7 років тому
Немає коментарів

Sorry, this entry is only available in
Російська
На жаль, цей запис доступний тільки на
Російська.
К сожалению, эта запись доступна только на
Російська.

РАННИЙ МИОЦЕН

Следующий крупный геоморфологический рубеж в развитии рельефа Шилкинского среднегорья определен началом новейшей тектонической деятельности в раннем миоцене. Изменение эндо­генной составляющей морфогенеза нашло отражение в деформа­ции позднемел-палеогеновой поверхности выравнивания и в уси­лении вреза древних водотоков, долины которых выполнены аллюви­ем миоценового возраста [Симонов, 1972; Уфимцев, Сизиков, 1974J.

Сравнительный анализ коррелятных осадков позднемезозойского орогенного морфоцикла и неоген-антропогенового времени развития рельефа позволяет считать, что роль неотектоники све­лась в большей мере к дроблению крупных морфоструктур более раннего этапа горообразования без каких-либо крупных перестро­ек в орографическом плане. Неотектонические подвижки происхо­дили в основном путем подновления докайнозойских нарушений и сгущения их сети. Наиболее крупные из этих разломов, по Г. И. Менакеру (1976), относятся к типу надбазальтовых и надмантийных нарушений. Такая глубина заложения отдельных блоков земной коры не противоречит возможности изостатических пере­мещений этих структур в результате периодических подплавлений астеносферного слоя в периоды тектонической активности. Изостатическим движениям способствовало и нарушение равновесия между эндогенными и экзогенными факторами морфогенеза в ре­зультате длительной денудации положительных форм рельефа за предшествующий период выравнивания.

Начальная стадия проявления неотектонических движений, по мнению Ю.Г.Симонова (1972), характеризовалась слабодифференцированным общим поднятием территории. Об этом свидетель­ствуют следы эрозионного расчленения, встречающиеся как в деп­рессиях, так и в приподнятых блоках. По мере дальнейшей нео­тектонической активизации облик поверхности все более услож­нялся, а ее отдельные элементы оформились в виде современных морфоструктур, развивающихся в соответствии с характером ве­дущих процессов рельефообразования. На месте прежних всхолмленных равнин вновь возникли невысокие горные сооружения -близкие аналоги современного рельефа.

Речная сеть этого времени почти полностью контролирова­лась тектоническими нарушениями и существовала в очертаниях, близких к современному плану (рис. 5). С этого времени мож­но считать, вероятно, окончательно установившимися амурское на­правление стока бассейна и контуры водоразделов.

Современные розы-диаграммы мегатрещиноватости

Современные розы-диаграммы мегатрещиноватости

Дифференциация рельефа и уси­ление эрозионных процессов наш­ло отражение в изменении литоло­гии коррелятных осадков, представ­ленных крупногалечными и мелковалунными аллювиальными отложени­ями. Они вскрыты в подошве кай­нозойского осадочного чехла впа­дин и на некоторых водоразделах. По условиям осадконакопления эти отложения соответствуют инстративной фазе развития раннемиоценовых водотоков и свидетельству­ют об их значительной эродирую­щей и транспортирующей способнос­ти. В результате последующего гео­морфологического развития многие из этих долин были погребены под толщей отложений кангильской сви­ты и ее возрастных аналогов. Даль­нейшая эволюция и сохранность фрагментов древней гидросети опре­деляются направленностью и ампли­тудой неотектонических перемещений отдельных блоков.

Возраст аллювия древних долин устанавливается их страти­графическим положением в подошве отложений кангильской свиты, датируемых как поздний миоцен-плиоцен. В свою очередь, они с размывом залегают на древних корах выветривания и мезозойских осадочных толщах. Палинологические комплексы, характеризующие эти отложения, содержат пыльцу широколиственных и других теп­лолюбивых пород (тсуга, липа, дуб, орех, клен и др.) и обилие переотложенных зерен мезозойской флоры. Все это позволяет от­нести начало новейшей тектонической активизации и процессов коррелятного рельефообразования к раннему миоцену.

В пределах исследуемой территории древние погребенные до­лины выявлены в бассейнах падей Апрелково, Кужертай, Позднячиха, в среднем и нижнем течении р. Онон, на междуречье Шилки и Аргуни. По характеру геоморфологического строения это от­носительно приподнятые блоки земной коры с низкогорным останцово-сопочным рельефом, прилегающие к долинам крупных рек и межгорным впадинам. Следы древней речной деятельности здесь выражены в форме слабовогнутых водораздельных седловин и трас­сируются ареалами галечно-валунного аллювия Однако в большин­стве случаев в рельефе отражаются только результаты крупных внутрибассейновых перестроек гидросети (долины 5-6 порядка), а более мелкие по масштабу погребенные долины улавливаются в основном по данным бурения и проходки глубоких шурфов при по­исково-разведочных работах. Их взаимоотношения с современны­ми долинами самые различные. Одни прослеживаются непосредст­венно под тальвегами (р. Кия), другие смещены к бортам (р. Ап­релково) или располагаются под современными водоразделами (Казаковская депрессия). Такое несовпадение контуров разновоз­растных долин даже в пределах одного бассейна объясняется ак­тивной ролью неотектоники в перестройке гидросети.

Морфология погребенных долин разнообразная и определяет­ся в основном литоморфными свойствами и режимом неотектони­ческих движений субстрата. Большинство из них имеет хорошо разработанную корытообразную форму с вогнутыми склонами ши­риной от 40 до 200 м. Для погребенной долины пади Оськинаотмечаются террасированность склонов и хорошо выраженный тальвег. Террасы, судя по буровым профилям, цокольные с неболь­шим аллювиальными покровом. Общая мощность выполняющих осадков достигает 35-40 м (рис. 6).

