Ю.М. Казаков

Инженерно-геологическая характеристика оползневого участка Базайташ

 

Редкий случай исполнения прогноза смещения скального массива в практике инженерно-геологических исследований горных склонов. Еще 1980 году В.С. Федоренко, Ш.Ш. Деникаев и В.В. Лим в объяснительной записке «Основные результаты инженерно-геологических исследований по проблеме Сарезского озера, выполненных в 1978-1979 г.г.» указывали на неустойчивость Базайташского  склона - «......надо учесть изменения устойчивости крупного, ныне не оползневoгo массива, обособленного падающим в сторону озера Рушано-Пшартским разломом на правом берегу озера, несколько восточнее Ирхтского залива». Смещение произошло в 1987 году. Изучение этого явления было начато буквально на следующий день. Полные результаты исследований приведены в отчете «Казаков Ю.М., Акдодов Ю., Шафиев Г.В., Чижаньков А.И., Папырин Л.П., Гулакян К.А. Детальные инженерно-геологические исследования оползнеопасных склонов Сарезского озера за 1998-1990 г.г. Душанбе, 1990». В 1991 году были продолжены, но не завершены, режимные наблюдения, подготовка к моделированию. С незначительными сокращениями предлагается глава отчета. Из текста изъяты ссылки на многочисленные текстовые и графические приложения.

 

 

Участок Базайташ расположен в 12 км восточнее Усойского перекрытия. Северной границей является приводораздельная часть Музкольского хребта с абсолютными отметками до 4400 м, южной - прибрежная полоса левого борта Сарезского озера. С востока и запада территория участка ограничена меридианами устья р. Базайташ и Ирхтского залива. Масштаб картирования 1:5000. Площадь съемки – 13 км²

 

Стратиграфо-литологические комплексы пород и их свойства.

 

Отложения Сарезско-Пшартской подзоны (3, 6) развиты по правому борту Сарезского озера и представлены терригенными, терригенно-карбонатными, эффузивными формациями каменноугольной (сарезская свита), пермской и триасовой (джанкаиндинская свита) систем и разновозрастными гранитоидами сарезского и джизевского комплексов

Сланцево-песчаниковый комплекс (Csr³) сложен метаморфизованными полевошпатово-кварцевыми мелко- и среднезернистыми песчаниками и слюдисто-кварцевыми, амфибол-биотитовыми серитицизированными сланцами; мощность отдельных слоев 2-5 м. Общая мощность 500-800 м

Алевролитово-песчаниковый комплекс (Csr4) характеризуется наличием среди песчаников алевролитовых разностей

Эффузивные образования - трахитовый комплекс (τC) - выделен в пределах алевролитово-песчаникового комплекса сарезской свиты. В виде протяженных межпластовых линз светлого облика мощностью 3-7 м наблюдаются в прибрежной части, севернее сая Крутого. По составу это альбитизированные трахиты - эффузивные аналоги сиенитов.

Отложения пермской и триасовой систем залегают со стратиграфическим несогласием на размытой поверхности пород сарезской свиты (2, 3) В северо-восточной части контакт тектонический по линии Шадауского разрыва. По простиранию в восточном направлении мощности этих отложений значительно сокращены и нередко выклиниваются.

Известняковый комплекс(Р-Т2)1 представлен листоватыми и плитчатыми известняками с прослоями брекчиевидных доломитов и линзами железистых слюд. Выше по разрезу отмечаются массивные мраморизованные известняки с характерной полосчатостью, обусловленной графитизацией. Мощность 150-200 м.

Известняково-сланцевый комплекс (Р-Т2)2 сложен песчанистыми известняками, хлорит-слюдисто-кварцевыми сланцами, массивными доломитами, филлитами. Мощность не выдержана по простиранию - в районе сая Крутого - 150-200 м, а в верховьях селевого сая они выклиниваются. Фрагментами прослеживаются в приводораздельной части правого борта р. Базайташ.

