерных га­лек кварца, гранита, эффузивов и туфогенных пород. Окатанность материала различная, наряду с угловатыми обломками встречают­ся хорошо окатанные гальки уплощенной формы. Цвет отложений красновато-бурый и серый. Конгломераты довольно часто пере­слаиваются с алевролитами и песчаниками. Текстура этих осад­ков косослоистая субгоризонтальная. В сухом состоянии слойки алевролитов легко отделяются друг от друга по плоскостям на­слоения. Мощность нижнего горизонта достигает 200-250 м.

2. Стратиграфически выше залегает 500-метровая толща алевролитов, переслаивающаяся в низах с прослоями (5-30 см) мелкозернистых песчаников. Алевролитплохо сортированный со следами неясной слоистости. Вся толща окрашена в монотонный серый цвет, нижние участки переслаивания алевролитов с песча­никами имеют зебровидную окраску – темные разности чередуют­ся с более светлыми.

3. Алевролитовый горизонт перекрывается гравелитами, пе­реходящими выше в светло-серые песчаники. Кластический мате­риал представлен зернами кварца, полевых шпатов, эффузивов и метаморфических сланцев. Мелкозернистые песчаники часто обога­щены слюдой и сцементированы глинистым и карбонатно-глинистым материалом. В верхних слоях встречаются линзы и пропластки углей и углистых сланцев. Мощность этого горизонта до 400 м.

4. На базальных песчано-конгломератовых толщах с размы­вом залегают отложения продуктивной свиты, занимающие цент­ральную, наиболее опущенную часть Арбагарской впадины. Она по своему строению неоднородна и разделяется на три горизонта. Нижний угленосный горизонт состоит из переслаивающихся песча­ников, алевролитов, аргиллитов и двух пластов угля промышлен­ной мощности. Небольшие линзы угля и остатки детрита рассея­ны среди песчано-глинистых осадков. Мощность горизонта 25-30 м. В промежуточном горизонте преобладают алевролиты, включаю­щие отдельные линзы и прослои песчаников. Его мощность дости­гает 190-200 м. В окраске то ищи преобладают серые оттенки. Верхний угленосный горизонт характеризуется наличием косослоистых песчаников и значительной угленосностью. Песчаники пе­реслаиваются с алевролитами и аргиллитами. Наклон слойков в верхах разреза достигает 30 . Судя по наличию косослоистой текстуры и хорошей сортированности обломочного материала, эти отложения накапливались в условиях более динамичных водных потоков.

По данным Г.Г.Мартинсона (1961), геологический возраст всей продуктивной свиты Арбагаро-Холбонского угольного место­рождения несомненно раннемеловой. Здесь встречаются разнооб­разные формы типично раннемеловой малакофауны Забайкалья. Достаточно отметить такие виды, как Limnocyrena altiformis, L. tani, Valvataturgensis и Bithynia leach. Фло­pa представлена в этих углях Onychiopsis elongatus, Os­munda, Lycopodium, Salvinia и другими формами, что, по мнению Н.С. Сахновой и А.А. Сиротенко, указывает на раннемело­вой возраст угленосной толщи Арбагара.

Угли формировались в основном за счет гумификации хвой­ных и саговниковых растений. Климат эпохи углеобразования ха­рактеризовался повышенной влажностью и высокими среднегодо­выми температурами. Об этом же свидетельствует сероцветная окраска угленосных пород, которая, по мнению Л. Б. Рухине (1959), типична для влажных условий осадкообразования.

По периферии впадины в ее разрезе доминируют грубообломочные псефитовые отложения. Один из дорожных карьеров на во­доразделе падей Ключевая и Го жалка вскрывает:

Мощность, м

1. Почвенно-растительный слой 0,15

2. Светло-серые разноразмерные галечниковые конгломераты несортированные. Галь­ка различной формы с преобладанием хо­рошо окатанных разностей, часто со сле­дами механических повреждений. Заполни­тель – песчано-гравийный материал, сцемен­тированный глиной 0,9

