Ю.М. Казаков

Основные факторы инженерно-геологических условий восточной части Сарезского озера 

 

Для оценки и прогноза устойчивости склонов восточной части Сарезского озера. по заданию Мингео СССР была произведена инженерно-геологическая съемка М 1:25000 (рис. 1). Полевые и камеральные работы были выполнены в 1985-1987 г.г. Предлагается – с незначительными сокращениями - текст одной из глав отчета «Акдодов Ю., Казаков Ю.М., Лим В.В., Папырин Л.П., Прокофьев Г.А., Гончаров В.С. и др.. Комплексные инженерно-геологические исследования масштаба 1:25000 в районе Сарезского озера для оценки устойчивости склонов и прогноза развития геологических процессов за 1985-1887 г.г., Душанбе, 1987».

 

 

 

I. Дочетвертичные отложения.

Стратиграфическое расчленение дочетвертичных отложний приводится по схемам принятым для геологических карт масштаба 1:200000 (6, 11) и масштаба 1:500000 (7) с уточнениями и дополнениями. В пределах Сарезско-Пшартской подзоны Центрального Памира и Аличур-Гурумдинской подзоны Юго-Восточного Памира (рис. 2) закартированы стратиграфо-литологические комплексы пород. Свойства пород для некоторых комплексов приводится по данным исследований сопредельных территорий (15).

Отложения Сарезско-Пшартской подзоны Центрального Памира. Сарезская свита в пределах исследуемой территории была выделена Г.С. Восконянцем (6) и Ш.Ш. Деникаевым (11) как нижне- среднекаменноугольные образования. Последующими исследованиями (15) возраст сарезской свиты по данным спорового анализа определен как нерасчлененнй каменноугольный. Развита по правому, а в восточной части территории и по левому борту Сарезского озера. По всей площади распространения сарезская свита отличается большой выдержанностью и литологической однородностью. Состоит преимущественно из алевролитов, песчаников, сланцев с прослоями сильно измененных пород андезитового состава и амфиболитов. Более дробное литологическое расчленение сарезской свиты было выполнено для западной части озера (15), где выделены 4 стратиграфо-литологических комплекса. Для данной территории отмечается наличие лишь верхней части разреза.

Песчаниковый комплекс (Csr³) представлен метаморфизованными полевошпатово-кварцевыми песчаниками с прослоями алевролитов, биотитизированных филлитов и сланцев биотитового и биотит-серицитового состава, мощностью 400-500 м.

Песчаниково-алевролитовый комплекс (Csr4) сложен метаморфизованными алевролитами, метапесчаниками с прослоями серецитовых сланцев. В приводораздельной части Музкольского хребта восточнее долины р. Догун к этому комплексу отнесены песчаники,алевролиты,сланцы с характерной зеленоватой окраской. Мощность 250 м.

Песчаники и алевролиты тонко- и микрозернистые, алевропсаммитовые, лепидогранобластовой ориентированной и сланцеватой текстуры. Сланцы порфиробластовые, микролепидобластовые. Объёмная масса песчаников, алевролитов и сланцев изменяется от 2.71 до 2.79 Г/см³; плотность - 2.74–2.83 Г/см³; пористость 0.48–1.42%. Прочность на сжатие в образце для песчаников достигает 327 МПа, сланцев 266-155 МПа.

Устойчивость склонов, сложенных этими комплексами пород определяется количественным содержанием сланцев, их состоянием и условиями залегания, так как сланцы интенсивнее выветриваются, являются более пластичными и обладают большим,по сравнению с песчаниками и алевролитами, водопоглощением (до 0.53 – 0.55%) и значительно меньшими прочностными и деформационными показателями. Массивы, сложенные породами сарезской свиты, характеризуются наличием трех и более систем трещин тектонического, экзогенного и литогенетического генезиса Наиболее отчетливо проявлены тектонические трещины в зонах новейших и современных разрывов на крутых обрывистых склонах, где они образуют характерный перистый рисунок в рельефе. Трещины, протяженные до n×100м, раскрытые, в плане прямолинейные с крутым падением до 70-80°. Ширина раскрытия достигает 0.1-5 м. Наблюдается повышенная трещиноватость массива вблизи сводовых частей антиклинальных складок (в районе Моренного плато). Экзогенные трещины развиты в пределах оползневых массивов. Длина их достигает 100 и более метров, ширина до 1-3 м. В условиях интенсивного и глубокого вреза, в прибровочных частях высоких плеч эрозионных и троговых долин - восточное окончание урочища Сарытугай, среднее течение р. Сев.Казанкуль - развиты трещины бортового отпора, подготавливающие к смещению массивы объёмом до n×10 млн.м³. Литогенетическая трещиноватость приобретает значимость при оценке устойчивости склонов в тех случаях,когда падение поверхности напластования совпадает с экспозицией склона и в значительной мере усугубляется наличием прослоев более слабых пород. При таком сочетании имеет место реализация малых объёмов - до n×100 м³ - оползней соскальзывания (верховья урочища Вихтонлах, междуречье р.р. Сев.Казанкуль и Зеленая). В особую группу трещин, сформированных в результате быстрого перераспределения напряжений, могут быть отнесены палеосейсмодислокации, рассекающие склоны и гребни второстепенных водоразделов в виде протяженных рвов.

Характер выветривания пород сарезской свиты в значительной мере предопределен значительной трещиноватостью массива. На отдельных участках правого борта Сарезского озера на плиоценовых поверхностях выравнивания с абсолютными отметками 4500-4800 м фиксируется кора выветривания, которая может быть охарактеризована как остаточная по условиям залегания и по возрасту - как нерасчлененная четвертичная. В обрывах, местных врезах и оползневых нишах намечается 2-х слойное строение выветрелой части массива. Породы, представленные окварцованными разностями сланцев и алевролитов,на глубине свыше 40 м относительно сохранные. Их трещиноватость характеризуется наличием 3-х систем трещин. Размеры отдельных элементарных блоков 5×5×2 м³. Выше визуально отмечается увеличение трещиноватости, параметры элементарных блоков уменьшаются до 0,5×1×I м³.

Доломитово-известняковый комплекс (Р12) развит в восточной и центральной частях. Контакты с нижележащей сарезской свитой, в основном,тектонические; в верховьях р.Зеленая они с размывом залегают на отложениях сарезской свиты. В основании разреза фиксируется 3-х метровый прослой базальных мелкогалечных конгломератов,прослои гематита, выше - доломиты,известняки,алевролиты,песчаники. За пределами исследуемой территории, в западной части Сарезского озера, в разрезе присутствуют известковистые сланцы, ангидриты и гипсы. Датировка произведена по сопоставлению с достаточно хорошо изученными и фаунистически охарактеризованные разрезами в районе озера Джилгакуль и р. Зап.Пшарт (6, 11). Мощность отложений до 250 м.

Известняки, в основном, микрозернистые гетерогранобластовой структуры и ориентированной текстуры. Предел прочности на сжатие 140-150 МПа, на растяжение - 5-15 МПа. Объемная масса – 2.76 Г/см³; плотность – 2.80 Г/см³; водопоглощение – 0.31%. Прочностные свойства доломитов храктеризуются большими, по сравнению с известняками, показателями. Предел прочности на сжатие достигает 200 МПа, на растяжение - 8-18 МПа. Объемная масса 2.79-2.86 Г/см³; плотность 2.85-2.91 Г/см³; водопоглощение – 0.29-0.38%. В зонах разрывных нарушений в массиве доломитов известнякового комплекса развиты системы взаимоперекрещивающихся трещин протяженностью до 70 м и шириной до 3 см. В отдельных участках отмечена повышенная кавернозность по поверхности. Склоны, сложенные этим комплексом, относительно устойчивые. Преобладают осыпные процессы, редкие вывалы объемом до n×10000 м³

Песчаниковый комплекс верхнего триаса - джанкаиндинская свита (T3dź) развит в восточной части территории на левом борту р. Мургаб и в районе р.р. Бист, Даулятмаматдашт. Согласно залегает на отложениях доломитово-известнякового комплекса (Р12) и представлен ритмичным чередованием песчаников, алевролитов, сланцев, с преобладанием в разрезе песчаников. В восточной части исследуемой территории отмечается погрубение материала; в верхней половине разреза до крупно- и среднезернистых песчаников с линзами и прослоями гравелитов. За пределами  территории , в бассейне р. Восточный Пшарт в верхах разреза преобладают конгломераты (6).

Мощность отложений 250-300 м. Песчаники мелкозернистые, лепидогранобластовые, сланцеватой текстуры. Сланцы кварц-альбит-серецитовые, гранолепидобластовые, сланцеватой и полосчатой текстуры. Трещины в массиве тектонические и экзогенные; прямолинейные и извилистые с шириной раскрытия до 0.5 м. Коэффициент трещиноватости песчаников до 10%, сланцев - до 20%. При выветривании породы распадаются на плитчатую, листовую и кусковую щебенку. Склоны относительно устойчивые, развитие их происходит преимущественно осыпным путем. При залегании пород этого комплекса в нижних частях склонов с крутым падением слоев в сторону затопленного русла р. Mургаб, как это имеет место на правом борту, напротив устья р. Ватасаиф, по сланцевым прослоям происходило смещение массивов объемом до 10 млн. м³.

Отложения палеогена под названием бугучинской свиты развиты в верховьях Сарезского озера по левому его борту. В структурно-формационном отношении это типичная моласса, залегающая с угловым несогласием на размытой поверхности альпийского складчатого основания. В палеогеновых отложениях выделены два стратиграфо-литологических комплекса.

Песчаниково-конгломератовый (P3bg1) комплекс сложен разнозернистыми песчаниками, гравелитами, конгломератами. Гальки конгломератов и гравелитов представлены сланцами, песчаниками, известняками, реже, гранитами. Наблюдается закономерное погрубение материала снизу вверх по разрезу. В верхней части разреза базальты, диабазы, фельзиты. Мощность 300-350 м.

Песчаниково-алевролитовый (P3bg2) комплекс представлен чередованием красных и зеленых песчаников, алевролитов. Мощность прослоев составляет в нижней части разреза 0.5-1 м, в верхней части разреза 2-3 м. Общая мощность 200-220 м. Отнесение этой толщи к палеогеновому возрасту произведено условно, исходя из положения в разрезе и сопоставления по простиранию с фаунистически охарактеризованными стратотипами в долинах р.р. Бугучи-Джилга и Зап.Пшарт (6, 9).

Песчаники мелкозернистые, гранобластовые, ориентированной и полосчатой текстуры. Сланцы лепидогранобластовые, сланцеватой текстуры. Отложения песчаниково-конгломератового комплекса в рельефе образуют обрывистые уступы с редкими раскрытыми трещинами. В пределах этого комплекса широкое распространение получают обвалы Склоны, сложенные песчаниково-алевролитовым комплексом более пологие - до 35˚. Развиты лишь приповерхностные трещины на отдельных уступах. Формирование склонов происходит осыпным процессом с образованием маломощного чехла осыпных отложений

Отложения Аличур-Гурумдинской подзоны. Стратификация песчаниковo-сланцевого комплекса объединенных карачатырского и улугского горизонтов нижней перми (P1kr-u) произведена на основании определения остатков фауны каменноугольного и раннепермского возраста(9, 11). Широкое развитие этих отложений имеет место на левом борту Сарезского озера, восточнее плато Даулятмаматдашт. Представлены темносерыми, иногда зеленоватыми, глинистыми сланцами с прослоями и линзами песчаников, эффузивов и туфов. Нижний контакт этих отложений не вскрыт. Мощность более 50 метров

Интенсивное выветривание сланцев приводит к формированию ослaбленной зоны в верхней части разреза. Так как прослои песчаников, в силу их маломощности, не являются армирующим компонентом массива, в толще песчаниково -сланцевого комплекса,помимо осыпных процессов, широко развиты оползни скольжения , а в приводораздельных частях клонов - сейсмогенные оползни.