Схема строения долин и россыпей

Схема строения долин и россыпей

Глубина эрозионного расчленения ранненеогенового рельефа, по имеющимся материалам, не превышала глубины вреза совре­менной гидросети. В пределах Хэнтэй-Даурского нагорья глубина палеодолин относительно вершинных поверхностей составляет 150-250 м и более чем в 2 раза уступает современному врезу [Уфим­цев, Сизиков, 1974].

Несколько иное строение имеют погребенные долины в пре­делах опущенных блоков земной коры, выполненных озерно-аллю­виальными отложениями кангильской свиты. Мощность этих отло­жений весьма значительна и достигает 120-150 м. В цоколе неоген-антропогеновых отложений вскрываются крупногалечно-мел­ковалунные фации руслового аллювия с примесью склонового ма­териала – показатели “добелесого” вреза (Шилка-Арбагарская и Харанорская впадины). Боковые притоки “главной” палеореки в пределах Шилка-Арбагарской впадины характеризуются более грубообломочным пестроцветным составом аллювия, в котором со­держится большое количество неокатанного делювиально-пролювиального материала. При этом вверх по разрезу содержание не -окатанного материала резко возрастает.

Долины древних рек, стекавших с Борщовочного хребта, вы­полнены в основном охристо-желтыми и зеленовато-желтыми дре­свяно-глинистыми и гравийно-галечными отложениями. В петро­графическом составе обломков преобладают местные породы. Сфор­мировавшиеся в условиях более равнинного рельефа древние доли­ны левых притоков р. Шилки (пади Кужертай, Позднячиха) харак­теризуются большей степенью сортированности и окатанности об­ломочной фракции и белесым оттенком. Отложения интенсивно вы­ветрелые и содержат большое количество глинистого материала.

В пределах инверсионных морфоструктур миоценовый аллю­вий располагается близко к дневной поверхности. На водоразделе падей Сухая и Гожалка мощность древнего аллювия не превыша­ет 5-7 м. Разрезы этих отложений хорошо изучены при разведке россыпей и имеют следующий вид:

1. Почвенно-растительный гумусированный слой 0,5

2. Бурые суглинки, включающие редкие линзы сла­боожелезненного гравия и рассеянной мелкой гальки 2,1

3. Серый разнозернистый песок с примесью гравия и линзами грубозернистого песка и мелкой галь­ки. В основании слоя отмечаются короткие мало­мощные прослои серых глинистых песков и лин­зы черных вязких глин 0,7

4. Темно-вишневые до черного оттенка разноразмер­ные хорошо окатанные гальки. Размеры галек уве­личиваются к основанию слоя (от 1 до 10 см). Отдельные гальки сильно разрушены. Отмечаются редкие прослои черных интенсивно ожелезненных грубозернистых песков и гравия. Граница с ниже­лежащим слоем четкая со следами размыва 0,7

5. Буровато-желтые и светло-серые плотные глинис­тые пески с дресвой и гравием. Материал выветрелый, легко растирается в серую мучнистую пыль (видимая) 0,5

Такое же строение имеют разрезы в других шурфах. В бор­тах пади возрастает количество грубообломочного неокатанного материала в виде щебня дресвы и даже мелких глыб. Однако по­всюду граница между древним русловым аллювием и подстилающими породами цоколя сохраняет характер размыва. Петрографи­ческий состав галечников сравнительно однороден; доминируют кварциты, песчаники, сланцы и много окремнелой древесины. Не­которое представление об окатанности и размерности грубообломочной фракции отложений дает табл. 2.

T_002

Минералогический состав тяжелой фракции содержит повы­шенное количество ильменита, граната, сфена, касситерита, гема­тита и других рудных компонентов. Среди минералов легкой фракции преобладает кварц (30-40%), полевой шпат (15-25%), каолинит.

К характерным особенностям литологии рассматриваемых от­ложений относятся их красноцветная окраска и железистые нале­ты на галечниках, являющиеся возможными свидетелями относи­тельно аридных условий осадконакопления. Сходные образования распространены и во многих других местах Шилкинскогс средне­горья, условно соединяя цепочки межгорных впадин. Современная мощность этих галечников незначительна и не превышает в большинстве случаев 2-3 м. Иногда это просто отдельные гальки и мелкие валуны, рассеянные на поверхности пологих водоразделов. Как указывают Е.И. Тищенко и В.Ф. Климов, многие участки предполагаемых древних долин имеют депрессионное строение и вполне вероятно, что здесь существовал мощный аллювиальный покров, сэродированный на последующих этапах развития рельефа.

Рассматривая пространственное размещение фрагментов древ­них долин и аллювия, можно фрагментарно восстановить положе­ние главных палеоводотоков Шилкинского среднегорья. Русло пра-Шилки и пра-Ингоды на этом участке располагалось несколько севернее современного положения, ближе к левому борту долины, и сливалось с Нерчой в районе устья пади Гожалка (рис.7). Юж­ный борт долины пра-Шилки этого времени, вероятно, проходил по линии останцовых массивов в устьях правых притоков р. Шилки (пади Булыкта, Дельмачик, Арбагарская).

Карта-схема древней гидросети бассейна верхнего течения р. Шилки

Карта-схема древней гидросети бассейна верхнего течения р. Шилки

Таким образом, оценивая итоги рельефообразующей деятель­ности начальной фазы неотектонического этапа, необходимо отме­тить, что в этот период (ранний миоцен) были заложены контуры достаточно развитой гидросети – прямых предшественников глав­ных рек Восточного Забайкалья. Тесная пространственная связь долин этих двух генераций свидетельствует о том, что ан-тропогеновые долины развивались с миоцена унаследованно и зна­чительных перестроек гидросети в позднем кайнозое не происходи­ло. Одним из важнейших результатов эпохи раннемиоценовой диф­ференциации рельефа явилось формирование многих аллювиальных россыпей золота и олова, пространственно и генетически ассоци­ирующих с древней гидросетью.