3. Конгломерато-брекчии желтовато-буро го, коричневого цвета, состоящие из средне- и крупноразмерных галек, мелких валунов и остроугольных обломков. Грубообломочный материал сильно выветрелый и легко режется лопаткой, Цемент песчано-глинис­тый несортированный. В кровле конгломе­рато-брекчии в результате выветривания пре­вращены в рыхлый песчано-глинистый мате­риал. Встречаются гальки, вдавленные из верх­него слоя 3,5

4. Интенсивно дислоцированные и выветрелые сланцы, аргиллиты, инъецированные кварце­выми прожилками 0,5

Близкие по литологическому составу отложения вскрывают­ся и вдоль северо-западного борта впадины. Отличительные осо­бенности этих отложений, по Ю.П. Писцову (1968), следующие: изменчивость пород по разрезу при относительной их выдержан­ности по латерали; широкое развитие различных видов слоисто­сти мелководья в сочетании со следами усыхания и местных раз­мывов и, наконец, относительно крепкая цементация обломочных пород карбонатным, хлоритовым и реже кремнистым материалом, появление которого, вероятнее всего, связано с вулканической деятельностью завершающей фазы позднемезозойского горообразо­вания.

Ближе к бортам впадины рассматриваемые отложения фациально замещаются грубообломочными образованиями аллювиально-пролювиального и гравитационного происхождения. При этом ал­лювиальные осадки трансгрессивно перекрывают озерные отложения.

Таким образом, как по разрезу, так и по латерали в строе­нии впадины наблюдается отчетливая закономерная смена в лито­логии выполняющих ее осадков. Судя по результатам литолого-фациального анализа, основная масса позднемезозойских отложе­ний впадины накапливалась в бассейне открытого типа, в котором последовательно осаждались конгломераты, затем песчаники и алевролиты. Процесс седиментации происходил на фоне затухания тектонической активности и постепенной денудации горного обрам­ления. Об этом же свидетельствует приуроченность угленосных пород к верхам разрезов.

Ранне меловые угленосные отложения протягиваются и далее на восток, северо-восток вдоль долин рек Шилки, Куэнги, в рай­он с. Старое Олово. В Зюльзинской депрессии базальные конгло­мераты залегают на размытой поверхности древнего кристалли­ческого субстрата. Они в свою очередь, перекрываются туфогенно-осадочными и песчано-глинистыми отложениями. Верхнюю часть разреза впадины слагает угленосная толща, состоящая из алевролитов и песчаников с пластами угля. Общая мощность от­ложений до 500 -600 м [Мартинсон, 1961] .

В инверсионных впадинах, расположенных в непосредствен­ной близости от осевых частей сводов и горст-антиклинальных структур, в составе вмещающих отложений характерно преоблада­ние псефитовых фракций. Примером подобной структуры является Урульгинская впадина, расположенная в бассейне одноименного правого притока р. Шилки. В плане рассматриваемая структура имеет ромбовидные очертания и ориентирована длинной осью в северо-восточном направлении, с юго-востока она ограничена Бор­щовочным хребтом, а с северо-запада Теленгуйским поднятием.

Базальные горизонты отложений с размывом залегают на сланцах и мраморизованных известняках кулиндинской свиты и интрузивных комплексах позднеюрского возраста. Последнее в со­четании с данными палинологических анализов и определений фау­ны позволяет датировать их ранним мелом [Сиротенко, 1961; Мартинсон, 1955; Писцов, 1968; и др.] . Мощность отложений в результате инверсии впадины незначительна и не превышает 130-150м [Файзуллин и др., 1968] .

В разрезе толщи преобладают главным образом средне- и крупногалечные валуносодержащие конгломераты с прослоями до 0,2-0,4 м мелкогалечных и щебенистых разностей. Валуны име­ют самые различные формы и размеры (в среднем 0,25-0,75 м). Гальки чаще всего округлые, неправильные, изредка встречаются плоские вытянутые окатыши сланцев. Доля неокатанного материа­ла составляет от 30 до 80%, достигая максимальных значений в краевых участках впадин. Довольно часто в составе отложений встречаются выветрелые гальки, принадлежащие в основном мраморизованным известнякам, сланцам и другим легко разрушаю­щимся породам. На поверхности более прочных обломков отмеча­ются следы значительных механических повреждений в виде ямок, царапин, отколов.