Отложения кубергандинской свиты нижней перми и карнийского яруса верхнего триаса максимальное распространение имеют на левом борту Сарезского озера в пределах бассейнов р.р. Березовая и Юж.Казанкуль. По литологическому составу выделяется два разобщенных стратиграфо-литологических комплекса: эффузивно-известняково-сланцевый и известняково-алевролитовый. В пределах территории взаимоотношения между этими комплексами неясны и здесь они нигде не контактируют

Эффузивно-известняково-сланцевый комплекс (P1kb-T3k)э По данным Г.С. Восконянца (6) эффузивная толща локализована лишь в Аличур-Гурумдинской подзоне. Нижний контакт этого комплекса с породами сарезской свиты тектонический. Представлен известняками, доломитами, карбонатизированными сланцами с прослоями и линзами базальтов, габбро-диабазов, диоритов. Мощность - 380 м.

Известняки плитчатые, мелкозернистые, мраморизованные, иногда рассланцованные, брекчированные; слоистой и брекчиевидной текстуры. Предел прочности при сжатии изменяется от 60 до 170 МПа, при растяжении - от 4 до 18 МПа. Объемная масса 2.63 Г/см³, плотность 2.73 Г/см³, водопоглощение до 1%. Сланцы лепидобластовые, слоистой текстуры с объемной массой 2.67-2.70 Г/см³, плотностью 2.73–2.74 Г/см³ и водопоглощением 0.36–0.52%. Прочность при сжатии 85-107 МПа, растяжении  - 7-23 МПа. Базальты порфировидные, массивной текстуры с объемной массой 2.82 Г/см³, плотностью 2.85 Г/см³, прочность при сжатии 90-110 МПа, растяжении - 10-30 МПа.

Трещины в массиве тектонические и экзогенные, ширина раскрытия до 0/3 м. Трещины прямые и извилистые, протяженные до 100 м. Известняки и сланцы при выветривании распадаются на обломки плитчатой формы, эффузивы - округлой. Склоны потенциально неустойчивые, ввиду интенсивной трещиноватости и положения в зоне Рушано-Пшартского разлома. Развиты обвалы, осыпи.

Известяково-алевролитовый комплекс (P1kb-T3k)к cложен известняками, кремнистыми породами красными и зелеными алевролитами, песчаниками, сланцами и крупногалечниковыми конгломератами Мощность 300-350 м.. Развиты небольшие по объему обвалы, осыпи. На многослойных склонах, в основании которых сланцевые и алевролитовые толщи, формируются оползни скольжения.

Отложения истыкской свиты верхнего отдела триасовой системы представлены песчаниково-сланцевым комплексом (T3is). Состоит из темных глинистых и алевролитистых узловатых сланцев счеткими прослоями и линзами средне- и мелкозернистых песчаников. Стратиграфические взаимоотношения с подстилающими отложениями согласные. Мощность 250-300 м. Объемная масса песчаников 2.71 Г/см³, плотность 2.76 Г/см³, водопоглощение 0,2%. Предел прочности при сжатии до 200 МПа. Объемная масса сланцев 2.71 Г/см³, плотность 2.74 Г/см³, водопоглощение 0.34%. Предел прочности при сжатии до 70 МПа.

Трещины тектонические и экзогенные. На склонах, сложенных породами этого комплекса, развиты осыпи и оползни скольжения.

Известняковый комплекс нижнего и среднего отдела юрской системы - лотарингский и ааленский ярусы (J l-a) слагают крутые борта приустьевой части Марджанайского залива. Представлен глинистыми, слабомраморизованными известняками с прослоями рассланцованных и мергелистых. Верхний и нижний контакты тектонические. Возраст установлен на основании сопоставления с отложениями сопредельных районов (11). Мощность отложений до 300 м. Известняки тонкозернистые, слоистой и массивной текстуры. Объемная масса 2.65Г/см³, плотность 2.70Г/см³. Водопоглощение 0,38%. Предел прочности на сжатие 70-80 МПа . На склонах формируются осыпи. В зонaх развития повышенной трещиноватости - обвалы и оползни объемом до n×10 млн. м³.

Стратиграфо-литологические комплексы среднего отдела юрской системы байосского яруса широкой полосой протягиваются по левому борту Сарезского озера от Марджанайского залива до верховий р. Юж. Казанкуль.

Известняковый комплекс (J2bj1) состоит из темносерых метаморфизованных известняков с прослоями слюдистых сланцев. Контакт с нижележащими толщами тектонический. Мощность - 140 м.

Сланцево-алевролитовый  (J2bj2) согласно залегает на известняковом комплексе и представлен сланцами, песчаниками, известняками, алевролитами с редкими линзами и прослоями эффузивов.мощность - 130 м.

Сланцево–известняковый (J2bj3) в виде тектонического клина, ограниченного надвигами с южной и северной стороны, расположен южнее плато Даулятмаматдашт. Представлен массивными, слоистыми доломитизированными известняками, бурыми и зелеными сланцами, песчаниками, алевролитами. По результатам предыдущих исследований (7 ,11) эта толща датировалась палеогеном. Наличие в разрезе карбонатов, не характерных для палеогеновой системы, позволили условно отнести эту толщу к байосскому ярусу. Аналогичная ситуация отмечается в приустьевой части р. Ватасаиф, где помимо литологического состава, возраст байосского яруса устанавливается по наличию интрузивного контакта с гранитоидами джизевского комплекса (γσJ3 – K1dź.)  

Сланцевый комплекс (J2bj4) состоит в основном из сланцев с редкими прослоями тонкозернистых песчаников, углистых глин. Мощность - 340 м.

Известняковый комплекс (J2bj5) сложен массивнослоистыми плитчатыми известняками с редкими линзами и прослоями углисто-глинистых сланцев.

Сланцево-известняковый (J2bj6) комплекс представлен чередованием сланцев, массивнослоистых известняков, алевролитов, песчаников с редкими линзами базальтов. Мощность 860 м.

Изменение физико-механических свойств отдельных литологических разностей стратиграфо-литологических комплексов байосского яруса происходит в широком диапазоне. Объемная масса известняков в зависимости от их состояния изменяется от 2.62 до 2.99 Г/см³, достигая максимального значения у метаморфизованных и окварцованных разностей. Удельный вес изменяется в интервале от 2.70 до 3.14 Г/см³. Прочностные параметры тесно связаны со степенью метаморфизма и структурой, достигая максимальных значений - у метаморфизованных и мелкозернистых известняков - прочности при сжатии до 388 МПа, при растяжении - до 28 МПа. Прочность при сжатии большая у песчаников - 380 МПа, при прочности при растяжении 30-40 МПа. Прочность при сжатии у сланцев до 230 МПа, при растяжении до 24 МПа. Для них характерен большой коэффициент анизотропии, выражающийся в резком различии показателей прочности при определении последних вдоль и поперек слоистости.Для песчаников и сланцев объемная масса изменяется от 2.63 до 2.83 Г/см³.

Трещины в массиве пород байосскогo яруса тектонические и экзогенные, прямолинейные и извилистые, протяженностью до 100 м с различной шириной раскрытия. При выветривании сланцы разрушаются до состояния щебенки и дресвы; известняки и песчаники - глыб и отломов изометрической формы.

Склоны относительно устойчивые. В комплексах с преобладанием сланцевых разностей развиты крупные оползни скольжения и оползни-потоки перекрывающие русла водотоков. Возможные объемы смещений до n×10 млн. м куб.

Интрузивные породы. Магматические породы развиты на левом борту Сарезского озера, западнее р. Даулятмаматдашт. Расчленение произведено по легенде разработанной Ю.Б. Пейкре (15).

Джизевский гранодиоритовый комплекс (γσJ3–K1dź). В составе преобладают диориты и гранодиориты. Жильные производные - турмалиновые аплиты и пегматиты. Нижняя возрастная граница определена как верхне-юрская на основании прорыва гранодиоритами отложений байосского яруса; верхняя как нижнемеловая по пересечению гранодиоритов сарезского и - за пределами изучаемой территории - хальбашского комплексов.

Сарезский гранодиорит-гранитовый комплекс (γ,γσK1s) сложен преимущественно адамеллитами и гранитами. Породы содержат ксенолиты терригенных и карбонатных пород . Жильные производные представлены аплитами и пегматитами. Нижняя возрастная граница комплекса определяется как нижнемеловая, на основании прорыва гранитами пород среднеюрского возраста и гранитоидов джизевского комплекса . Верхняя - по прорыванию гранитов сарезского комплекса гранитами хальбашского комплекса и дайками диабазов палеогенового возраста.

Породы интрузивной формации характеризуются высокими значениями прочности. Предел прочности при сжатии достигает 180 МПа. В зонах тектонических нарушений прочностные свойства значительно снижаются. Гранитоиды повсеместно разбиты многочисленными трещинами. Формирование склонов происходит преимущественно осыпным процессом. В отдельных случаях на крутых и высоких склонах, эродированных глубокими лотками, и вблизи крупных разрывов формируются оползни-обвалы объемом до 20 млн. м³ с глубиной захвата до 100 и более метров, как это имеет место в районе урочища Базайташ.

Малый объем выборки показателей физико-механических свойств пород не позволил произвести статистическую обработку полученных результатов и установить корреляционные связи. Анализ полученных данных дал возможность выявить в первом приближении следующие закономерности:

1-Наибольшими значениями прочности на сжатие обладают песчаники тонкозернистые, несколько меньшие значения у карбонатов и наименьшие у сланцев. Карбонаты характеризуются повышенными значениеми прочности у доломитов и доломитизированных разностей и анизотропией, выраженной уменьшением прочности при сжатии вдоль слоистости;

2-Cоотношение прочности пород в состоянии водонасыщения по сравнению с прочностью в сухом виде характеризуется коэффициентом размягчения, который изменяется в широком диапазоне - от 0.57 для слабых разностей известняков, до 0.93 - для окварцованных пород.Учет этого показателя в условиях, когда нижние части склонов подтоплены озером, приобретает особую роль при расчетах устойчивости склонов.

3-Прочность пород при сжатии в 5-10 раз превышает прочность при растяжении, что обусловлено микротрещиноватостью практически всех пород.

4-Приведенные показатели физико-механических свойств, особенно прочностных, характеризуют свойства материала, слагающего массив. Использование их для оценки устойчивости склонов возможно лишь с учетом масштабного эффекта, неоднородности и трещиноватости всего массива в целом.

 

II. Четвертичные отложения.

Стратиграфическое расчленение четвертичных отложений произведено по схеме В.А. Васильева (4) с уточнениями и дополнениями. В ходе съемочных работ производилась корреляция четвертичных отложений и геоморфологических уровней с результатами, полученными по сопредельным районам: западной части Сарезского озера, долин р.р. Бартанг, Кудара (15)

Четвертичные отложения подразделяются на комплексы, соответствующие четырем крупным историко-геологическим этапам в развитии территории Памира. Выделенные этапы условно могут быль приравнены к отделам четвертичной системы. Разнообразие генетических типов четвертичных отложений, условия их распространения и особенности строения определяются неотектонической активностью территории, высокогорностью рельефа, влиянием ледниковых эпох и вертикальной климатической зональностью. Динамичность во времени этих факторов часто приводило к преобразованию моногенетических отложений в комплексы сложного генезиса.

Представлены четвертичные отложения различными континентальными фациями, среди которых выделяются: аллювиальные, моренные, пролювиальные, озерные, осыпные, солифлюкционно-осыпные, делювиально-осыпные, обвальные, оползневые и аллювиальныe.

Нижнечетвертичные. Mоренные отложения (gQI). Работами В.А.Васильева (4), О.К.Чедия (23), В.В.Лоскутова (16), А.К.Трофимова (20) в пределах Памира установлено древнейшее оледенение, которое имело полупокровный характер на Восточном Памире, а на Западном развивалось преимущественно как долинное. В пределах рассматриваемой территории морены этого оледенения имеют незначительное распространение и фиксируются в верхних частях склонов главной долины, залегая на цоколях с абсолютными отметками 3800-3900 м, часто в виде примазок на склоне. Превышения цоколя над тальвегом затопленного русла р. Мургаб в западной части площади - район Марджанайского залива - 900-950 м, в восточной - устье р. Сев.Казанкуль - 650-700 м. Наиболее полный разрез нижнечетвертичной морены сохранился на левом борту Сарезского озера в приустьевой части р. Парбист.