ПОЗДНИЙ МИОЦЕН – ПЛИОЦЕН

Главным событием этого геологического времени явилось накопление осадков кангильской свиты-одной из наиболее круп­ных стратиграфических единиц кайнозоя Забайкалья.

Впервые эти отложения, которые известны в литературе еще как “серая” или “белесая” толща, выделены в составе кайназой­ских образований и изучены Б. А. Максимовым еще в 40-х годах. В последующее время их изучением занимались Г.С. Ананьев, Ю.А. Билибин, С.С. Воскресенский, Л.В. Зорин, B.C. Зорина, М.С. Комарова, Е.И. Корнутова, Е.М. Малаева, С.Г. Мирчинк, А.А.Са­прыкин, С.Г. Саркисян, А.И. Сизиков, Ю.Г. Симонов, Н.Ф. Соло­вьев, Н.Г. Судакова, Г.Ф. Уфимцев,P.M. Файзуллин, Е.Б. Хотина и др. Благодаря труду этих исследователей к настоящему време­ни довольно точно оконтурены основные районы распространения и выявлены характерные особенности строения рассматриваемых отложений.

В дальнейшем, чтобы исключить путаницу в стратиграфичес­кой номенклатуре, мы, вслед за Е.И. Корнутовой и Е.Б. Хотиной (1967, 1974), используем название “кангильская свита”. Под этим термином подразумевается все те осадочные комплексы, которые выделялись ранее как “серая” или “белесая” толща. Это, на наш взгляд, позволит уточнить стратиграфические границы осадков, выделяемых до этого по цвету, и облегчит их корреля­цию с отложениями смежных регионов.

На территории Восточного Забайкалья отложения кангиль­ской свиты известны в долинах практически всех крупных рек. Однако наибольшей мощности они достигают в контурах унаследованно прогибающихся мелокайнозойских впадин. Так, в Цасучей­ской впадине (бассейн среднего течения р. Онон) цоколь толщи вскрыт на глубине 150 м, в Шилка-Арбагарской впадине (вер­ховья р. Шилки) мощность достигает 100-120 м. Как правило, максимальные мощности в этих впадинах приурочены к осевым зонам погружений или к разломным бортам. На примере Шилка-Арбагарской впадины можно видеть неравномерный характер раз­мещения осадков. В районе с. Казаново и в черте г. Шилки цоколь этих отложений залегает на глубине до 30 м ниже уреза р. Шилки. На флангах впадины коренные породы фундамента под­няты над уровнем р. Шилки на 15-20 м, восточнее пос. Арбагар на 120-150 м. Эти выступы-блоки придают ступенчатый профиль структуре впадины (рис. 8). Соответственно и распределяются мощности выполняющих ее рыхлых отложений, их фациальные ти­пы.

Схема строения рыхлых отложений

Схема строения рыхлых отложений

Строение и литологические характеристики отложений кан-гильской свиты в пределах рассматриваемой территории не отли­чаются особым разнообразием и поэтому в качестве определен­ного стратотипа можно рассмотреть Холбонский разрез (карьер на северо-восточной окраине пос. Холбон).

1. Почвенно-растительный слой с примесью гравия 0,5

2. Светло-серый и желтый разнозернистый песок полимиктового состава с частыми линзами и прослойками охристого гравия. Слоистость пе­рекрестная и косая. По всему слою рассеяна мелкая и средняя хорошо окатанная галька 3,0

3. Серый песчано-гравийный материал с небольшими линзами тонкодисперсных вязких глин светло-серого цвета. Песок грубозернистый, включает незначительное количество мелкой гальки с не­которым увеличением его к основанию. Слоис­тость пологоволнистая и косая разнонаправлен­ная 2,5

4. Светло-серые песчано-гравийные слои с мелкой галькой, залегающей в основании прослоек. Пес­ки средне- и грубозернистые, косослоистые. От­мечаются редкие линзы светло-серых плотных глин, ожелезненных по кромке 9,0

5. Переслаивание буровато-желтых песков и гравия, повышенные содержания которых характерны для верхних и нижних частей слоя. Текстура различ­ная, с преобладанием косонаправленных слойков и горизонтальная 3,5

6. Светло-серый песчано-гравийный слой. Верхняя часть содержит более крупный материал, средняя и нижняя части слоя более однородны по литологическому составу и представлены средне- и круп­нозернистыми пологонаклонными и горизонтально-слоистыми песками. В основании отмечается про­слой (5-10 см) мелкозернистого глинистого пес­ка с линзами светло-серой вязкой глины 5,5

7. Гравий мелко- и среднеразмерный с большим со­держанием грубозернистого песка. Отложения ин­тенсивно ожелезнены до красновато-бурого оттен­кА 1,5

8. Светло-серые косослоистые пески с прослоями се­рых вязких глин и глинистых песков мощностью 5-10 см (видимая) 1,5

Аналогичное строение имеют разрезы кангильской свиты в районе г. Шилки, карьеры в устье р. Урульги, в нижнем течении р. Нерчи и в долине р. Онон [Воскресенский, 1965; Малаева, Уфимцев, 1976] Во всех этих разрезах наблюдается отчетливое суб­параллельное переслаивание песчано-мелкогалечных отложений, отличающихся друг от друга как цветом, так и гранулометричес­ким составом (рис. 9). Преобладающие мелко- и среднезернистые песчаные горизонты имеют характерный светло-серый отте­нок. Более грубые гравийно — мелкогалечные пачки часто обога­щены гидроокислами железа и марганца, придающими им специфи­ческую охристую, иногда черную окраску. Процессы ожелезнения и омарганцевания имеют, как правило, эпигенетический харак­тер. Об этом свидетельствует несовпадение литологических границ отложений с зонами окрашивания. В отдельных пластах этих процессы развиты настолько интенсивно, что цементируют гравий­но-галечный материал в довольно прочные конгломераты, с тру­дом разрушаемые молотком. Однако, несмотря на большую цве­товую гамму, отложения кангильской свиты окрашены преимущес­твенно в светло-серые (белесые) тона, что и дало им название “серая” или “белесая” толща.