Заполнителем конгломератов служит средне— и крупнозернис­тый песчаник и алевролит, содержащий значительное количество мелкообломочного неокатанного материала. Пелитовая фракция за­полнителя представлена ферригаллуазитом и монтмориллонитом. Внутрислоевая текстура преимущественно беспорядочная, реже не-яснослоистая и флюидальная (облекающая).

В окраске этих отложений преобладают бурые, красновато-бурые и серые тона. Для конгломератов с карбонатным цементом характерны светло-серые оттенки, а для отложений с железистой и глинистой цементацией соответственно красноватые и бурые тона. Морфофациальный анализ этих отложений позволяет восста­новить в определенной степени облик коррелятного рельефа и ха­рактер процессов рельефообразования той эпохи. По особенностям литологического состава и фациальной принадлежности они близ­ки к внутриконтинентальным молласоидным формациям [Попов, 1966; Рухин, 1969] . Образование подобных осадков связано с резкой дифференциацией рельефа, возникновением горст-антиклинальных хребтов и обрамляющих их предгорных опусканий, в кото­рые сносились продукты разрушения с более высоких гипсометри­ческих уровней.

Анализируя пространственное распределение верхнемезозой­ских отложений, можно отметить определенную зональность в их размещении. Так, наиболее грубые осадки располагаются в крае­вой зоне впадин, примыкающих к приразломным бортам, а более тонкоразмерные отложения характерны для центральных, более удаленных от горных массивов, частей депрессии. На процесс осадконакопления значительное влияние оказали тектонические движения, во многом предопределившие характер седиментации, поэтому строго зональной дифференциации здесь не наблюдается.

По генетическим типам ведущее место в составе отложений принадлежит аллювиально-пролювиальным осадкам и образовани­ям склонового ряда. Их накопление происходило в основном по пе­риферии горных поднятий, где существовали благоприятные усло­вия для формирования конусов выноса временных и постоянных водотоков. По мере увеличения объема вынесенных осадков кону­сы выноса сливались с коллювиальными образованиями в единые предгорные шлейфы, и постепенно заполняли верхнемезо­зойские впадины. Наличие разнообразного как по степени окатанности, так и по размерам обломочного материала в составе тол­щи свидетельствует о значительной скорости водных потоков.

Соответствие петрографического состава отложений с поро­дами горного обрамления (табл. 1) указывает на незначительный их транзит. Большая часть неокатанного и слабоокатанного ма­териала в составе отложений обязана своим происхождением так­же селевым потокам.

С ними же связывается и значительная глинистость цемен­та конгломератов и брекчий. Значительную роль в возникновении брекчированных пород сыграли и процессы гравитационного рель­ефообразования, обусловленные резкими перепадами высот в приразломных бортах впадин.

Анализируя литолого-фациальные особенности позднемезозой­ских отложений, их распространение, можно наметить контуры кор­релятного палеорельефа и выяснить геоморфологические условия осадконакопления. Судя по этим данным, накопление отложений происходило в условиях расчлененного рельефа с резкими перепа­дами высот в зонах сочленения морфоструктур с различными амплитудами тектонических перемещений. Наиболее круп­ными положительными фор­мами рельефа в позднем ме­зозое являлись Даурское и Восточно-Забайкальское сво­довые поднятия и область Олекминского Становика. С этих же районов осущест­влялся снос рыхлого матери­ала. Палеоморфоструктурная карта-схема одного из рай­онов Шилкинского среднегорья показана на рис. 2.Акку­муляция осадков происходи­ла в контурах межгорных впадин и завершилась в барреме [Мартинсон, 196l] .