В основании разреза аллювиальный горизонт сложенный 6-метровым суглинков с линзами гравия, редкими глыбами и отломами; выше галечники и валуны гранитов, реже известняков и песчаников с суглинистым заполнителем мощностью до 10 м. На отдельных участках эти отложения фациально замещаются конгломератами, плотно сцементированными глинисто-карбонатным цементом. Верхняя часть разреза представлена собственно моренными отложениями сложенными глыбами, валунами с песчано-суглинистым заполнителем. По разрезу наблюдается уменьшение содержания окатанного материала снизу вверх. Мощность отложений - 105 м. Эти отложения по составу, строению и высотному положению цоколя кореллируются с детально изученными и палинологически охарактеризованными нижнечетвертичными моренами плато Марджанай (15).

Нижнечетвертичные- верхнечетвертичные отложения нерасчлененные. Осыпные отложения (dsQI-III) развиты в пределах нижних частей склон троговой долины, преимущественно там, где в основании склона сохранились достаточно широкие и протяженные фрагменты нижнечетвертичных морен. Представлены дресвой, щебнем, редкими глыбами с супесчано-суглинистым заполнителем. Фиксируются нечеткие слои наклонной слоистости, обусловленные разнородным гранулометрическим составом. Крутизна осыпных склонов 33-36º. Mощность отложений до 20 м.

Cолифлюкционно-осыпные отложения (sdsQI-III ) развиты на пологих до 10-15º склонах приводораздельной части Музкольского хребта в интервале высот 4300-4800 м. Они сложены щебнисто-глыбовым материалом, образуют бугристо-западинный рельеф с характерными следами течения и оползания с глубиной захвата до 0.5-2 м. Сложены дресвяно-щебнистыми образованиями с плотным суглинистым заполнителем. Здесь, в зоне достаточного увлажнения грунтов талыми водами, криогенные формы по поверхности отложений проявляются в виде натеков, гирлянд псевдотеррас.

Среднечетвертичные отложения. Отложения среднечетвертичного возраста слагают 3 эрозионно-аккумулятивных уровня главной долины и представлены аллювиальными, озерными, ледниковыми обвальными и оползневыми типами.

Аллювиальные отложения (aQII) верхней террасы четко прослеживаются  на всем протяжении территории по правому и левому борту Сарезского озера. Они образуют широкие пологонаклонные поверхности - плато Даулятмаматдашт, Нисордахт, Айлок. Абсолютные отметки цоколя этой террасы изменяются от 3430 м в западной части территории в районе Марджанайского залива, до 3600 м в верховьях озера. Соответственно изменяются и превышения цоколей террасы над затопленным руслом р. Мургаб - от 500 до 300 м, понижаясь в восточном направлении. Сложены аллювиальными, аллювиально-озерными и пролювиальными комплексами пород.

Низы разреза сложены галечниками, валунами, преимущественно гранитного состава с песчано-суглинистым и гравийным заполнителем. Отмечается значительное содержание дресвяно-щебнистого и глыбового материала, состоящего из обломков пород, слагающих прилегающие склоны. На отдельных участках - плато Даулатмаматдашт, Айлок - неокатанные обломки концентрируются в прослои мощностью до 10 метров и характеризуются наличием неясной наклонной слоистости. Мощность этой части разреза изменяется от 30 до 50 м, увеличиваясь в западном направлении.

Верхняя часть разреза (в верховьях озера) представлена аллювиальными отложениями - хорошо окатанными и отсортированными галечниками и валунниками с дресвяно-супесчаным и песчано-суглинистым заполнителем с редкими линзами песка, прослоями пролювия. В разрезе правого борта р. Зеленой в аллювиальной толще встречены древние оползневые накопления - блоки и глыбы пород сарезской свиты, мощностью до 40 м. Мощность этой части разреза до 130 м.

На левом берегу Сарезского озера восточнее устья р. Юж.Казанкуль в верхней половине разреза в галечниково-дресвяной толще значительное распространение получают прослои, реже линзы, глин, песков мощностью до 10-12 м, сменяющиеся выше по разрезу толщей, сложенной дресвой, щебнем с характерной тонкой слоистостью, что свидетельствует об озерном генезисе осадков. Мощность отложений до 125 м. Аналогичные толщи, но меньшей мощности известны в районе плато Даулатмаматдашт, урочища Сарытугай, в приустьевой части р. Ватасаиф на левом ее борту.

Среднеплейстоценовое озеро неоднократно обмелевало и осушалось, на что указывают такие признаки , как четкие границы между слоями и наличие пролювиальных прослоев. Дополнительным свидетельством существования озера является наличие на поверхности этого уровня в восточной части плато Айлок и в районе плато Даулятмаматдашт скоплений крупных глыб гранитного состава диаметром до 3-7 м. Существует экзотическое предположение, что эрратические глыбы были принесены сюда айсбергами, откалывающимися от фронтальных частей крупных ледников.

Сопоставление высотного положения кровли этих отложений с известными перекрытиями, указывают на возможную взаимосвязь со среднеплейстоценовым Ирхтским перекрытием западнее Ирхтского залива. Не исключен вариант, при котором перекрытие главной долины осуществлялось также моренами крупных боковых притоков.

Отложения средней террасы наибольшее развитие имеют в районе плато Hисордахт и западнее р. Березовая. Залегают они на цоколе с абсолютными отметками 3360-3400. Сложены галечниками, гравием, валунниками с линзами и прослоями песков, глин, щебня. Мощность 50-60 м.

Нижний уровень среднего плейстоцена находится под урезом сарезского озера и морфологически выражен в рельефе дна.

Озерные отложения (lQII) представленые глинами, песками и гравием встречаются в пределах плато Нисордахт, устья р. Догун, урочища Вихтонлахт. Распространение и высотное положение этих озерных фаций увязывается с оползневыми перекрытиями в средней и западной части озера

Фации прорыва озер (σQII) по генезесу близки к пролювиальному ряду и сложены щебнисто-галечниковыми отложениями с песчано-суглинистым заполнителем. В районе плато Нисордахт они образуют террасовидные поверхности с отметками 3250-3270 м. Более древние отложения этого типа фиксируются на поверхности региональной верхней террасы. Здесь, в днищах геоморфологически четко выраженных корытоподобных  зонах перелива, например, восточнее р. Зеленая наблюдаются высыпки гальки, дресвы, гравия с редкими глыбами и валунами. Мощность отложений до 20-25м.

Ледниковые отложения (gQII) представлены тремя генерациями морен. Их отличительной особенностью является приуроченность к крупным боковым притокам главной долины. На выходе из долин они перекрывают аллювиальные комплексы, слагающие верхний - плато Даулятмаматдашт, или средний – долины р.р. Вихтонлахт, Сатгаунчап - региональный уровень. Наиболее полно проявлен троговый облик долины р. Догун, где сохранились плечи трогов на высотах 150, 100, 70 м над руслом. Сложены морены щебнем, отломами, глыбами песчаников, алевролитов, сланцев с плотным супесчано-суглинистым заполнителем. Максимальная мощность морены в районе плато Вихтонлахт достигает 120 м. Западнее исследуемой территории морена боковой долины Базайташ перекрывала русло Мургаба - фрагменты этой морены достоверно установлены в современных абразионных врезах на левом борту Сарезского озера в междуречье Шош-Чебун.

Формирование обвальных и оползневых отложений связано с интенсивным врезанием долины в среднем плейстоцене. В результате последующей переработки склонов сохранились лишь фрагменты наиболее крупных обвальных и оползневых тел.

Обвальные отложения (dsQII) отмечены на правом борту Cарезского озера западнее устья Догун, где они залегают на цоколе верхнего уровня среднечетвертичной террасы под аллювиальными отложениями. Сложены крупными - диаметром 7-10 м - глыбами песчаников, алевролитов,сланцев сарезской свиты с характерной зеленоватой окраской. В коренном залеганиии эти породы встречены в приводораздельных частях левого борта р. Догун в верховьях урочища Вихтонлахт . Мощность обвальных отложений до 30 м.

Фрагменты оползневых отложений (dрQII) сохранились в районе устья р.р. Ватасаиф, Даулятмаматдашт, плато Hисордахт. Представлены пакетами блоками, глыбами песчаников, алевролитов, сланцев. Смещенные массивы при общей раздробленности, на отдельных участках сохранили структурную целостность, что выражается в прослеживании отдельных прослоев и поверхностей напластования, свойственных коренному массиву до смещения. Сопряжение их с иными комплексами четвертичных образований самое разнообразное. Так, например, во фронтальной части Нисордахтского смещенного массива в обрыве отчетливо просматривается деформация аллювиальной толщи в результате смещения. В верховьях озера, западнее устья р. Зеленой оползневые отложения подстилаются и перекрываются аллювием среднего плейстоцена. Ватасаифский оползень с правого борта Сарезского озера, перекрыт более поздней мореной долины р. Ватасаиф.

Сходство палинологических данных по разрезам среднеплейтоценовых отложений указывают на преобладание пыльцы травянистой растительности с доминированием полыни и маревых; пыльца злаков и разнотравья занимает подчиненное положение. Климатические условия для всего времени формирования описываемых отложений были холодными и аридными - характерные для среднечетвертичного этапа всего Памира. (4,18)

Среднечетвертичные-верхнечетвертичные отложения нерасчлененные. Пролювиальные(рQII-III) развиты преимущественно на склонах северной экспозиции (плато Hисордахт, Айлок ), где они перекрывают, а на некоторых участках вклиниваются в разрез аллювиальных образований верхнего уровня среднего плейстоцена. Сложены щебнем, дресвой, глыбами  с плотным супесчано-суглинистым заполнителем. Мощность отложений до 30 м. В районе плато Даулятмаматдашт они отдельными прослоями, видимо, входят в состав верхней аллювиальной 100 метровой толщи

Осыпные (dsQII-III) и делювиально-осыпные отложения (ddsQII-III) перекрывают нижние части среднечетвертичных склонов и сопрягаются с аллювиальными отложениями. Сложены они отломами, щебнем, дресвой с плотными суглинками и супесями. B делювиально осыпных отложениях наблюдается неравномерное переслаивание супесей, суглинков, щебня, дресвы. Мощность их на различных участках склона изменяется от 5 до 40 м.

В высокогорных участках в верховьях р.р. Дистагун, Саткан на склонах южной экспозиции сохранились редкие участки с развитием солифлюкционно-осыпных отложений (sdsQII-III), отличающихся характерным бугристым микрорельефом.

Верхнечетвертичные отложения. Аллювиальные отложения (аQIII) в пределах исследуемой территории затоплены и, лишь восточнее озера на высоте 30-40 м над руслом р.Мургаб зафиксированы галечники, гравий, валуны с разнозернистым и песками. Мощность отложений 10-15 м.

Морены позднеплейстоценового оледенения (gQIII) наибольшее развитие имеют по долинам боковых притоков - Пирсарай, Саткан, Бист, где они на выходе из долины спускаются под урез Сарезского озера. В долинах Сев.Казанкуль, Догун, Зеленая их фронтальные части фиксируются несколько выше. В долинах левых притоков главной долины конечные морены встречаются на высотах 3600-4100м. Поверхность морен бугристая, ступенчатая с многочисленными западинами. Протяженность наиболее крупных из них достигает 3-4 км. Сложены они щебнем, глыбами с рыхлым суглинком. В верховьях левых притоков р. Юж.Казанкуль в составе этой морены плохо- и среднеокатанные валуны гранитов и гранодиоритов. Мощность отложений до 70 м.

Пролювиальные отложения (рQIII). Их возраст обоснован налеганием на моренные и аллювиальные отложения позднего и среднего плейстоцена. Слагают широкую поверхность в долине р. Нисордахт. В приустьевой части р Даулатмаматдашт они подвешены на высоте 10-15 метров над современным руслом . Сложены щебнем, отломами, реже галечниками с суглинистым и песчаным заполнителем. Мощность отложений до 15 м.

Оползневые отложения (dрQIII) широко представлены на бортах крупных боковых притоков долинах р.р. Юж.Казанкуль, Зеленая, Березовая. Перекрывают отдельные участки  долин второго порядка, например, в средней части р. Сев.Казанкуль. Своеобразные отложения эттого генезиса широко развиты на правом (урочище Вихтонлахт ) и левом (плато Даулятаматдашт) бортах главной долины. В рельефе образуют натечные формы и являются продуктом течения осыпей. Сложены отломами, щебнем, дресвой, реже, - глыбами с суглинистым и супесчаным заполнителем. Мощность оползневых отложений достигает 100 и более метров.

Обвальные отложения (drQIII) отмечаются в долинах р.р. Сатгаунчап, Березовая, Айлок. Сложены блоками, глыбами, отломами с щебнисто-суглинистым заполнителем.