Разрезы отложений кангильской свиты

Разрезы отложений кангильской свиты

Галечный материал преимущественно мелко- и среднеразмерный. По петрографическому составу это в основном устойчивые к выветриванию породы (кварц, кварциты, яшмоиды, роговики, халцедон и др.). Окатанность галек преимущественно 3-4-го класса с незначительной примесью угловатых обломков, форма округлая, реже встречаются плоские и удлиненные окатыши. Од­нако такие хорошо окатанные обломки более характерны для от­ложений крупных водотоков, дренирующих мезокайнозойские впа­дины. В долинах более низких порядков псефитовая фракция ока­тана намного слабее и в ее составе наблюдается значительная примесь склонового неокатанного материала.

В разрезе толщи нижние горизонты по сравнению с верхней половиной несколько более обогащены глинистой фракцией. Про­слои глин, наблюдаемые в нижней части Холбонского карьера, имеют темно-серую и зеленоватую окраску, на ощупь очень жир­ные. Мощность линз и прослоев глинистых отложений колеблется от 0,05 до0,5 м при протяженности до 7-10 м. По данным термических и рентгеноструктурных анализов, главным их компо­нентом являются гидрослюды с примесью каолинита, галлуазита и монтмориллонита. Под электронным микроскопом гидрослюды наблюдаются в виде изометрично-пластинчатых и тонкочешуйча­тых форм, каолинит большей частью представляет скопления мел­кообломочных разрушенных агрегатов. Повышенное содержание железистых минералов иногда придает глинистым линзам красно­ватый оттенок. Более светлые глины включают большое количес­тво зерен каолинита. Происхождение этих глинистых минералов связывается с переотложением из продуктов позднемел-палеоге­нового корообразования в обрамлении впадин.

Пески кангильской свиты разнозернистые хорошо отмытые, по составу полимиктовые. Кварц в них несколько преобладает над содержанием полевого шпата. Однако по разрезу соотношение этих двух минеральных компонентов варьирует в широких преде­лах. В целом для минерального состава тяжелой фракции песков наиболее характерны ильменит, гранат, сфен и циркон; менее показательны магнетит, лейкоксен, турмалин, касситерит. В зна­ковом количестве присутствуют анатаз, рутил, гиацинт, апатит, ко­рунд, андалузит, силлиманит, пирит, барит, шеелит, топаз, кино­варь и шпинель. По мнению Л.Т. Кузнецовой (1965), для мине­рального состава отложений кангильской свиты характерно отчет­ливо выраженное влияние местных источников сноса терригенного материала. На правомерность этого положения указывает и присутствие в шлихах таких легко разрушающихся при транспор­тировке в россыпи минералов, как барит, пирит, апатит и др.

В качестве примера такой автохтонности осадков можно при­вести соотношение минеральных ассоциаций разных участков Шил­ка-Арбагарской депрессии. Так, минеральные спектры западной части впадины содержат ассоциацию минералов ильменита, грана­та, циркона и сфена, поступающих из позднеюрских гипабиссаль­ных интрузий и дайковых поясов. Начиная с пади Арбагарской и далее на восток, в тяжелой фракции аллювия кангильской свиты отмечается увеличение гематита и лейкоксена. Возрастание про­центного содержания гипергенных минералов на этом участке, ве­роятно, связано с тем, что здесь эрозии подвергаются железис­тые коры выветривания нижнемеловых конгломератов. Кроме того, восточный блок впадины испытывает поднятие, в результате чего экзогенной переработке подверглись нижние горизонты, обогащен­ные рудными минералами. В целом такая закономерность отмеча­ется и для других районов – низы толщи характеризуются чаще более устойчивыми к выветриванию компонентами и вторичными минералами. Вверх по разрезу минеральный спектр становится более разнообразным за счет присутствия в осадках еще не раз­рушенных минералов. Эта дифференциация минералов по разрезу и по латерали в зависимости от их физико-химических условий разрушения дает возможность получить дополнительную информа­цию о палеогеографии эпохи осадконакопления, что имеет опреде­ленное стратиграфическое и корреляционное значение [Сигов, 1960; Судакова, 196б]. Рассчитанные коэффициенты устойчи­вости минералов (отношение суммы средних значений содержания устойчивых минералов к сумме легко разрушающихся минералов) для различных стратиграфических горизонтов показали, что на­ибольшие значения коэффициентов устойчивости (КУ), достигаю­щие 10-45, характеризуют нижние горизонты разрезов, сформи­ровавшиеся в условиях более теплого и влажного климата, бла­гоприятного для процессов физико-химической дезинтеграции [Тулохонов, 197б]. Вверх по разрезу значения КУ уменьшают­ся (до 0,1-5), что является отражением некоторого изменения климатических условий в сторону похолодания и, как следствие, ослабления гипергенных процессов. При сопоставлении этих дан­ных с результатами палинологических исследований обнаруживает­ся определенная взаимосвязь пиковых значений КУ с более “теп­лыми” спорово-пыльцевыми спектрами.