Палеоморфоструктурная карта-схема

Таким образом, в пер­вой половине мела произо­шло становление главных структурных элементов сов­ременного рельефа Шилкин­ского среднегорья. На по­следующих этапах геоморфо­логического развития значи­тельных изменений в оро­графии не происходило. Это­му в немалой степени бла­гоприятствовала изостатическая неустойчивость круп­ных положительных блоков земной коры, испытываю­щих постоянную тенденцию к воздыманию под действи­ем денудационных разгрузок. О том, что амплитуда верти­кальных тектонических пере­мещений в позднем мезозое в 3-4 раза превышала раз­мах неотектонических дви­жений, свидетельствует соотношение мощностей рыхлых отложений и морфометрические построения [Симонов, 1972] . Все это в ко­нечном счете и определяет ведущую роль позднемезозойского оро­генеза в формировании рельефа Шилкинского среднегорья.

Принимая возраст основных элементов геоморфологического строения Восточного Забайкалья как позднеюрско-раннемеловой, нельзя отрицать их связи со структурами более ранних геологи­ческих эпох. Основным критерием здесь может служить оценка генетической и пространственной взаимосвязи разновозрастных тектонических форм. Если подойти с этой точки зрения, то в современном рельефе Шилкинского среднегорья и других районов Забайкалья отсутствуют какие-либо морфологически выраженные структуры домезозойского возраста, что позволяет с достаточ­ной уверенностью выделять эпоху позднемезозойской тектоничес­кой активизации в качестве начального рубежа в развитии совре­менного рельефа.

ПОЗДНИЙ МЕЛ – ПАЛЕОГЕН

Мезозойский цикл тектоно-магматической активизации в позднем мелу сменяется эпохой относительной тектонической стабилизации и преобладания экзогенной составляющей морфоге­неза, которой соответствует общее выравнивание рельефа и фор­мирование кор выветривания различного физико-химического профиля.

Проблема выделения поверхностей выравнивания и их воз­растной датировки является одной из наиболее дискуссионных в современной геоморфологии Восточного Забайкалья, и до сих пор она однозначно не решена. Это можно проследить и по разнооб­разию существующих взглядов.

Н.А. Флоренсов и В.Н. Олюнин (1965) считают, что в Забай­калье существует единая поверхность выравнивания позднемезозойского возраста. К этому мнению присоединяется и С.С. Вос­кресенский (1965), выделивший в Юго-Восточном Забайкалье верхнемел-палеогеновую эпоху выравнивания и постепенной дену­дации. Близкой точки зрения придерживается и Г.Ф. Уфимцев (1969, 1971, 1974). Для Северо-Восточного Забайкалья, как указывает З.Н.Киселева (1966), наиболее типична одна поверх­ность выравнивания плиоценового возраста.

Н.А.Корина и В.П.Чичагов (1969) отмечают, что в горах юга Забайкалья распространено несколько поверхностей выравни­вания. Четыре поверхности намечает Г.А. Постоленко (1964). Эти авторы и выделяют одинаковое количество геоморфологичес­ких уровней, но у них нет единого мнения относительно их воз­раста. Противоположную позицию в этом вопросе занимает Ю.Г. Симонов (1972), по мнению которого на территории Забайкалья в течение позднего мезозоя и раннего кайнозоя существовал гор­ный рельеф.

Однако, оценивая аргументы, выдвигаемые этими исследо­вателями в защиту своих положений, необходимо отметить, что в настоящее время степень геолого-геоморфологической изучен­ности территории больше свидетельствует в пользу существования единой региональной поверхности выравнивания, сформировав­шейся в позднем мел-папеогене и фиксированной в ряде районов корами химического выветривания.

Следы такого длительного нисходящего развития рельефа от­мечаются во многих местах Восточного Забайкалья (рис. 3). В пределах сводовых поднятий реликты древней поверхности вырав­нивания наблюдаются в виде плоских водоразделов в осевой час­ти хребтов на абсолютных отметках от 900 до 1300 м, посте­пенно понижаясь к периферии до 700-800 м. Значительно боль­шую площадь занимают поверхности выравнивания в пределах Агинской плиты, в районе Торейских озер, где в течение дли­тельного времени существовал режим относительного тектонического покоя. По морфологии это слабовсхолмленные равнины, од­нообразие которых нарушается одинокими останцовыми массивами.