Оползне-обвальные отложения (dр-drQIII) наиболее типичны для верховий озера – плато Айлок, где они перекрывают аллювиальную толщу и в рельефе образуют бугристые формы. Сложены пакетами, блоками, глыбами с щебнисто-суглинистым заполнителем. Мощность отложений до 100 м.

Верхнечетвертичные-голоценовые отложения нерасчлененные. Наибольшее распространение в этом подразделении имеют осыпные отложения (dsQIII-IV). Они слагают широкие и протяженные оыпные конуса, сливающиеся в сплошные шлейфы. На склонах главной долины они повсеместно уходят под урез Сарезского озера. На отдельных участках к осыпному материалу примешаны накопления лавин. В верхней и средней части осыпей отмечаются редкие лотки с пролювиальным материалом. Сложены отломами, щебнем, дресвой с рыхлым супесчаным заполнителем. Во врезах фиксируется неясная наклонная слоистость и дифференциация материала по грансоставу. Мощность осыпных отложений 30-40 м.

Обвально-осыпные отложения(dr-dsQIII-IV) характеризуются меньшим распространением, наличием тех же фракций, что и в осыпях, но в них отсутствует сортировка материала и заполнитель.

Селевые конуса выносов (pQIII-IV) состоят из щебня, дресвы, реже глыб, с рыхлым суглинистым заполнителем. Мощность отложений до 10 м.

Голоценовые отложения. Аллювиальные отложения (аQIV) имеют ограниченное распространение, слагают русло, пойму и первую надпойменную террасу высотой до 3 м р. Мургаб в восточной части исследуемой территории . Наличие здесь широкой, до 300 м , поймы многочисленных проток и рукавов, омывающих песчано-галечниковые острова, связано с периодическим подпруживанием долины селевым потоком с правого борта. Русловые и пойменные отложения представлены преимущественно галечниками, гравием, редкими валунами с песчаным заполнителем. Слоистость в осадках надпойменной террасы выражена слабо или отсутствует совсем. Мощность аллювиальных отложений до 50м

Моренные отложения (gQIV) развиты в долинах боковых притоков. Четко выраженные гряды конечных морен расположены в интервале высот 3700-4200 м. Морены не задернованы, имеют четкое геоморфологическое выражение. Среди хаотического бугристого рельефа наблюдаются многочисленные термокарстовые воронки и котловины, заполненные водой - результат неравномерного вытаивания погребенного льда. Сложены щебнем, отломами, глыбами.

Пролювиальные отложения (pQIV) слагают русловые части практически всех водных притоков. Источником твердой составляющей является размыв морен последнего оледенения с вовлечением в движение осыпей склонов. Интенсивное формирование этих отложений происходит также в языковых частях крупных оползней - левый борт р. Сев.Казанкуль, верховья р. Нисордахт - и в крупных оползневых нишах - ниша Айлокского оползня-обвала. В этом случае формируются характерные конуса выносов, часто уходящие под урез озера с многочисленными лотками глубиной до 10 м. Селевой материал представлен щебнем, дресвой, глыбами с суглинистым заполнителем. Мощность отложений 30-40 м.

Осыпные отложения (dsQIV) распространены повсеместно в современных ледниковых карах и цирках, в нижних частях склонов, нишах отрыва крупных оползней, у оснований высоких террас. В составе отложений - глыбы, щебень , дресва, реже галечники.

Обвальные отложения (drQIV) отмечаются в долинах р.р. Даулятмаматдашт, Юж.Казанкуль, где они представлены фрагментами прорванных запруд. Сложены нагромождениями глыб, щебня. На крутых склонах долины Пирсарай сохранились лишь обвальные ниши, а смещенные массивы были переработаны голоценовой мореной.

Оползневые отложения (dpQIV) широко представлены в долинах р.р. Юж.Казанкуль, Березовая и на Моренном плато. В зависимости от механизма оползневого смещения и состава исходных пород, они сложены массивами, блоками , глыбами, либо отломами и щебнем с рыхлым суглинистым заполнителем.

Среди обвальных и оползневых отложений этого подразделения с учетом геоморфологических особенностей выделены раннеголоценовые, позднеголоценовые и голоценовые нерасчлененные.

Четвертичные отложения нерасчлененные. К отложениям этого комплекса отнесены элювиальные (еQ) щебнисто-дресвяно-суглинистые покровы с включением глыбового материала. Слагают выположенные водоразделы, в интервале абсолютных отметок 4500-4800 м, что соответствует плиоценовым поверхнoстям выравнивания. Отложения интенсивно увлажнены талыми водами снежников. По их поверхности развиты следы криогенных структур. Мощность до 10-15 м.

 

III.Тектонические структуры и история геологического развития

Основные черты тектонического строения района определяются его положением на стыке тектонических зон Центрального и Юго-Восточного Памира, разделенных региональным Рушано-Пшартским краевым разломом (рис. 2). Зоны представляют собой блоки земной коры, в разное время завершиившие геосинклинальное развитие и отличающиеся типами разрезов, характером складчатости, проявлением магматизма. (2, 6, 7, 11, 12, 13, 14)

Наличие внутри зон участков с разным тектоническим режимом, различие в характере структур, позволило выделить подзоны , выраженные в виде синклинориев и антиклинориев - Сарезско-Пшартскую подзону в составе Центрального Памира и Аличур-Гурумдинскую в составе Юго-Восточного Памира.

 

 

Нижний ярус Сарезско-Пшартской подзоны в структурном отношении представляет антиклинорий, сформированный в начале мелового периода, что устанавливается в долине р. Бартанг по залеганию отложений верхнего мела с угловым несогласием на дислоцированные породы триаса. Верхний структурный ярус представлен моноклинально залегающими молассами палеогенового возраста, которые распространены в восточной части территории, на левом борту р, Мургаб.

Несмотря на угловые несогласия между сарезской свитой и вышележащими отложениями перми-триаса и верхнего триаса, в целом они образуют единую структуру складчатого характера - Сарезскую антиклиналь. Ось складки имеет широтное простирание и трассируется через точки, соединяющие среднее течение р. Бартанг, западную часть Сарезского озера и восточнее по приводораздельной части Музкольского хребта, вплоть до истоков р. Зап. Пшарт. Западнее и восточнее указанного ядра шарнир складки постепенно погружается, что устанавливается перекрытием пород сарезской свиты более молодыми образованиями, соответственно, вамарской свитой в районе кишлака Барчидив и триасовыми отложениями на меридиане устья р. Зап.Пшарт. Наиболее отчетливо антиклинальная структура просматривается во врезе р. Саткан, на ее левом борту.

В пределы исследуемой территории входит лишь южное крыло антиклинали. С юга структура обрезана Рушано-Пшартским разломом, по плоскости сместителя которого на антиклиналь надвинуты породы Юго-Восточной зоны Памира.Несмотря на невыдержанность по площади элементов залегания пород, слагающих южное крыло Сарезской антиклинали и усложнение ее структуры разрывами и складками более высокого порядка, намечается закономерность в увеличении углов падения пород в южном направлении по мере приближения к зоне Рушано-Пшартского разлома.

Наиболее крупная синклинальная складка второго порядка установлена в междуречье р.р. Бист-Дистагун. Западнее она, видимо имеет продолжение вплоть до меридиана р. Парбист. Протяженность складки около 4 км, ширина - 1,5 км. Ось складки простирается в субширотном направлении. Складка ассиметрична - углы падения пород южного крыла до 70˚, северного - 25-30˚. В свою очередь строение южного крыла этой складки, где в разрезе появляется песчаниковый комплекс верхнего триаса и доломитово-известняковый комплекс перми-триаса, осложнено антиклиналью третьего порядка и пологим разрывом. В нижней части склона эта структура ограничена Рушано-Пшартским разломом. Сходное строение имеет правый борт Сарезского озера напротив устья Даулатмаматдашт. Ширина синклинальной складки до 3 км с наклоном ее осевой поверхности в южном направлении и падением пород - 5-14˚ вглубь склона для южного крыла и 27-34˚ по склону для северного крыла. Южное крыло складки на левом борту Сарезского озера осложнено разрывом, разграничивающим породы сарезской свиты от доломитово-известнякового и песчаникового комплексов перми-триаса и верхнего триаса и срезано Рушано-Пшартским разломом.

Следующая складка второго порядка отмечается в высоком и крутом уступе урочища Вихтонлахт. Осевая линия наклонена в южном направлении, а южное крыло подвернуто вглубь склона. Таким образом падение пород южного и северного крыла в северном направлении соответственно составляет 80º и 40-45º. С юга складка ограничена крутопадающим разрывом. Сводовая часть разбита многочисленными крупными трещинами. Продолжение этой структуры в восточном направлении, видимо, явилось предпосылкой для формирования здесь крупного оползневого смещения в среднем плейстоцене. Менее крупные складки второго порядка на южном крыле сарезской антиклинали отмечаются вблизи крупных и второстепенных разрывов, особенно в зоне Рушано-Пшартского разлома.

Разрывные нарушения в пределах Сарезско-Пшартской подзоны имеют широкое распространение и представлены сбросами, взбросами, надвигами, реже - сдвигами. По времени их заложения выделяются палеогеновые, неогеновые, и четвертичные. В зависимости от ширины зоны разрывов выделяются: первого порядка - шириной до 500 м и второго порядка - до 100 м.

Главным разрывным нарушением является Рушано-Пшартский краевой разлом. В качестве единой самостоятельной тектонической линии был выделен М.М. Кухтиковым (13). Разлом является тектонической границей между структурами Центрального и Юго-Восточного Пaмира;разделяет существенно разнофациальные палеозойские и мезозойские отложения и различные типы гранитоидов. Имеющиеся геологические материалы (2) свидетельствуют о контролирующем влиянии нарушения по крайней мере с раннепермского времени. По данным М.М. Кухтикова (14), - с герцинского этапа складчатости. Прослеживается в широтном направлении по правому борту главной долины до устья р Дистагун и восточнее - по левому, вплоть до верховий Сарезского озера. Разлом выражен в виде всбросо-надвига с южным падением сместителя, углы наклона которой изменяются от 30º до 85º. Зона разлома в районе р.р. Ватасаиф и Бист представлена брекчированными, окварцованными, милонитизированными породами со следами ожелезнения. К разлому приурочены дайки диабазов, отмечаются следы серпентинизации в интрузивных комплексах (15). Мощность зоны разлома достигает 30-50 м, а с учетом приразломной склачатости и повышенной трещиноватости пород, до 200-500 м. На отдельных участках - приустьевая часть р. Юж.Казанкуль - разлом выражен в виде плотно притертого надвигово контакта и здесь его мощность сокращена до первых метров. Основная плоскость Рушано-Пшартского разлома сопровождается серией субмеридиональных разрывов второго порядка, образованных в палеогеновый период и, таким образом, в структурном отношении зона Рушано-Пшартского разлома в пределах исследуемой территории представлена серией принадвиговых чешуй.

Тектоническая структура Аличур-Гурумдинской подзоны расположена к югу от Рушано-Пшартского разлома и в целом может быть названа синклинорием. В строении подзоны принимают участие два структурных яруса: нижний, представленный отложениями перми и пермо-триаса, и верхний, сложенный юрскими комплексами пород. Взаимоотношения между ярусами тектонические. Отличительной особенностью этой подзоны является широкое развитие, особенно в восточной части исследуемой территории, магматических комплексов и наличие крупных пологих надвиговых структур.

Складчатые структуры нижнего яруса характеризуются Сарезской синклиналью в восточной части территории, в среднем и в верхнем течении р.р. Юж.Казанкуль и Березовая (6). Сарезская синклиналь может быть рассмотрена как система складок субширотного простирания. Наиболее крупной из них является синклинальная складка, вытянутая на 10 км южнее Рушано-Пшартского разлома, шарнир которой трассируется точками, соединяющими восточную окраину плато Даулатмаматдашт и среднее течение р. Березовая.

Ядро складки сложено песчаниково-сланцевым комплексом истыкской свиты, на крыльях известняково-сланцевый и песчаниково-сланцевый комплексы пермо-триаса и нижней перми. Северное крыло срезано разрывом . Ширина складки около 2 км. Падение ее осевой поверхности в южном направлении. Углы падения пород на крыльях 30-70º -с более крутым залеганием пород северного крыла.