Литолого-фациальный анализ отложений кангильской свиты позволяет выделить в их составе осадки разнообразного генезиса. Наряду с фациями руслового аллювия в разрезах наблюдаются пойменные и озерно-болотные осадки, характеризующие застой­ные участки – мелкие заливы и старицы. При этом в строении раз­резов они многократно повторяются, располагаясь друг над другом на разных уровнях, что, по мнению Е.В. Шанцера (1966), является одной из наиболее характерных особенностей констративного осадконакопления аллювия. Следы локальных размывов, от­деляющие различные пачки аллювия, объясняются боковой мигра­цией главной реки по мере того, как возрастает количество по­ступающих наносов и заполняется ее русло. Определенным подо­бием пра-Шилки этого времени могут служить реки типа Хуан­хэ, которые на отдельных участках русла намывают естествен­ные дамбы, а в паводки прорывают их, затопляя окружающую низ­кую пойму. В целом особенности строения толщи свидетельству­ют о ее формировании в условиях подпорного гидродинамического режима на фоне некоторой тектонической стабилизации. В преде­лах мезокайнозойских опущенных блоков существовали полузамк­нутые озеровидные водоемы, соединявшиеся между собой серией проток. При этом реки интенсивно меандрировали и фуркировали на ряд рукавов.

Изменение литологического состава отложений наблюдается и в поперечном разрезе впадины. Для осевой части впадины ха­рактерны хорошо отмытые и сортированные песчано-гравийные от­ложения. По данным гранулометрических анализов, количество глинистой фракции не превышает 2-3%. Текстура отложений ти­пична для аллювия с преобладанием косослоистых серий с паде­нием на северо-восток под углом 15-30 .

Севернее, на водоразделе падей Митрошина и Далахай, в сос­таве отложений отмечается существенное увеличение глинистой фракции, представленной прослоями и линзами бурых и белесова­тых плотных глин с примесью разнозернистого песка. Мощность отдельных линз составляет 40-60 см и в редких случаях до 1,2-2 мпри протяженности до первых десятков метров. О существен­ном увеличении глинистых фракций в составе отложений свиде­тельствует описание разреза в устье р. Кии.

1. Почвенно-растительный слой с примесью гравия 0,2

2. Светло-серый песчано-гравийный слой с приме­сью глины и мелкой гальки различной окатанности. Слоистость отложений слабозаметная, субго­ризонтальная. Отдельные линзы песков подверже­ны процессам постседиментационного ожелвзнения. По границе с нижним слоем залегают линзы глин мощностью 1,5-2 см 0,8

3. Слабозаметное переслаивание грубозернистых и мелкозернистых темно-серых песков. Верхние го­ризонты слоя слегка ожелезнены. Слоистость го­ризонтальная и пологоволнистая. На глубине 2 м прослеживаются линзы глинистых светло- серых песков 1,3

4. Бурые среднеразмерные галечники с различной степенью окатанности. Отмечаются линзы грубо­зернистых песков и гравия 4,2

5. Тонкозернистые глинистые пески темно-серого цвета со слабыми следами ожелезнения. Слоис­тость неясно выраженная субгоризонтальная. Кон­такт с нижним слоем четкий и волнистый 1,5

6. Переслаивание разнозернистых светло-серых пес­ков с линзами разноразмерных, преимущественно мелких, галек. Слоистость различная с преобла­данием наклонной разнонаправленной. Отмечаются прослои мелких галек, покрытых темными окис­лами железами линзы серых вязких глин (видимая) 3,0

Ближе к бортам впадины мощность отложений резко сокра­щается, и в разрезах доминируют делювиально-пролювиальные об­разования, в которых отмечаются фациальные переходы небольших прослоев песчано-галечного материала различной степени окатанности и сортированности.

В тесной связи с особенностями геоморфологического стро­ения накапливались отложения кангильской свиты и в других впа­динах Шилкинского среднегорья.

В Цасучейской впадине, по данным Е.М. Малаевой и Г.Ф. Уфимцева (1976), вскрыт буровой скважиной следующий разрез:

1. Переслаивание желтых и коричневато-желтых разнозернистых песков и гра­вия с мелкой галькой (отложения, пе­рекрывающие белесый аллювий) 0-18,0

2. Светло-серый гравелистый песок с

мелкой галькой 18,0-52,6

3. Желтовато-серый среднезернистый песок 52,6-54,7

4. Светло-серый гравелистый песок с мел­кой галькой 54,7-102,2

5. Желтовато-серый разнозернистый песок 102,2-106,7

6. Темно-серый тонкослоистый песчанистый алеврит с маломощными прослойками мелкозернистого песка 106,7-108,4

7. Серый разнозернистый глинистый песок 108,4-109,7

8. Серый алеврит 109,7-111,6

9. Серый среднезернистый песок 111,6-126,7

10. Серый гравелистый песок с редкой Галькой 126,7-128,6

11. Светло-серый, иногда коричневато-се­рый среднезернистый песок 128,6-147,9

12. Выветрелый серицит-хлоритовый сланец 147,9 и ниже

Существенным отличием от шилкинских разрезов здесь яв­ляется более однородный псаммитовый состав отложений. Это объясняется тем, что Цасучейская впадина расположена в усло­виях более равнинного рельефа Агинской плиты.

Одной из основных задач стратиграфии кайнозоя Восточного Забайкалья является определение времени накопления отложений кангильской свиты, решение которой до настоящего времени вы­зывает определенные трудности. Это связано с тем, что в ее разрезах каких-либо руководящих остатков фауны не найдено, а спорово-пыльцевые анализы не имеют четкой геохронологической интерпретации.