Карта-схема распространения фрагментов денудационных и аккумулятивных поверхностей выравнивания и кор выветривания

Широкое распространение фрагментов поверхностей древней планации отчасти связано с положением Шипкинского среднегорья вблизи осевой зоны материкового водораздела Ледовитого и Ти­хого океанов [Уфимцев, 1972], вследствие чего здесь преобла­дали процессы денудации. Этим же можно объяснить и отсутст­вие позднемел-палеогеновых осадков в пределах Восточного За­байкалья, которые в основной массе выносились в смежные об­ласти осадконакопления (бассейн Амура). Лишь небольшие участ­ки распространения верхнемеловых отложений, представленных псаммито-мелкогалечными фракциями аллювия, оконтурены в бас­сейне р. Амазар [Ларьков и др., 1971]. Литологофациальные особенности свидетельствуют, что рассматриваемые отложения формировались в условиях слаборасчлененного низкогорного рель­ефа, дренируемого развитой гидросетью с озеровидными расшире­ниями на месте древних впадин. Судя по палинологическим дан­ным, климат той эпохи существенно не отличался от раннемело­вого времени.

Рельеф позднего мела и начала кайнозоя сохранял черты горного. В его строении читались многие детали позднемезозой­ской орогенной морфоскульптуры. По этой причине некоторые ис­следователи считают, что существует несколько уровней выравни­вания донеогенового возраста. Однако различное гипсометричес­кое положение рассматриваемых фрагментов рельефа большей час­тью объясняется разнообразием литоморфных свойств субстрата и характером новейшей тектоники. Незначительные перепады высот или ступени поверхностей выравнивания приурочены в основном к границам отдельных блоковых морфоструктур, имеющих различную амплитуду вертикальных перемещений.

Рассматривая конкретные участки поверхностей выравнива­ния, необходимо отметить, что в горных районах выделить типич­ные равнины не всегда удается. Так, например, в пределах Вос­точно-Забайкальского сводового поднятия и в осевых частях не­которых других интенсивно расчлененных горст-антиклинальных хребтов они фиксируются в рельефе в виде мысленно проводимой плоскости, касающейся ряда уплощенных вершин с близкими вы­сотными отметками. Ближе к периферии сводов эти плоскости постепенно снижаются и переходят в холмисто-увалистый рельеф предгорий.

Описанию рельефа поверхностей выравнивания посвящены ра­боты многих исследователей [Постоленко, 1964; Чичагов, 1964, 1974; Олюнин, Чичагов, 1975; Уфимцев, 1969, 1971 а; и др.] . Поэтому мы здесь ограничиваемся только общими замечаниями, касающимися эволюции развития рельефа этого периода и коррелятного корообразования.

По разнообразию морфологических особенностей и различной структурной позиции рассматриваемых геоморфологических ланд­шафтов можно предполагать, что они формировались в довольно сложных условиях экзогенной переработки.

Наличие островных гор и их реликтов в виде плосковершин­ных холмов на пологоволнистых водоразделах, как отмечают Г.Ф. Уфимцев и А.И. Сизиков (1974), ясно указывает на большую рельефообразующую роль процессов педипленизации, а развитие множествен­но выпуклого профиля поверхности выравнивания и явные следы избирательной денудации – несомненное свидетельство проявле­ния процессов пенепленизации. Начальная стадия выравнивания во времени, вероятно, характеризовалась преимущественным раз­витием педипленизации. Этому благоприятствовала крутизна скло­нов и тектоническая раздробленность позднемезозойского ороген­ного рельефа. По мере отступления и разрушения склонов рельеф постепенно выполаживался и его дальнейшая планация осущест­влялась путем выравнивания “сверху”.

Такой путь формирования поверхностей выравнивания, види­мо, наиболее распространенный. Согласно представлениям О.В. Каш­менской (1976): “Формации педипленов, характерны для первой половины геоморфологического цикла. При этом во время первого этапа (горообразования) они имеют небольшое распространение и сравнительно быстро превращаются в поднятые реликты педи­пленов, являясь надежным признаком восходящего развития рель­ефа; на втором же этапе, в условиях динамического равновесия на базе горного рельефа, педиплены имеют широкое распростра­нение и уже не выходят из гипсометрически низкого положения, входя затем в регионаьную поверхность выравнивания, образую­щуюся позднее.