В пределах этой территории насчитывается болee 10 антиклинальных и синклинальных складок, сходных по составу слагающих пород и морфометрии. Ядра синклинальных складок сложены терригенным комплексом верхнего триаса, крылья - эффузивно-карбонатным и терригенным комплексами соответственно пермо-триаса и нижней перми. Антиклинальные складки сложены этим же набором  пород.Длина складок варьирует от 2 до 10 км, ширина - 0,5-2 км. Оси  складок расположены субпараллельно относительно друг друга, а в бассейне р. Юж.Казанкуль кулисообразно и здесь наблюдается изменение широтного простирания складок на юго-восточное.

Структура верхнего яруса Аличур-Гурумдинской подзоны определяется моноклинальным залеганием терригенных и карбонатных толщ юрской системы с направлением их падения в юго-восточном направлении. Прослеживается общая закономерность в увеличении углов падения с востока на запад от 35-50º до 40-60º. Складки выражены не столь четко, как в нижнем ярусе, и крупные пологие складки развиты в основном в приводораздельной части Базардаринского хребта.

Синклинальная складка наблюдается в верховьях р.р. Юж.Казанкуль, Даулятмаматдашт в известняковом комплексе байосского яруса. Длина складки около 2-2.5 км , ширина 0.8-1 км. Падение пород на крыльях 40-70º, более крутое падение в восточном окончании южного крыла. Северное крыло складки срезается разрывом. Антиклинальная складка намечается также в верховьях р. Парбист на правом ее берегу. Складки более высоких порядков отмечаются повсеместно вблизи разрывов.

Имеющиеся данные по стратиграфии дают возможность восстановить историю развития территории с каменноугольного времени. В это время в условиях устойчивого прогибания происходило накопление монотонных терригенных толщ сарезской свиты. Терригенный материал поступал из краевых поднятий. Характер разреза сарезской свиты и строение её по площади указывают на то, что в этот период существовала однообразная  фациальная обстановка.

В позднем карбоне в пределах зоны Центрального Памира проявились складкообразовательные движения, о чем свидетельствуют стратиграфические и угловые несогласия между отложениями сарезской свиты и отложений пермо-триаса. В этот промежуток времени были сформированы базальные мелкогалечниковые конгломераты. В перми и начале  триаса устанавливается морской режим. На фоне незначительных колебательных движений формировались известняки, доломиты с прослоями песчаников и алевролитов.

В раннепермскую эпоху зона Юго-Восточного Памира испытывала некоторое погружение, сопровождавшееся накоплениями песчаников и сланцев карачатырского и улугского горизонтов. Позднее, вплоть до позднего триаса устанавливается морской режим, при котором на фоне колебательных движений отлагались известняки, доломиты. Периодически происходит размыв и переотложение материала, что доказывается наличием в разрезе песчаников, алевролитов и крупногалечниковых конгломератов. О проявлении вулканической деятельности в этот период свидетельствуют многочисленные прослои и линзы эффузивов в карбонатных породах.

В позднетриасовую эпоху в зонах Центрального и Юго-Восточного Памира устанавливается примерно одинаковый тектонический режим; в обеих зонах вновь устанавливаются процессы осадконакопления, происходит образование флишоидных пород. Большие амплитуды опускания характерны для Аличур-Гурумдинской подзоны, где преобладают исключительно сланцевые толщи истыкской свиты с редкими линзами и прослоями песчаников. Севернее Рушано-Пшартского разлома формируются песчаники с подчиненными прослоями сланцев, алевролитов. Здесь этот режим существовал вплоть до раннего мела.

На территории Юго-Восточного Памира в конце позднего триаса происходит резкое поднятие, которое завершилось процессами складкообразования. В начале раннеюрской эпохи здесь вновь устанавливается морской режим  и до конца юры формируется терригенно-карбонатные отложения. В позднеюрское время здесь устанавливается континентальный режим, с которым связано проявление интенсивной фазы складчатости, внедрение гранитоидов. В раннемеловую эпоху геосинклинальный этап развития территории завершается внедрением интрузий, образованием крупных складок: сарезской антиклинали, сарезской синклинали и др. Рассматриваемый район был приподнят и являлся, видимо, областью сноса вплоть до палеогена. В палеогене Центральный Памир был разбит на ряд субширотных узких блоков. Одни из них активно возвышались, а в других накапливалась орогенная моласса. Установившиеся в палеогене континентальные условия сохраняются и ныне.

 

IV. Неотектоника и сейсмичность

Заложение современной складчато-глыбовой структуры исследуемой территории относится к послегеосинклинальному этапу геологического развития и связано с началом воздымания всего Памира в олигоцене. Дальнейшее оформление и усложнение тектонических структур происходило в сложной геодинамической обстановке, на фоне интенсивных вертикальных поднятий и в условиях горизонтального сжатия.

Расчет амплитуд и скоростей вертикальных поднятий восточной части Сарезского озера (табл. 1) произведен по методике, предложенной В.В. Лоскутовым (17). В нижеследующей таблице также приведены средние скорости поднятий, рассчитанные для всего Памира и приведен расчет скоростей поднятий для района Сарезского озера по данным Т.П. Белоусова (3).

 

Таблица 1. Амплитуды и скорости  вертикальных поднятий восточной части Сарезского озера  в олигоцен-голоцене

 

Ярусы рельефа

Возраст

Амплитуды поднятий восточной части Сарезского озера, м

Длительность, млн. лет ( 17 )

Средние скорости поднятия, мм/год

Восточная часть Сарезского озера. По результатам работ 1985-1987 г.г.

Весь Памир. По данным В.В. Лоскутова (17)

Район Сарезского озера. По данным Т.П. Белоусова (3)

Верхний

P3 -N11

320

16

0,02

0.025

-

Средний

N11- N22

570

14

0.04

0.105

-

N22-Q1

940

5.5

0.17

0.2

-

Нижний

Q2

600-970

0.4

1.5-2.4

5.0

2.7-3.0

Q3

150

0.05

2.3

7.0

6-8

Q4

0.015

10.0

10-14

 

Из таблицы следует, что скорости поднятий, по мере приближения к современности, интенсивно нарастают. Резкое усиление интенсивности и дифференциации восходящих тектонических движений произошло, по-видимому, в конце первой половины раннего плейстоцена. Сопоставление с результатами других исследователей (3) в целом показывает хорошую сходимость.Oтсутствие достоверных данных за поздний плейстоцен и голоцен обусловлено затоплением этих уровней Сарезским озером.

В плейстоцене воздымание структурных элементов происходило с различными скоростями. Участки, относительно отстающие в поднятии от сопредельных территорий, названы прогибами, а участки с повышенными градиентами поднятий - сводовыми поднятиями. Ранее отмечалось (22), что для всего региона план новейших структур в определенной мере отражает особенности строения складчатого фундамента. Эта закономерность отчетливо прослеживается при выделении структур первого порядка. Так субширотный Рушано-Пшартский разлом определяет границу между Музкольским сводовым поднятием и Джилгакульским прогибом, входящими в зону Центрального Памира, и Базардаринским сводовым поднятием Юго-Восточного Памира. Этот разлом также в определенной мере разграничивает зоны различной степени проявления послегеосинклинальных разрывов - севернее разлома отмечается сгущения таких разрывов. В пределах структур первого порядка по комплексу признаков выделены структурные элементы более низких рангов - блоки, надвиговые зоны, прогибы.

Структура Музкольского сводового поднятия ориентирована в широтном направлении . В восточном окончании на меридиане урочища Моренного она граничит с Джилгакульским поперечным прогибом. Западная и северная границы находятся за пределами исследуемой территории. В целом Музкольское поднятие фиксируется слабым уклоном в восточном направлении - максимальные абсолютные отметки водораздельной части в верховьях р.р. Пирсарай, Азыктош достигают соответственно 5548 и 5655м, и восточнее, в верховьях р. Догун - 5380м

Неоднократное изменение скоростей воздымания Музкольского поднятия относительно Базардаринского в среднем и позднем плейстоцене устанавливается по сохранившимся следам миграции пра-русла р. Мургаб в районе Марджанайского расширения. Изменение темпов неотектонических поднятий и векторов горизонтальных напряжений на разных этапах развития, наличие более прочных и малорелаксирующих пород сарезской толщи, слагающих эту структуру, обусловило широкое развитие здесь новейших разрывов, поперечных поднятий и палеосейсмодислокаций. С учетом значительной высоты и крутизны склонов, эти факторы также предопределили формирование в пределах этой структуры крупнейших оползней объемом до 1 км³ - Ватасаифского, Даулатмаматдаштского, Нисордахтского.

Джилгакульский поперечный  прогиб с востока ограничен меридиональным изгибом реки Мургаб, восточнее ее впадения в озеро; с южной стороны - Рушано-Пшартским краевым разломом. С запада граница с Музкольским поднятием выражена морфологически четко в виде резкого понижения приводораздельной части на 500-600 м. По мере продвижения в восточном направлении отмечается повышение абсолютных отметок водораздела с 4715м - в верховьях р. Сев. Казанкуль, до 5284м - выше отрыва Айлокского оползня-обвала. По геоморфологическим и тектоническим признакам в пределах структуры выделено 4 блока: Северо-Казанкульский, Депшинский, Мургабский и Айлокский - ступенчато воздымающихся в восточном направлении.

Наибольшей скоростью полнятия характеризуется Северо-Казанкульский блок. Расположен в верховьях р. Сев. Казанкуль и с востока ограничен субмеридиональным Северо-Kазанкульским сбросом с вертикальной амплитудой до 200 и более м.

Депшинский блок испытывал умеренное поднятие в новейшем этапе развития территории. Здесь максимальные абсолютные отметки осевой линии хребта достигают 4700 м и водораздельная часть представлена выположенной плиоценовой поверхностью.

В пределах структуры Джилгакульского прогиба значительные поднятия испытывал Мургабский блок, абсолютные отметки которого достигают 5200 м . Поднятия происходили с перекосом - более возвышенной оказалась северная часть. Изменение темпов поднятий в южной и юго-восточной части приводило к миграции русла р. Мургаб - переуглубления среднеплейстоценового времени фиксируются на плато Айлок и в районе приустьевой части р Зеленая. С позднего плейстоцена русло р.Мургаб было отжато к правому борту долины. Широкое развитие разрывных нарушений в пределах Мургабского блока, сопровождающихся палеосейсмодислокациями и подрезка склона рекой, при наличии высоких и крутых склонов, обусловило формирование здесь крупного Айлокского оползне-обвального смещения в позднем плейстоцене.

Айлокский блок ограничен с юга Рушано-Пшартским разломом, с севера по разрыву граничит с Мургабским и Депшинским  блоками. Вытянут в субширотном направлении и расположен в нижней части Северо-Аличурского хребта. По сравнению с Мургабским блоком испытывал значительно меньшие поднятия - максимальные абсолютные отметки в южной его части не превышают 4600 м. В воcточном окончании фиксируются новейшие сдвиги с амплитудой горизонтального смещения 100-200 м.

Базардаринское сводовое поднятие морфологически совпадает с массивом одноименного хребта, максимальные абсолютные отметки которого изменяются в диапазоне от 5700 до 5900 м. Характеризуется интенсивными неотектоническими поднятиями и, судя по максимальным абсолютным отметкам, значительно превышает значения  высот поднятий за новейший этап Музкольской и, тем более, Джилгакульской структур. В пределах этого поднятия выделены четыре структуры более низкого ранга, которые обособлены меж собою палеогеновыми разрывами.

Южно-Казанкульский блок расположен восточнее мередиана плато Нисордахт. Развивается унаследованно на субстрате складчатых геосинклинальных структур. Интенсивныое воздымание блока обусловило крутой изгиб долины р. Мургаб в северном направлении в 5 км выше верховий озера, за пределами исследуемой территории. Следы интенсивного проявления новейших и современных горизонтальных смещений - левосторонних сдвигов и палеосейсмодислокаций отчетливо фиксируются в верховьях р.р. Юж.Казанкуль и Айлок. Широкое развитие оползневых процессов в пределах этого блока на общем фоне интенсивного поднятия, обусловлено главным образом стуктурными особенностями складчатого фундамента, условиями обводнения и свойствами слагающих пород.