Большинство исследователей [Мирчинк, Гераков, 1961; Флоренсов, 1961; Симонов и др., 1963; Корнутова, Хотина, 1967] считают возраст толщи плиоцен-нижнечетвертичным. В пользу этого вывода Е.И. Корнутова и Е.Б. Хотина (1967) при­водят ссылку на находки Д.Д. Савченко в районе ст. Шаросун, Здесь из средней части разреза в озерных глинистых осадках собрана фауна беспозвоночных: Planorbis sp., Limnea ovata Drap., L. peraegra Mull., Valvata of. pulchella Stud., Sphaerium corn.L. (определение Е. С. Раммельмеер). Фауна позвоноч­ных представлена только Eguus sp. (stenonis), Hipparion sp. (определение В.И. Громова). Эти данные, по мнению авторов,по­зволяют датировать возраст кангильской свиты плиоцен-нижне­четвертичным временем. Однако исследования последних лет ука­зывают на то, что к плиоцену относится только завершающая фа­за накопления этих отложений, ([Симонов, 1972].

В Юго- Восточном Забайкалье, по мнению Е.М. Малаевой и Г.Ф. Уфимцева (1976), нижние горизонты отложений кангиль­ской свиты отлагались в условиях умеренно теплого и влажного климата плиоцена, когда произрастала растительность тургайского типа с большим количеством экзотических для “Забайкалья эле­ментов флоры. Из этих отложений извлечена пыльца тсуги, ели Eupicea и Omorica, сосны подрода Haploxylon, лещины, ильмовых, липы, клена, грецкого ореха, граба, дзельквы, падуба, мирики.

Начало формирования отложений кангильской свиты, судя по результатам палинологических исследований Шилкинского карьера [Корнутова, Филина, 1974], датируется второй половиной мио­цена. По данным этих авторов, в небольшом количестве, но постоянно по всему разрезу встречаются пыльцевые зерна широко­лиственных растений (лещина, бук, ильм, дуб, граб, ясень, клен), а также представителей семейств Myrtaceae, Juglandaceae, Могасеае, Соrnасеае. При этом пыльца трав составляет в сум­ме 20-40% от общего состава пыльцы и несколько сокращается вверх по разрезу. Основная ее масса принадлежит полыни, зла­кам, представителям семейств группы разнотравья. Древесные представлены сосной (40%), березой (15%), ольхой (14%) и дру­гими видами. Приводится ссылка на находку (не in situ )фрагментов двухстворчатых пресноводных моллюсков родов Acuticosta(?), Nodularia, которые, по заключению СМ. Попо­вой, не моложе плиоцена, скорее всего нижнего, но и не древнее позднего миоцена.

Основываясь на этих фактах, Е.И. Корнутова и НЛ Филина сопоставляют описываемые отложения с верхними горизонтами разрезов танхойской свиты, датируемых поздним миоценом и ран­ним плиоценом [Мазилов и др., 1972]. Эти выводы вполне со­гласуются с результатами исследований С.С. Воскресенского [Си­монов, 1972], которые «позволяют предполагать, что низы “беле­сой” толщи тяготеют к миоцену. На юге Восточного Забайкалья отложения кангильской свиты фациально замещаются древними озерными отложениями котловины Торейских озер и пролювиально-аллювиальными осадками Агинского поля, имеющими миоценовый возраст [Попова и др., 1974] .

Таким образом, представляется возможным достаточно уве­ренно определить возрастной интервал формирования отложений кангильской свиты от второй половины миоцена до плиоцена включительно.

По мнению Н.А. Логачева (1971), “белесый” аллювий Цен­трального и Восточного Забайкалья является несомненным стра­тиграфическим аналогом манзурского аллювия Западного Прибай­калья, который накопился после углубления субсеквентных долин в середине плиоцена. В бассейне Амура отложения кангильской свиты сопоставляются с сазанковской, датируемой верхним мио­ценом-плиоценом [Мурзаева, 1965; Геоморфология Амуро-Зей­ской…, 1973].

Широкое развитие рассматриваемых отложений позволяет охарактеризовать этот период как эпоху заполнения раннемиоце­новых долин и общего выравнивания поверхности. Судя по литоло­го-фациальному составу осадков можно предполагать, что корре­лятный рельеф эпохи представлял собой слаборасчлененные низко-среднегорные поднятия, разделенные впадинами и дренируемые крупными водными системами. Эти водотоки несли огромную массу влекомого и взвешенного материала, отлагавшегося в рас­ширенных участках долин. Они не имели глубоко врезанных долин, распадались на множество рукавов, легко менявших свое положе­ние и окаймленных прирусловыми валами уже значительно выше окружавшей поймы. По мере аккумуляции и повышения водного зеркала эти естественные дамбы прорывались, что вызывало силь­ные наводнения, размывы и быстрое отложение осадков.

Толщи, образующиеся в пределах подобных аккумулятивных равнин, как указывает Е.В. Шанцер (1966), отличаются от обыч­ного констративного аллювия тем, что в их строении играют роль озерные фации. Поэтому они близки скорее к отложениям озерно-аллювиальной серии, что характерно и для рассматриваемых от­ложений.

Растительность эпохи формирования отложений кангильской свиты, судя по данным палинологических анализов, сущест­вовала в относительно влажной и теплой климатической обстанов­ке, в которой могли произрастать светло- и темнохвойные и хвойно-широколиственные леса с элементами тургайской флоры [Малаева, 1974] . Основные отличия спорово-пыльцевых спектров ниж­них горизонтов от верхних заключаются в сокращении элементов широколиственной флоры, елово-тсуговой тайги и в увеличении ро­ли степных фитоценозов. Отмеченные изменения указывают на прогрессирующее похолодание и вытеснение относительно тепло- и влаголюбивых растений раннего неогена более ксерофитными ви­дами.