Формация пенеплена образуется во второй половине геомор­фологического цикла. Она формируется при достаточной длитель­ности этапа горообразования (отрицательного баланса масс в земной коре) и продолжает существовать до конца цикла, т.е. в течение всего заключительного этапа его – этапа сохранения вы­равненного рельефа” (с. 91).

Эти выводы в полной мере соответствуют тем процессам, которые происходили в рельефе Шилкинского среднегорья на про­тяжении позднего мела и начала кайнозоя. Сочетание процессов педипленизации и пенепленизации и обусловило формирование древ­ней относительно всхолмленной поверхности с ландшафтами ост­ровных гор и скальных останцов. Однако в рельефе сохранялись все крупные положительные морфоструктуры раннемелового вре­мени. Денудация в основном уничтожила экзогенные формы по­верхности, в результате чего в рельефе позднемел-палеогеновой “равнины” отчетливо выступили формы тектонического строения территории.

Общая мощность сэродированного слоя в пределах Даурско­го хребта, начиная с позднего мезозоя, оценивается в 1,5-2 км [Зорин, Сизиков, 1965] . Возможно, что это и максимальная величина, однако цифры в пределах 0,5-1 км можно принять, том более, что морфометрические построения дают величину по­рядка 0,5-0,6 км[Симонов, 1972] . Исходя из того, что за неотектонический этап денудационный срез не превышал 200-300 м, можно предположить снижение рельефа за позднемел-палеоге­новое время на мощность слоя около 0,3-0,7 км. Безусловно, эта цифра для всех районов Восточного Забайкалья не абсолютна и в значительной мере определяется палеогеоморфологическими условиями выравнивания и литоморфными свойствами субстрата.

Проблема исследования поверхностей выравнивания тесно связана с изучением кор выветривания. Теории этого вопроса по­священа обширная литература, анализ которой с достаточной пол­нотой и объективностью сделан в коллективной монографии “‘Проб­лемы экзогенного рельефообразования” [Тимофеев, Шилкин, 1976]. Не является исключением и территория Восточного Забайкалья, в рельефе которого древние поверхности выравнивания часто фикси­руются корами выветривания. Их мощность в значительной мере зависит от гипсометрического положения и характера тектони­ческого развития субстрата, а профиль от петрографического сос­тава материнских пород и условий гипергенеза. Необходимо отме­тить, что продукты позднемел-палеогенового корообразования рассматриваются нами как формация коры выветривания в пони­мании И.И.Гинзбурга (1963) и В.П. Казаринова (1973). Они включают в себя также близко переотложенный материал соб­ственно элювиальных образований.

Для высоких денудационных уровней в осевой зоне Борщо­вочного хребта, в пределах Байцетуй-Дельмачикского массива, в бассейне р. Унды и в других местах Шилкинского среднегорья распространены маломощные слабо дезинтегрированные коры вы­ветривания, возраст которых определить довольно трудно. Их формирование, возможно, в большей степени связано с процесса­ми морозного выветривания в плейстоценовое время. Представля­ют они собой зоны эмбрионального торошения курумов. Однако в их подошве обнаруживаются реликты более древних эпох корооб­разования в виде хемогенного рыжевато-бурого песчано-глинистого элювия. Следует сказать, что вообще проблема определения возраста кор выветривания во многом дискуссионна [Миляева, 197б] , и наиболее объективное ее решение может быть выпол­нено путем анализа стратиграфических взаимоотношений с дати­рованными осадками. Небольшие мощности и отсутствие горизон­тов в профиле этих кор выветривания может рассматриваться как результат относительного динамического равновесия между процессами выветривания и выносом продуктов корообразования или преобладания последнего фактора.

К другому типу принадлежат коры выветривания, вскрытые нами в бассейне р. Урульги, по восточной периферии Арбагарской впадины и в устье пади Дельмачик. Отличительной их особенно­стью является существенно каолинитовый состав глинистой фрак­ции продуктов корообразования и сокращенный профиль с выпаде­нием нижних слабодезинтегрированных горизонтов, что, видимо, объясняется селективным выветриванием неустойчивых пород.