Даулатмаматдаштская надвиговая зона расположена в средней и верхней части Базардаринского хребта и с севера ограничена системой субпараллельных, ветвящихся пологих надвигов. Представляет моноклинальную структуру с преобладающим падением пород в южном  и юго-восточном направлении. В верховьях р Юж.Казанкуль отмечается наличие пологих складок. Амплитуда горизонтального перемещения, начиная с олигоцена, достигала, видимо, нескольких километров. Во фронтальной части надвига формируются крупные оползни скольжения объемом до 30 млн. м³.

Ватасаифский блок ограничен с севера Рушано-Пшартским разломом с юго-запада и юго-востока, соответственно, палеогеновым взбросо-надвигом и Даулатмаматдаштским пологим надвигом. Представляет моноклинальную структуру, осложненную внедрением гранитоидов на заключительном этапе геосинклинального развития и формированием в неогене сдвигов с амплитудой горизонтального смещения до 400-500 м. Сопоставление абсолютных отметок цоколей раннеплейстоценовых уровней Ватасаифского блока и Музкольского сводового поднятия показало, что за средний, пoздний плейстоцен и голоцен, несмотря на попеременное изменение скоростей поднятия Музкольской и Базардаринской структур, в итоге Ватасаифский блок опаздывает в воздымании по сравнению с правым бортом Сарезского озера на 100 м. Развитие значительных обвалов и оползней в этом блоке приурочено в основном к зоне Рушано-Пшартского разлома.

Моноклинальная структура Марджанайского блока ограничена с севера Рушано-Пшартским разломом, а с востока примыкает к Ватасаифскому блоку. Наиболее интенсивно тектонические подвижки происходили по отношению к Музкольскому сводовому поднятию в зоне Рушано-Пшартского разлома. Мегасклон в пределах этого блока является многослойным - комплексы пород юрского возраста в средней части склона прорваны гранитоидами сарезского комплека. На крутых обрывистых бортах в карбонатно-терригенных толщах развиты оползневые смещения объемом до 30 млн. м³.

Структурами, сформированными на новейшем этапе развития, являются также поперечные поднятия. В работах О.К.Чедия (23) указывается, что на границе между Западным и Восточным Памиром, а первые признаки восточно-памирского рельефа в пределах исследуемой территории проявляются начиная с меридиана р, Сев.Казанкуль, формируется крупное поперечное Зулумартское поднятие. По данным Л.П.Винника и А.А. Лукка (5), изучение скоростей продольных волн далеких землетрясений позволяет выделить под Памиром два блока: западный - высокоскоростной и восточный - низкоскоростной. Меж собою они разделяются зоной, глубиной до 400 км. Т.П.Белоусовым (3) на основании геофизических и геологических признаков сделан вывод о том, что формирование поперечной зоны обусловлено развитием глубинного разлома, названного Зулумарт- Кызылдангинским и начало его формирования приурочено к неогеновому времени. Поперечное поднятие более низкого ранга устанавливается восточнее Марджанайского залива на водоразделе р.р. Саткан, Бист и, видимо южнее по Базардаринскому хребту, вплоть до высотной отметки 5635 м.

Существование на Памире общего горизонтального сжатия ранее неоднократно отмечалось (8, 12). Наличие горизонтального сжатия в пределах исследуемой новейшего этапа развития отчетливо прослеживаются по характеру распределения и ориентировки разрывных нарушений. Начиная с плиоцена происходит формирование в основном сдвигов и сдвиго-взбросов под воздействием cил с южного направления. Амплитуды горизонтальных смещений достигают 500 м. Простирание разрывов преимущественно субмеридиональное и широкое распространение они имеют в пределах южного крыла Сарезской антиклинали.

Субширотные разрывы, в том числе и Рушано-Пшартский разлом, трансформируются в разрывы "козырькового" типа с падением плоскости сместителя в южном направлении под углом до 45˚. В зоне Юго-Восточного Памира происходит формирование крупных надвиговых структур типа Даулятмаматдаштской. Ниже приводится характеристика разрывов южного крыла Сарезской антиклинали.

Наиболее крупным и хорошо выраженным является разрыв, пересекающий нижнюю часть склона от водораздела левого борта р. Бист через нижнюю часть долины Пирсарай, вплоть до урочища Базайташ. Зона разрыва сложена дроблеными, мионитизированными породами, на отдельных участках отмечается ожелезнение, а на левом борту р. Саткан вблизи разрыва отчетливо фиксируется запах сероводорода. Мощность зоны разрыва до 50-70 м. Элементы залегания плоскости скольжения невыдержаны и если в западной части преобладает южное и юго-восточное падение, то в районе оползневого мыса, напротив устья р. Ватасаиф, падение в северном направлении и чрезвычайно пологое. Разрывы палеогенового возраста, оперяющие Рушано-Пшартский разлом, отмечаются восточнее устья р. Юж.Казанкуль. Падение плоскостей разрывов в южном направлении до 65-70˚. Зоны разрывов представлены брекчированными и милонитизированными породами мощностью до 40-60 м. Зоны влияния разрывов, выраженные повышенной трещиноватостью и наличием приразломных складок, достигают 100-200 м.

Вторая система разрывов второго порядка характеризуется субмеридиональным простиранием и преобладанием в основном сдвигов, сбросов неогенового и четвертичного возраста. Развиты они по всей территории. Kрупным является Северо-Казанкульский сброс в верховьях урочища Моренного. Здесь в приводораздельной части отчетливо фиксируется плоскость северо-западного падения с наклоном 60-80˚ Сброс хорошо выражен в рельефе, просматриваются отдельные плоскости скольжения. Вертикальная амплитуда сброса составляет не менее 200 м. Ширина его зоны влияния, выраженная повышенной трещиноватостью - до 500 м. Аналогом этого разрыва является нарушение вдоль левого борта р. Сев.Казанкуль с падением плоскости разрыва в западном направлении под углом 80-85º. Породы зон разрыва - черные перетертые сланцы с прослоями песчаников и с белыми налетами солей. Мощность измененных пород до 50 м. Ориентировка приразрывных, нечетко выраженных складок, свидетельствует о его сдвиговой природе.

Левосторонний сдвиг прослеживается по долинам р.р. Парбист, Бист. На левом борту р. Парбист в гранитоидах зона разрыва представлена сильно дроблеными, милонитизированными породами. На правом бору Сарезского озера в районе устья р. Бист установлено смещение до 500 м по горизонтальной составляющей. Здесь же на водоразделе р. Дистадагун линия разрыва сопровождается субпараллельными и протяженными палеосейсмодислокациями.

Серия крутопадающих сбросо-сдвигов, прослеженных на расстояние до 2-2.5 км отмечается на левом борту р. Мургаб в верховьях р. Айлок. Все сдвиги левосторонние, в смещение вовлечены палеогеновые отложения, что определяет нижнюю возрастную границу разрывов. Плоскости разрывов крутые - до 80º с падением в западном направлении. Ширина зон разрывов, выполненных раздробленными породами, до 10-15 м Иногда выражены в виде плотно притертых массивов с зеркалами скольжения. Максимальная амплитуда горизонтального смещения до 200 м.

Концентрация разрывов северо-восточного простирания наблюдается на правом борту Сарезского озера и в его верховьях, восточнее р. Беоб. Наклон плоскостей скольжения от 50 до 70º в северо-западном направлении. Зоны разрывов представлены сизыми, расслоенными, часто обохренными, милонитами с включениями обломков алевролитов и песчаников. Разрывы позднеплейстоценового и, возможно, голоценового возраста, о чем свидетельствует наличие деформаций в среднеплейстоценовых аллювиальных отложениях западнее устья р. Зеленая. Широкое развитие на этом участке имеют палеосейсмодислокации, простирание которых совпадает с простиранием разрывов.

В зоне Юго-Восточного Памира наиболее крупным является Даулятмаматдаштский надвиг, который прослеживается от верховий р. Даулятмаматдашт, а в южном окончании плато Нисордахт резко поворачивает на юг, уходя в верховья левой составляющей р. Юж.Казанкуль. Разрыв выражен зоной дробления и брекчирования известняков, сланцев со следами ожелезнения и зеркалами скольжения. Мощность измененных пород до 30 м. На отдельных участках контакт притерт и мощность сокращается до 0,5-1 м.

Плоскость основного смещения пологая до 10-15º. В западном окончании надвиговой структуры падение плоскости сместителя увеличивается до 40-60º. По плоскости этого разрыва с юга на пермо-триасовые, триасовые и юрские отложения надвинуты терригенно-карбонатные комплексы байосского яруса. Амплитуда горизонтального перемещения по надвигу измеряется, видимо, несколькими километрами. Смещенный пакет сохранил структурное единство и элементы залегания пород аллохтона в целом совпадают с элементами залегания пород автохтона. Некоторое усложнение структуры аллохтона намечается за счет проявления здесь складок и разрывов.

В западном окончании в долине Даулатмаматдашт плоскость основного разрыва сопровождается тектоническим нарушением, расположенным в 250-300 м южнее. Между этими разрывами зажат тектонический блок, который ранее был индексирован как палеогеновые отложения (11). Детальное изучение этого массива показало, что он сложен карбонатными и сланцевыми породами, которые характерны для сланцево-известнякового комплекса байосского яруса.

Аналогичная ситуация наблюдается в нижней части склона восточнее р. Даулатмаматдашт и вплоть до р. Березовой, где между плоскостью Рушано-Пшартского разлома и расположенным в 200 метрах южнее разрывом, зажат блок эффузивно-известняково-сланцевого комплекса пермо-триаса. Протяженность этого блока достигает 10 км.

В районе Марджанайского залива субширотными разрывами ограничен массив карбонатных пород нижней и средней юры. Плоскости разрывов имеют устойчивое южное направление падения  с углом падения 65-80º. Характеризуются широкими до 50 м, зонами дробления, милонитизации и ожелезнения.

Некоторые из субмеридиональных разрывов, ранее охарактеризованные для Сарезско-Пшартской подзоны Центрального Памира, имеют свое продолжение южнее Рушано-Пшартского разлома. Это разрыв, проходящий через устьевую часть р. Парбист и далее в сторону Марджанайского залива; система разрывов в восточном окончании территории на левом борту р. Мургаб; разрывы в нижнем течении р. Ватасаиф. По механизму смещения они являются сдвигами, сбросо-сдвигами неогенового и плейстоценового возраста.

Значительные темпы неотектонических поднятий, неоднородность и контрастность подвижек отдельных блоков, приуроченность района работ к зоне пересечения сейсмоактивного Рушано-Пшартского разлома и Зулумарт - Кызылдангской зоны сгущения эпицентров землетрясений (3) обусловили высокую сейсмичность территории. Согласно схеме сейсмического районирования (1), исследуемая площадь входит в сейсмогенную зону Центрального Памира, где возможны коровые и подкоровые землетрясения 17-го энергетического класса с магнитудой до 7,5 и расчетной интенсивностью до 9 баллов. Имеющиеся данные (22) указывают на возможность снижения или увеличения исходной балльности на 1-2 балла для отдельных участков, при учете сейсмической жесткости пород, глубины залегания грунтовых вод и особенностей рельефа.

Результаты моделирования сейсмонапряженного состояния склонов различного профиля методом динамической фотоупругости (10) показывает, что при наиболее неблагоприятном случае движения сейсмической волны вдоль свободной поверхности, существуют взаимосвязи распределения растягивающих напряжений в склоне от соотношения высоты склона (Н=2λ), ширины водораздельного плато (B) и длины первой фазы импульса продольной волны(λ).

Для моделей треугольного профиля максимальные растягивающие напряжения возникают в верхней части склона на высоте (0.75-08)Н от подножия. Анализ расположения на склонах крупных оползней, обвалов и сохранившихся ниш отрыва, показывает, что, в целом, в пределах исследуемой территории имеет место такое соотношение. Для моделей трапецевидной формы, имитирующих склоны с водораздельным плато, как это имеет место восточнее р. Сев.Казанкуль, значительные растягивающие напряжения возникают как в верхней части склонов, что соответствует положению Северо-Казанкульского оползня, так и в средней части плато, в верховьях р. Беоб, где сформированы крупные сейсмотектонические дамбы. При этом максимальные растягивающие напряжения на поверхности плато будут, согласно данным моделирования, наблюдаться при соотношении Н=(0.6-0.75)σ, где σ - максимальное растягивающее напряжение в падающей сейсмической волне на плоской дневной поверхности натуры.