В современном рельефе от этой эпохи довольно хорошо со­хранились фрагменты аккумулятивной поверхности выравнивания (поверхности аппланации) [Тимофеев, 1974] , которую мы, вслед за Б. А. Максимовым, называем Шилкинским плато. По морфоло­гии это плоские выровненные пространства вдоль бортов крупных долин Восточного Забайкалья с относительными превышениями 100-150 м над уровнем рек. Их ширина различна и в пределах впадин достигает первых километров. Такие однородные участки рельефа, сложенные в основном осадками кангильской свиты и пе­рекрывающей ее “рыжей” толщи, выделяются во многих межгор­ных впадинах по долинам рек Ингода, Онон, Урульга, Унда, Талача и т. д. (рис. 10). Отмеченные геоморфологические особеннос­ти позволяют классифицировать эти формы рельефа как малые ак­кумулятивные равнины межгорных впадин [Волков, Волкова, 1976].

Разрез аккумулятивной равнины в долине р. Талачи

Разрез аккумулятивной равнины в долине р. Талачи

Поверхность этих равнин расчленена многочисленными овра­гами и долинами временных водотоков, легко размывающих пес­чаные склоны в период муссонных дождей. Вследствие преимущест­венно псаммитового состава слагающих Шилкинское плато осад­ков на ее поверхности образуются суффозионно-просадочные ворон­ки, хорошо дешифрируемые на аэрофотоснимках. Они представля­ют собой округлые понижения диаметром до 50-100 м и глуби­ной до 1,5-2 м.

По периферии впадин осадки кангильской свиты фациально замещаются грубообломочными аллювиально-пролювиальными отло­жениями, выполняющими древние долины и днища некоторых прито­ков Шилки. Один из разрезов этих отложений вскрыт в вершине пади Верхний Байцетуй, в уступе 10-12 м террасы.

1. Почвенно-растительный слой 0,3

2. Желто-бурый до желто-серого суглинок с вклю­чением слабоокатанных обломков коренных по­род, мелкой гальки (до 15-20%) 1,5

3. Светло-серый глинистый песок с примесью мел­кой гальки, дресвы и слабоокатанных обломков коренных пород 0,7

4. Переслаивание светло-желтого и охристо-желто­го глинистого песка, содержащего до 30-35% разноразмерной гальки 2,0

5. “Белесые” галечники, представленные слабосце­ментиро ванным и песчано -галечными отложения­ми с примесью белесо-зеленоватой каолинизиро­ванной глины. Гальки мелкого и среднего раз­мера, хорошо окатанные и сильно выветрелые 4,0

6. Трещиноватый элювий коренных пород 0,3

В пади Кужертай эти образования представлены однообразной песчано-гравийной толщей белесого оттенка с частыми прослоя­ми глин и глинистого песка. Характерна сильная каолинизация рыхлого материала и выветрелость галечника.

Сходные по литологическому составу отложения залегают под современным руслом р. Кии, слагают правую террасу пади Дельмачик, широко распространены в бассейне Онона, Унды, в Казаковской впадине. Во всех случаях осадки отличает специфи­ческий белесый оттенок, значительное количество хорошо окатан­ного галечного материала, не характерное для малых долин, вы­сокая степень выветрелости отложений и существенная примесь неокатанных обломков коренных пород. По петрографическому сос­таву галечники состоят из окварцованных пород, гранодиоритов, кварцитов, кремнистых и других механически прочных разностей. Содержание кварца в псаммитовой фракции достигает 15-25% против 5-6% в современных отложениях.

Для отложений древних долин Шилкинского среднегорья, при­мыкающих к Борщовочному хребту, характерен более пестрый литологический состав. Примером может служить буровая скважи­на, вскрывшая разрез древней долины пади Оськина:

1. Почвенно-растительный слой 0,5

2. Желтовато-серый дресвяно-глинистый материал 3,0

3. Зеленовато-желтые дресвяно-глинистые отложе­ния с разнозернистым песком (до 10%) и мел­ко- и среднезернистые бурые пески, включающие до 5-10% щебня, интенсивно разрушенного 10,0

4. Кирпично-красная глина со значительной примесью грубозернистого песка, дресвы и щебня 8,0

5. Темно-желтая зеленоватая глина со слабоокатанной галькой, дресвой и щебнем 6,5

6. Охристо-желтые до зеленовато-желтого песчано-глинистые отложения с обломками дресвы и щеб­ня до 12 см в диаметре 9,0

7. Зеленовато-желтые разнозернистые пески со сла­боокатанной галькой темно-зеленых сланцев и примесью гравия 2,0

8. Сильно выветрелые темно-зеленые сланцы кулин­динской свиты 1,65

Базальные слои представляют собой остатки раннемиоцено­вого аллювия стадии врезания древних долин. Перекрывающие от­ложения накапливались в условияхнекоторой аридизации климата и доминирования склоновых процессов. Малые водотоки не справ­лялись с массой поступавших наносов, и в результате происходи­ло заполнение долин. Аккумуляции такого количества рыхлого ма­териала благоприятствовало интенсивное выветривание водораз­дельных пространств, о чем свидетельствует пестроцветная ок­раска отложений и их разрушенность. В устьях главных притоков Шилки транзит аллювия был затруднен, вследствие значительного подпора со стороны впадины, где происходило накопление отложе­ний кангильской свиты и повышение базиса эрозии. Такой подпор проникал вверх по долинам на десятки километров, вызывая меандрирование и фуркацию русел. Примером такой древней меандры может служить изогнутая в плане рассыпь в долине Кии, в устье пади Моховой.