В бассейне р. Урульги кора выветривания подобного типа выделена по левому борту до пины, ниже с. Волочаевки, где она развивается по дислоцированным породам кулиндинской свиты. По внешнему виду это белесые и желтовато-белые мучнистые песча­но-глинистые образования с примесью мелкой дресвы, легко рас­тирающейся пальцами в тонкую пыль. В общей массе сравнитель­но однородного материала выделяются пятна и линзы менее выветрелых пород, сохранивших первичные текстурные особенности и более темный оттенок. Верхняя часть разреза размыта и пере­крывается террасовым аллювием р. Урульги. Видимая мощность ее не превышает 1,5 – 2 м, а ниже по разрезу переходит в силь­но трещиноватые породы фундамента.

Сравнительно более мощные коры выветривания установлены в Арбагарской впадине (падь Сухая). Здесь в кровле нижнемело­вых угленосных пород вскрыты белесые и светло-желтые вывет­релые песчано-глинистые образования, в пелитовой фракции кото­рых преобладают минералы группы гидрослюд и каолинита. В от­личие от первично-осадочных подстилающих пород в продуктах выветривания несколько повышено содержание глинистого матери­ала, составляющее от 30 до 60%. Текстура продуктов корообра­зования сохраняет детали материнских отложений. По морфологи­ческому признаку рассматриваемые образования относятся к ко-рам выветривания площадного типа и представляют собой тот слу­чай, когда возможно датировать их возраст исходя из стратигра­фических предпосылок. Как было отмечено выше, “постелью” этих кор выветривания служат нижнемеловые осадки Шилка-Арабагар­ской впадины; сверху они перекрываются крупно галечным аллюви­ем ранненеогенового возраста. Таким образом, время корообразо­вания может определяться в интервале от позднего мела до на­чала неогена. Площадное распространение продуктов корообразо­вания легко оконтуривается по белесым выходам просвечиваю­щих через пологие распаханные склоны некоторых падей. Вскры­тая мощность этих кор выветривания достигает 8-9 м.

Близкие по внешнему облику образования были изучены на­ми в дорожном карьере в районе устья пади Дельмачик. Кора вы­ветривания здесь развивается по разрушенным породам палеозой­ского основания, представленным кристаллическими сланцами и гранитоидами. На них залегают желтовато-бурые образования, состоящие из массы выветрелого песчано-глинистого материала со значительным содержанием дресвы. В пелитовой фракции отме­чается существенное возрастание каолинита, придающего разрезу характерный белесый оттенок. Нижние горизонты физической де­зинтеграции представляют собой сапролит (“гнилой” камень).

В среднем течении руч. Дельмачик (разрез “Капитолинка”) вскрыты коры выветривания, перекрытые делювиально-пролюви­альными образованиями:

1. Почвенно-растительный слой, включающий

большое количество мелкой дресвы и щебня 0,4

2. Светло-зеленая комковатая глина с небольшой примесью выветрелого грубозернистого песка 0,6

3. Темно-серая с зеленоватым оттенком песчанис­тая глина с примесью угловатых обломков раз­мером до 2-5 см, составляющих 30-40% от объе­ма породы. Отмечаются субгоризонтальные, иног­да прерывающиеся слойки более темной глины мощностью не более 2 – 3 см 0,6

4. Желтовато-бурая песчанистая глина, содержащая значительную массу выветрелой дресвы 0,3

5. Сильно выветрелые порфировидные граниты (“разборная” скала). По трещинам наблюдаются следы ожелезнения и скопления мучнистого пес­чано-глинисто го материала 0,3

Весь облик этих образований несет на себе следы интенсив­ной физико-химической переработки. Зерна полевых шпатов разру­шены, а по кварцу развиваются бурые пленки гидроокислов железа.

В качестве третьей морфологической разновидности коррелятных образований эпохи позднемел-палеогенового выравнивания могут рассматриваться красноцветы, развивающиеся по нижнеме­ловым конгломератам шилкинской свиты.