С высокой сейсмичностью связано широкое распространение в пределах исследуемой территории остаточных деформаций земной коры, которые четко выражены в рельефе в виде рвов, дамб, вершинных грабенов. По генетическим и морфометрическим признакам, с учетом существующих классификаций (19, 21), на исследуемой территории были выделены сейсмотектонические, сейсморазрывные и сейсмогравитационные типы палеосейсмодислокаций.

К сейсмотектоническим отнесены дамбы с вертикальным смещением до 50 м. Происхождение их связано с резкой активизацией неогеновых и четвертичных разрывов в результате сейсмических импульсов. Отмечается наличие двух взаимоперпендикулярных ориентировок палеосейсмодислокаций этого типа: северо-западного и северо-восточного простирания. Наиболее крупной и хорошо выраженной структурой этого типа является дамба в верховьях р. Беоб. Здесь, в пределах пенепленезированной поверхности плиоцен-раннеплейстоценового возраста, в породах сарезской свиты фиксируется уступ северо-западного простирания протяженностью до 2 км. Высота уступа до 50 м, падение плоскости сметителя в северо-восточном направлении, крутизна 60-70 гРад. По поверхности уступа отмечаются многочисленные зеркала скольжения. Параллельная ступень с амплитудой смещения до 5-10 м установлена в 300 м юго-западнее. С этими палеосейсмодислокациями, видимо, связано формирование на перегибе пенепленезированной поверхности Северо-Казанкульского оползня объемом до 180 млн. м³.

С неогеновым разрывом северо-западного простирания связано наличие сейсмодамб в западной части Ватасаифского оползня . Высота приподнятого южного крыла до 10 м. На левом борту р. Саткан уступ в значительной мере замыт и морфологически выражен как ступень в рельефе. Судя  по степени сохранности, более поздними являются дамбы северо-восточного простирания. Кроме того они разрывают среднеплейстоценовые образования. Так в междуречье р.р. Беоб и Зеленая, четвертичный разрыв по правому борту Сарезского озера в северном окончании сопровождается сейсмическим уступом в породах сарезской свиты высотой до 3-5м.  Разрыв выражен зонами милонитизации, дробления и смятия пород и достигает 15-20 м . Подобные палеосейсмодислокации отмечены на водоразделе левого борта р. Бист, по водоразделу правого борта р. Догун.

На фоне общего горизонтального сжатия, как показали результаты изучения механизма слабых землетрясений (12), существеют и области растяжения, ориентированные в том же направлении, а наличие субмеридиональных сбросов с вертикальной амплитудой до 200 м, свидетельствует о развитии и субширотных растягивающих напряжений. Эти предпосылки обуславливают развитие в пределах территории разрывных палеосейсмодислокаций. На дневной поверхности они фиксируются в виде рвов, протяженностью до первых сотен метров.

Ширина рвов до 10-30 м, глубина до 10 м. Приурочены, главным образом, к водораздельным, реже к средним частям склонов. Ориентированы они в северо восточном и северо-западном направлении. Участками отмечается локализация в зонах слияния неогеновых и плейстоценовых разрывов. Наиболее крупные и хорошо выраженные системы субпараллельных рвов отмечается на правом борту в верховьях Сарезского озера, выше ниши отрыва Ватасаифского оползня и на водоразделе р.р. Сев.Казанкуль и Депше. Как правило, склоны, пораженные палеосейсмодислокациями этого типа, неустойчивые и потенциально неустойчивые.

Сейсмогравитационные палеосейсмодислокации представлены вершинными грабенами, дамбами и крупными оползневыми и обвальными смещениями. В этой группе гравитационная составляющая играет важную роль. Крупнейшей структурой этого типа является вершинный грабен в верховьях Сарезского озера на его правом борту. Морфологически выражен в виде полого холмистого водораздела с абсолютными отметками 3700-3800 м, длиной до 2.5 км. Формирование этой структуры связано с тем, что в результате сейсмического толчка линейно вытянутые в субширотном направлении клинья пород сарезской свиты, ограниченные сейсмическими рвами, оказались просевшими на высоту до n×10 м. В последующем в результата денудационных процессов рельеф был в значительной мере снивелирован и приобрел современный облик. Дамбы сейсмогравитационного генезиса выражены в виде уступов высотой до 5-10 м, распространенных в зонах развития приостановившихся сейсмогенных оползней. Их отличие от оползневых западин (21) заключается в том, что развитие склона в последующее после сейсмотолчка время происходит не оползневым путем. Встречаются они в верховьях р. Юж.Казанкуль и севернее ниши отрыва Айлокского оползня-обвала.

Нарушение устойчивости склонов в результате сейсмического воздействия приводило к формированию крупных оползней и обвалов объемами до 1 км³. Сохранившиеся ниши отрыва на правом борту Сарезского озера в той или иной мере приурочены к зонам максимального развития палеосейсмодислокаций. Характерной особенностью этих смещений является неполная реализация всего объема - на флангах сохранились фрагменты неустойчивых и потенциально неустойчивых массивов с объемами до 200 млн. м³.

Анализ фактического материала  по результатам инженерно-геологической съемки  данной территории показал, что наибольшая пораженность территории палеосейсмодислокациями отмечается на участках интенсивных неотектонических поднятий, достигая своего максимума в зонах поперечных поднятий, как это имеет место западнее Ватасаифского оползня и в верховьях озера, в зоне Зулумартского поднятия.

 

V. Гидрогеологические условия. Обводнение склонов

Характеристика гидрогеологических условий производится по данным визуальных обследований и результатов опробования родников. Охарактеризованы лишь подземные воды верхней гидродинамической зоны. Глубокая и густая расчлененность рельефа обеспечивает интенсивную сдренированность массивов, а особенности геологического строения, в частности отсутствие региональных водоупоров, исключает возможность существования здесь артезианских бассейнов.

Метеорологические условия крайне неблагоприятны для формирования запасов подземных вод - величина испаряемости значительно превышает годовую норму осадков. Подземные воды различных комплексов и элементов рельефа вследствие интенсивной дислоцированности и трещиноватости пород, имеют гидравлическую связь. В результате воздымания территории за неоген - четвертичное время произошла полная нивелировка вод по химсоставу и в породах различного литологического состава формируются воды весьма сходные по количественным и качественным показателям. Всего в пределах изученной территории было обследовано 25 родников, которые приурочены к различным комплексам пород и расположены в интервале абсолютных отметок от 3260 до 4550 м . Встречены как одиночные, так и групповые выходы родников. Зачастую в логах, выполненных рыхлым щебнисто–глыбовыми отложениями, на отдельных участках прослушивается шум водотоков, без выхода последних на дневную поверхность.

В соответствиии с геолого-структурными особенностями территории, подземные воды являются трещинными, трещинно-жильными; в прирусловых частях долин боковых притоков, а также в отложениях высоких террас, в осыпях и моренах – поровыми. Дебиты родников изменяются в широком диапазоне от 0.01 до 3.5 л/с. Максимальный дебит наблюдается в июле–августе, т.е. в период интенсивного снего- и льдотаяния. Встречаются следы сезоннодействующих и пересохших родников. Температура вод источников изменяется от 3º до 8º и зависит в определенной мере от времени отбора пробы, экспозиции склона и температуры воздуха. По химическому составу подземные воды относятся к сульфатно-гидрокарбонатным, реже гидрокарбонатным, магниево-кальциевым с минерализацией 0.1-0.4 г/л. Вода в источниках чистая, прозрачная, безцветная, без запаха. Воды некоторых источников слабоминерализованы с характерным привкусом.

 

Таблица 2. Гидрогеологические характеристики стратиграфо-литологических комплексов

 

№№

Стратиграфо-литологические комплексы

Индекс

Водовмещающие породы

Дебит, л/с

Минерализация, г/л

Химсостав

Примечания

1

Аллювиальные

aQ

Галечники, гравий, валуны с линзами песка и глин

До 10

0.2 - 0.6

Гидрокарбонатно –сульфатные, кальциевые; сульфатно-гидрокарбонатные, кальциево-магниевые

 

2

Моренные

gQ

Щебень, отломы, глыбы с суглинистым заполнителем

10 - 20

0.2 - 0.6

Гидрокарбонатно –сульфатные, кальциевые; сульфатно-гидрокарбонатные, кальциево-магниевые

В высокогорных частях термокарстовые воронки с водой, линзы и прослои льда

3

Осыпные

dsQ

Отломы, щебень, дресва с песчано-суглинистым заполнителем

0.01 - 5

 

 

В высокогорных частях  погребенные линзы льда

4

Элювиальные и солифлюкционно-осыпные

eQ, sdsQ

Отломы, щебень, дресва с суглинистым заполнителем

0.01 - 1

 

 

На отдельных участках  наблюдается переувлажнение, мочажины

5

Палеогеновые (бугучинская свита):

песчаниково-алевролитовый,

 

 

P3bg2

 

 

Алевролиты, песчаники, конгломераты, гравелиты

 

 

 

 

 

Массивы сдренированы

песчаниково-конгломератовый

P3bg1

6

Юрские:

сланцево-известняковый,

 

J2bj6

 

 

 

 

Известняки, песчаники, сланцы, алевролиты

 

 

 

 

0.01 - 10

 

 

 

 

0.2 - 0.6

 

 

 

 

Гидрокарбонатно–сульфатные, кальциевые; сульфатно-гидрокарбонатные, кальциево-магниевые

 

 

 

 

В пределах территории работ массивы сдренированы

известняковый,

J2bj5

сланцевый,

J2bj4

сланцево-известняковый,

J2bj3

сланцево-алевролитовый,

J2bj2

известняковый

J2bj1

7

Юрский известняковый

J l-a

Мраморизованные известняки с прослоями мергелей

 

 

 

Массив сдренирован

8

Верхнетриасовые:

песчаниково-сланцевый,

T3is

Сланцы, песчаники, алевролиты

0.2 - 3.5

0.1 – 0.3

Сульфатно-гидрокарбонатные, кальциево-магниевые

 

 

Массив песчаникового комплекса T3 сдренирован

песчаниковый

T3

9

Пермо-триасовый

доломитово-известняковый

Р12

Известняки доломиты, песчаники, алевролиты

 

 

 

Массив сдренирован

10

Пермо-триасовые:

известняково-алевролитовый,

P1kb-T3k)к

 

Известняки, алевролиты, песчаники, сланцы, эффузивы

0.01 - 3

0.6

Гидрокарбонатно-сульфатные, магниево-кальциевые

 

 

Массив эффузивно-известняково-сланцевого комплекса (P1kb-T3k)э

 сдренирован

эффузивно-известняково-сланцевый

(P1kb-T3k)э

11

Пермский песчаниково-сланцевый

P1kr-u)

Сланцы, песчаники

0.01 – 3.5

0.4

Сульфатно-гидрокарбонатные, магниево-кальциевые

За пределами исследуемой территории воды сульфатные, магниево-кальциево-натриевые с минерализацией до 5 г/л

12

Каменноугольные (сарезская свита):

песчаниково-алевролитовый,

Csr4

 

 

Алевролиты, песчаники, сланцы

 

 

1 - 10

 

 

0.2 – 0.3

 

 

Гидрокарбонатные, гидрокарбонатно-сульфатные, магниево-кальциевые

 

песчаниковый

Csr³

13

Интрузивные:

гранодиоритовый,

γσJ3–K1

 

Гранодиориты, граниты

 

 

 

 

Массивы сдренированы

гранодиорит-гранитовый

γ,γσK1s

 

Учитывая специфику работ подземные воды характеризуются в связи с обводнением дочетвертичных отложений и четвертичных отложений и рассматриваются как один из факторов нарушения устойчивости склонов, способствующий снижению прочности пород, созданию дополнительных напряжений, изменению скоростей сейсмических волн.

Подземные воды дочетвертичных отложений. Обводнение массивов локальное и неравномерное, что определяется характером распространения подземных вод, преимущественно трещинного и трещинно-жильного типа, а также большой сдренированностью массивов. Наибольшее количество родников сосредоточено в средних частях долин р.р. Березовая и Юж.Казанкуль у основания склонов. Практически все они, за редким исключением, приурочены к фронтальным частям крупных оползней скольжения. Благоприятные условия обводнения этих склонов, особенно междуречья составляющих р. Березовая, предопределены литологическим составом пород, структурными особенностями и наличием оползневых массивов. Склоны находятся в пределах Южно-Казанкульского блока Базардаринского сводового поднятия, осложненного складчатыми структурами субширотного простирания и разрывными нарушениями всбросо-надвигового типа. Коренные породы, слагающие склоны, представлены чередованием песчаниково–сланцевых и известняково–алевролитовых комплексов пермской и триасовой систем.