В пределах относительно поднятых морфоструктур эпоха осадконакопления отмечена формированием денудационных поверх­ностей выравнивания. Эти поверхности сохранились по правобе­режью Шилки на участке устья Канги до Урульги и в ряде мест Киино-Ингодинского междуречья. Они представляют собой неболь­шие педименты с выположенными тыловыми уступами, часто при­вязанные к уровню “главной” террасы. Наиболее широко подобные формы рельефа развиты на юге Восточного Забайкалья, где они в сочетании с аккумулятивными равнинами образуют так называ­емые локальные полигенетические поверхности выравнивания. [Уфимцев, Сизиков, 1974].

Поверхности этих педиментов фиксируются в ряде случаев маломощными корами выветривания типа красноцветов. Однако в отличие от красноцветов эпохи позднемел-палеогенового корообра­зования они имеют слабо выраженную дифференциацию и включа­ют значительное количество грубообломочного материала. В неко­торых случаях в разрезе рассматриваемых образований наблюда­ются следы перемещений обломочного материала с текстурами типа фации “кос” и “отмостки” [Симонов, 1972].

В вершине пади Тоста красноцветные образования выделя­ются в виде полосы вдоль склона долины. В оврагах, расчленяю­щих пологий склон, под почвенным покровом выделяются красно­вато-бурые суглинки, содержащие до 5-15% дресвяно-щебнисто­го материала, количество которого возрастает к основанию. Для минерального состава пелитовой фракции этих образований харак­терно наличие монтмориллонита, гидрослюд и в незначительной степени каолинита, галлуазита и эморфного вещества. Также от­мечено повышенное содержание гидроокислов железа, гематита, придающих разрезу красноватые оттенки. Видимая мощность красноцветов достигает 2-2,5 м, ниже залегает маломощный слой механической дезинтеграции метаморфйзованных сланцев.

Красновато-бурые тяжелые суглинки с большим количест­вом каолинизированных зерен полевого шпата и выветрелых об­ломков сланцев известны в нижнем течении Нерчи, в Балейском грабене, в долине р. Калангуй и Торейской впадине. Независимо от геолого-структурной позиции и гипсометрического положения эти образования имеют близкие морфологические и литологичес­кие особенности, что может иметь большое стратиграфическое значение.

Формирование красноцветных образований, по всей вероят­ности, связано с заключительным этапом плиоценового выравни­вания и продолжалось некоторое время после накопления отложе­ний кангильской свиты. Н.Н. Гераков и А. И. Сизиков (1963) при описании разреза в районе с. Боржигантай (среднее течение р. Онон) наблюдали, как красноцветные образования, залегающие на склоне долины, перекрывают осадки кангильской свиты, что дает возможность сопоставить их с фаунистически охарактеризо­ванными отложениями тологойской свиты нижнеэоплейстоценового возраста [Равский и др., 1964]. Такие же стратиграфические взаимоотношения между красноцветами и “белесым” аллювием неогенового возраста наблюдаются в карьере по пади Нижней (бассейн р. Унды). Это вполне согласуется и с результатами ис­следований Е.М. Великовской (1955), посвященных изучению красноцветов плиоцена Евразии.

В отношении климатических условий времени накопления красноцветов можно судить в основном по специфической окрас­ке отложений. Как указывает И. И. Гинзбург (1947), “образова­ние в элювии красноцветов маловодных окислов железа, по-види­мому, обусловлено высокой температурой и высокой концентраци­ей солей”. Эти взгляды развивает В.Н. Разумова (1961), счита­ющая, что для жарких областей свойственны красные оттенки, а для более умеренных – бурые. По мнению B.C. Трофимова( 1965), охристая и буроватая окраска продуктов корообразования также может свидетельствовать об условиях сезонного увлажнения и довольно засушливой климатической обстановки. Вероятно, этому периоду в спорово-пыльцевых спектрах кангильской свиты соот­ветствует увеличение роли степной и лесостепной растительности и деградация гигрофитов. Это хорошо увязывается с находками скорлупы яиц страуса, сделанными И. В. Арембовским в верхних горизонтах “серой” толщи [Ананьев, 1965].

Таким образом, позднемиоцен-плиоценовый этап развития рельефа можно рассматривать как эпоху планации и заполнения эрозионно-тектонических форм, созданных за предыдущий цикл дифференцированного развития. Важнейшими следами этого пре­образования являются аккумулятивные поверхности выравнивания (поверхности аппланации), развитые на отложениях кангильской свиты, и педименты, образующие на водоразделах систему выров­ненных локальных ярусов современного рельефа. Однако если ап­планация характерна только для этого периода, то процессы педи­ментации интенсивно развивались и в последующем – в антропо­гене. Стабилизация тектонического режима также отмечена фор­мированием формации красно цветной коры выветривания. Вместе с тем следует отметить, что режим осадкообразования этого вре­мени не отличался абсолютным спокойствием. О некоторой актив­ности процессов морфолитогенеза свидетельствуют отдельные линзы более грубого материала и следы локальных размывов в разрезах кангильской свиты, а также различное гипсометричес­кое положение днищ древних долин. Кроме того, судя по тенден­ции направленного погрубения кластического материала в верхах разрезов рассматриваемой толщи, можно предполагать о наращи­вании амплитуды тектонических движений к концу плиоцена – на­чалу антропогена.

При рассмотрении геоморфологических событий неогена на­блюдается появление в рельефе морфологических аналогов базаль­ной поверхности выравнивания позднемел- палеогенового выравни­вания, сменивших во времени стадию дифференцированного релье­фообразования формирование погребенных (в настоящее время) долин. Подобное хронологическое взаимоотношение элементов рельефа позволяет выделить в истории развития рельефа Шилкин­ского среднегорья второй геоморфологический цикл, включающий стадию раннемиоценовой неотектонической активизации и позднемиоцен-плиоценового аккумулятивного выравнивания.