Отличительная особенность этих продуктов корообразования­относительно слабая выветрелость кластического материала и пестрая красноцветная окраска, обусловленная высоким содержа­нием гидроокислов железа. По сравнению с корами выветривания каолинового профиля в красноцветах значительно больше включе­ний дресвы и щебня, часть которых еще находится на стадии фи­зического разрушения. Термический анализ глин указывает на не­которое сокращение в минеральном составе каолинита за счет по­вышенного содержания гидрослюд и монтморилонита. Подобные красно цветные коры выветривания известны в Цасучейской впа­дине, в долине р. Унды. В бассейне р. Дай красноцветы вскрыва­ются в канавах по бортам долины в цоколе высоких террас. Свер­ху они перекрыты неогеновым аллювием мощностью 1,5-2 м. По литологическому составу это красновато-бурые, пестро-оранжевые песчано-глинистые образования с примесью неравномерно вывет­релой щебенки и дресвы окварцованных пород, средне- и крупно­зернистых лейкократовых гранитов и слюдистых сланцев. Види­мая мощность зоны выветривания 1,5-2 м.

Наряду с рассмотренными типами площадных кор выветри­вания на исследуемой территории широко распространены и линей­ные коры выветривания. Более того, Ю.Г.Симонов (1972) счита­ет, что гипергенный характер рассматриваемых образований не всегда очевиден — в равной мере они могут быть гипогенными зонами каолинизации. Г.С. Крамаренко (1977), рассматривая из­вестные месторождения красочного сырья (охры), происхождение их объясняет результатом воздействия гидротермальных процес­сов на материнские породы. В настоящее время установлено, что активная гидротермальная деятельность имела место в Восточном Забайкалье в завершающую стадию позднемезозойского тектоно-магматического цикла. На более поздних этапах геологического развития она уже не могла оказать существенного влияния на рельефообразующие процессы. В зонах гидротермальной проработ­ки на некоторых золоторудных месторождениях глубина зоны окис­ления по рудоконтролирующим разрывам достигает 200-250 м, она оказывает большое влияние на минералогический состав вме­щающих пород.

Наблюдения показывают, что условия корообразования на протяжении всего рассматриваемого отрезка геологического вре­мени были разнообразными. Начальные этапы выветривания, веро­ятно, характеризовались условиями достаточно влажного и тепло­го климата, при котором могли образоваться существенно каоли­новые коры выветривания. Последующая аридизация климата [Синицын, 1967] нашла отражение в формировании красноцветов, в которых преимущественным распространением пользуются минера­лы группы гидрослюд и монтмориллонита, а также соединения окисного железа. Такое длительное и мощное корообразование сыграло важную роль в процессе денудации раннемелового горно­го рельефа и превращения его в слабовсхолмленные выпуклые по­верхности, отражающие в какой-то степени позднемезозойский структурный план. Обширные выровненные пространства этого вре­мени по своему происхождению полигенетичны. Однако на завер­шающей стадии планации и последующего неотектонического раз­вития аккумулятивные равнины были в значительной мере сэродированы и в настоящее время в рельефе можно видеть только фраг­менты денудационных поверхностей.

Подводя некоторые итоги изложенному материалу, нельзя не отметить, что последовательность развития рельефа Шилкинского среднегорья на протяжении позднего мезозоя и раннего кайнозоя (палеогена) соответствует содержанию понятия “геоморфологичес­кий цикл” (морфоцикл). Для рассматриваемых событий эпохе диф­ференцированного (восходящего) развития рельефа соответствует стадия позднемезозойского орогенеза (поздняя юра – ранний мел), а эпохе выравнивания – позднемел-палеогеновый период планации и корообразования. Неразрывное единство этих двух фаз рельефообразования и являет собой первый крупный морфо­цикл в геоморфологическом этапе геологической истории Шилкин­ского среднегорья (рис. 4).

Геоморфологические циклы развития рельефа

• ← Короткі відомості про геологічну будову субстрату сучасного рельєфу та його розвитку
• Морфоцикл початку неотектонічного розвитку та акумулятивного вирівнювання →