Влияние соотношения ориентировки складок и склона сказывается в том, что максимально обводненными являются многослойные склоны, простирание которых совпадает с простиранием осей складок. В этом случае массив дренируется трещиноватыми, водопроницаемыми породами известняково-алевролитового комплекса.

Питание подземных вод осуществляется в основном за счет таяния ледников и снежников в высоких частях склонов. Наличие в разрезе сланцевых пород, обладающих большей влагоемкостью и значительной инерцией водоотдачи, способствует увлажнению присклоновой части на протяжении длительного времени. Не исключено, что дополнительная подпитка может происходить также вдоль зон разрывных нарушений. До появления позднеплейстоценовых и голоценовых оползней разгрузка происходила в зоне развития карбонатных толщ у подошвы присклоновой зоны выветривания.

После реализации оползней с образованием водонепроницаемой плоскости скольжения, пути фильтрации были нарушены и часть подземного потока в настоящее время движется движется выше плоскости в пределах оползневого массива (рис. 3а), утяжеляя его и ухудшая прочностные параметры пород. Другая часть потока движется ниже, создавая подпор. В конечном итоге, и то и другое приводит к дополнительному нарушению устойчивости уже сформированного оползня. Возможны варианты трансформации типа скольжения, как это имеет место на правом борту р. Юж.Казанкуль, где в теле оползня скольжения при достаточном насыщении водой формируются оползни-потоки, солифлюкционные процессы. Дебиты родников здесь во фронтальной части оползней 1.5-3.5 л/с. Воды гидрокарбонатные, кальциево-магниевые; в отдельных источниках, приуроченных к карбонатным породам - магниево-кальциевые.

 

 

Характер обводнения присклоновой зоны в породах сарезской свиты наиболее отчетливо проявляется на правом борту озера в восточной части напротив плато Айлок. (рис. 3б). Склон квазиоднородного строения сложен песчаниковым и песчаниково-алевролитовым комплексами, рассечен крутопадающими разрывами. В пределах всего склона сформирована грандиозная ниша отрыва позднеплейстоценового оползня-обвала, эродированная глубоким голоценовым врезом.

Здесь на различных участках сохранились полуотчлененные и частично смещенные массивы объемом до 25 млн. м³. Водораздельная часть склона с абсолютными отметками 4700-4900 м в западном окончании ниши отрыва образует плато шириной до 300 м и длиной до 2-2.5 км. с западинами сейсмогенного происхождения. Таяние здесь снежников приводит к увлажнению массива. В теплое время года на отдельных участках формируются водоемы глубиной до 2 м, диаметром 20-30 м. Талые воды фильтруются вглубь присклоновой зоны выветривания и выклиниваются на дневную поверхность на склоне южной экспозиции в зонах тектонических разрывов, которые барражируют подземный водный поток. Родники, фиксируемые на абсолютных отметках 4350 и 3360 м с дебитом до 1 л/с, приурочены не только к разрывам, но и к фронтальным частям крупных оползней скольжения. Видимо, здесь плоскости скольжения контролируют глубину подземного водного потока.

На склоне левого борта р. Зеленая, примыкающем к водораздельному плато, также проявляются обводнение приповерхностных частей склона в виде следов ранее действующих родников и обводненного разрыва в средней части склона. Сходная ситуация в центральной части оползне-обвальной ниши, где где выход подземных вод в виде родников с дебитом до 0.1 л/с, происходит вдоль отчетливой плоскости скольжения потенциально-неустойчивого массива, вскрытой глубоким эрозионным врезом (рис. 3в). В данном случае источником питания родников является не только таяние на разбитом палеосейсмодислокациями водоразделе, но и таяние погребенных линз льда в осыпном саю, расположенном в 1 км восточнее зоны высачивания. Определенную роль в пополнении запасов подземных вод играет сам осыпной сай как зона водосбора с последующей инфильтрацией временных водотоков вглубь массива.

Следует отметить, что обводнение нижних частей склона крупных оползневых ниш на склонах, сложенных породами сарезской свиты, наблюдается также в районе междуречья Дистагун и Сатгаун. Обводнена ниша Ватасаифского оползня, где родники приурочены к зоне субширотного Рушано-Пшартского разлома. Гидрогеологические условия склонов, сложенных остальными комплексами дочетвертичных отложений, ввиду их сдренированности и отсутствия родников, можно оценить лишь в общих чертах, исходя из литологического состава пород и характера трещиноватости, с учетом данных по сопредельным участкам (15).

Подземные воды четвертичных отложений являются поровыми, безнапорными, образуют незначительные по площади водоносные толщи с максимальным обводнением в низких частях разреза или вблизи экранирующих толщ. В солифлюкционных, моренных и осыпных отложениях на высотах более 4000 м отмечаются прослои и линзы льда.

Аллювиальные отложения главной долины и некоторых крупных притоков подразделяются на проницаемые малообводненные толщи, слагающие плейстоценовые региональные уровни и аллювиальные отложения пойм. Групповой выход приурочен к поверхности экранирующего прослоя глинистых пород, подстилающих валунно-галечниковый комплекс в восточной части плато Даулатмаматдашт во врезе р. Даулатмаматдашт на высоте 70 м над руслом. Суммарный дебит родников 3-5 л/с. Аналогичная ситуация в средней части урочища Сарытугай и безымянного урочища восточнее устья р. Ватасаиф, на контакте глинистых пород впервом случае, и песчаникового комплекса сарезской свиты во втором, с вышележащим  валунно-галечниковом материалом, отчетливо прослеживаются следы сезоннодействующих родников. Формирование подземных вод осуществляется за счет подтока поверхностных вод и, видимо, фильтрационным путем, когда поступление воды происходит по трещинам и разрывам из глубин массива.

Постоянный водоносный горизонт в аллювии пойм обязан своим происхождением речным водам и тесно связан с ними гидравлически. Многочисленные выходы сезонно действующих родников отмечаются в расширенных участках долин р.р. Юж.Казанкуль, Ватасаиф и в долине Мургаба.

При периодическом подтоплении аллювиальных комплексов высоких террас, расположенных в зоне сезонного колебания уреза озера, сказывается влияние гидродинамического и гидростатического давления и при полном водонасыщении глин, залегающих в основании разреза, происходит деформация и смещение по типу скольжения. Подобная ситуация наблюдается в приустьевой части долины р. Догун, где в аллювиальном комплексе пород сформирован оползень объемом до 1.5 млн м³.

Наиболее водообильными являются голоценовые моренные отложения . Практически везде в языковой части этих морен фиксируются выходы грунтовых вод, дающие начало водным притокам главной долины. Источники групповые и одиночные со значительными дебитами до n×10л/с. В средних и верхних частях морен в термокарстовых воронках отмечается наличие небольших водоемов диаметром до 10-20 м и глубиной 3-5 м. Эти водоемы сформированы в толщах льда перекрытого обломочно-глыбовым материалом с песчано-суглинистым заполнителем. Высокая пластичность льда препятствует уходу воды. В меньшей мере обводнены позднеплейстоценовые морены. Лишь на отдельных участках, как это имеет место в долинах р.р. Бист, Сев.Казанкуль, на поверхности морен отмечаются слабопроточные мочажины. В глубоких трещинах и понижениях в придонной части таких морен эпизодически прослушиваются водотоки, разгрузка которых приурочена к урезу Сарезского озера.

Обводнение элювиальных и солифлюкционно-осыпных отложений подчинено вертикальной зональности, т.к. эти комплексы развиты в интервале абсолютных отметок 4200-4800 м и выше, где практически круглогодично сохраняются фрагменты снежников. В летний период породы интенсивно увлажняются водами тающих снежников, вплоть до полного водонасыщения, в холодный период находятся в мерзлом состоянии. Определенную роль в режиме обводнения играет частота температурного перехода через 0º в годовом и суточном интервале. Здесь в теплый период образуется верховодка, проявляющаяся в виде отдельных высачиваний и мочажин.

Осыпи средне-верхнеплейстоценового возраста, примыкающие к региональному террасовому уровню обводнены спорадически. Наличие подземных вод здесь фиксируется лишь по шуму водотоков в местных логах. Питание осуществляется за счет таяния снежников в верхних частях склонов. При благоприятныз условиях в осыпях на высотах более 4000 м формируются прослои и линзы льда с последующей трансформацией осыпи в оползень-глетчер, во фронтальной части которого отмечаются действующие родники, либо следы ранее действовавших. В редких случаях, как это имеет место в урочище Моренном, на поверхности этих отложений фиксируются западины с водой диаметром до 10 м и глубиной до 2 м . Водоупором являются глинистые отложения, иногда - погребенный лед.

 

Литература

 

1. Бабаев А.М. , Кошлаков Г.В., Мирзоев К.М. Сейсмическое районирование Таджикистана. Душанбе. 1978

2. Бархатов Б.П. Тектоника Памира. Ленинград. 1963

3. Белоусов Т.П. Тектонические движения Памира в плейстоцене-голоцене и сейсмичность. Москва. 1976

4. Васильев В.А.. Кайнозой Памира (континентальные отложения). Душанбе. 1966

5. Винник Л.П., Лукк А.А.Латеральные неоднородности верхней мантии под Памиро –Гиндукушем. Физика Земли. №1. Москва. 1974

6. Восконянц Г.С. Геологическая карта листа J-43-XIV и объяснительная записка к ней. Москва. 1970.

7. Геологическая карта Таджикской ССР. Масштаб 1:500000. Гл .pед. Чернер Э.С. Ленинград 1972

8. Гзовский М.В. Основы тектонофизики. Москва.1975

9. Гусев И.А. О границе палеогеновых и неогеновых отложений в бассейнах рек Западный и Восточный Пшарт. ДАН Тадж ССР. Т.15.№9. 1972

10. Двалишвили В.В., Юренева Е.В. Опытное моделирование сейсмонапряженного состояния склонов Сарезского озера методом динамической фотоупругости. Инженерно-строительный институт им. В.В. Куйбышева. Москва. 1985

11. Деникаев Ш.Ш. Геологическая карта листа J-43-XIII и объяснительная записка к ней. Москва 1968

12. Крестников В.Н., Белоусов Т.П., Ермилин В.И., Читарев Н.В., Штанге Д.В. Четвертичная тектоника Памира и Тянь-Шаня. Москва, 1979

13. Кухтиков М.М., Винниченко Г.П. Краевые долгоживущие разломы Памира. Душанбе, 1977

14. Кухтиков М.М. Краевые разломы Памира и Дарваза. Ученые записки ТГУ. Душанбе. 1955

15. Лим В.В., Акдодов Ю. Результаты инженерно-геологических исследований для прогноза дальнейшего развития оползней в нижней части Сарезского озера за 1981-1984 г.г.. Душанбе, 1984

16. Лоскутов В.В. Геоморфологическая карта Таджикистана и объяснительная записка к ней. Атлас Тадж. ССР. Душанбе-Москва. 1968

17. Лоскутов В.В. О скорости новейшего поднятия Памира. «Неотектоника и сейсмотектоника Таджикистана». Душанбе. 1969

18. Никонов А.А. Пахомов М.М. К стратиграфии и палеогеографии плейстоцена Юго-Западного Памира. Доклады АН СССР. №4. Том 171. 1966

19. Солоненко В.П. Палеосейсмогеология. Известия АН СССР. Физика земли. №9. Москва. 1973

20. Трофимов И.И. О возрасте и истории развития древних оледенений Западного и Юго-Восточного Памира. Сб. Новейший этап геологического развития Таджикистана. Душанбе. 1962

21. Федоренко В.С. Развитие горных склонов. Типы оползней и обвалов. Сб. «Склоновые процессы». Вып. 3. Москва. 1978

22. Хованский В.Н. Природные условия и ресурсы Центрального Памира по материалам космической съемки Москва, 1982

23. Чедия О.К. Юг средней Азии в новейшую эпоху горообразования. Кн. 1, 2. Фрунзе. 1971, 1972