Сланцево-известняковый комплекс(Р-Т2)3 развит в западной части исследуемого участка. Сложен преимущественно известняками брекчиевидного облика с прожилками и линзами гематита. Встречаются прослои тонкоплитчатых сланцев, филлитов, мелкозернистых песчаников. Мощность до 200 м.

Доломитово-сланцевый комплекс (Р-Т2)4 сложен чередованием тонкоплитчатых сланцев зеленоватого оттенка, тонкослоистыми известняками розового, сиреневого и темно-серого цвета; песчаниками, доломитами. Мощность отложений в районе сая Крутого до 150-200 м

Песчаниково-сланцевый комплекс джанкаиндинской свиты (T3dź)  согласно залегает на отложениях пермо-триаса. Нижняя часть разреза - типичный флиш с равномерным чередованием песчаников и сланцев. Песчаники средне- и крупнозернистые, темносерые с характерным зеленоватым оттенком. Сланцы плитчатые, листоватые. В верхней части разреза преобладают сланцы с редкими прослоями и линзами песчаников. Мощность 300-350 м.

Песчаники и алевролиты сарезской свиты ориентированной, реже, сланцеватой текстуры и бластопсаммитовой структуры. Сланцы полосчатые, лепидогранобластовой и лепидонематобластовой структуры. Обладают повышенной прочностью на сжатие - 150-389 МПа и на растяжение - 29-38 МПа. Плотность 2.78-2.80 г/cм³. Объемная масса - 2.72-2.77 г/cм³. Коэффициент потери прочности при водонасыщении - 0.34-072. Армирующим элементом являются линзы и прослои трахитов: прочность на сжатие 271 МПа, на растяжение - 22 МПа, плотность - 2.66 г/cм³, объемная масса - 2.64 г/cм³.

Прочность карбонатов пермо-триасовых отложений на сжатие зависит от степени метаморфизма и изменяется в широких пределах: 91-132 МПа. Прочность на растяжение - 8-15 МПа. Плотность 2.74-2.91 г/cм³. Объемная масса - 2.68-2.7 г/cм³. Коэффициент потери прочности при водонасыщении - 0.6-0.7. Максимальные значения прочности отмечается у мраморизованных известняков и мраморов. Песчаники и алевролиты пермо-триасовых комплексов и джанкаиндинской свиты характеризуются следующими показателями: объемная масса - 2.66-2.76 г/см³, прочность на сжатие - 131-161 МРа, прочность на растяжение - 12-15 МПа, коэффициент потери прочности при водонасыщении - 0.82.

Мощность раннеплейстоценовой коры выветривания в комплексах сарезской свиты, судя по глубине захвата Ирхтского среднеплейстоценового оползня, достигает 100-150 м . На склонах, сложенных пермо-триасовыми комплексами, мощность верхней, повышенно трещиноватой зоны, составляет 60-70 м. Границы этой зоны отчетливо просматриваются в глубоких позднеплейстоценовых и голоценовых эрозионных врезах в районе сая Крутого.

В массивах выделено до 4-х систем трещин, по которым, как правило обособляются изометрические отдельности. По генезису это трещины напластования, тектонические и экзогенные - трещины бортового отпора. Расстояние между крупными трещинами 0.1-3.0 м. Величина коэффициента трещинной пустотности зависит от структурного положения площадок замеров и изменяется в широком диапазоне от 2 до 10%. Заполнитель трещин - милониты, тектонические брекчии, суглинки, супеси. Некоторые трещины выполнены кварцем.

Отложения Аличур-Гурумдинской подзоны представлены терригенной формацией триасовой системы, терригенно-карбонатной юрской системы и интрузивными комплексами мелового и юрского возраста. Развиты по левому и правому борту Сарезского озера.

Стратиграфическое положение песчаниково-сланцевого комплекса истыкской свиты ( T3is) в общем разрезе не установлено. Контакты с выше- и нижележащими толщами тектонические - по линии Рушано-Пшартского разлома - интрузивные. Сложен тонкоплитчатыми узловатыми глинистыми сланцами с прослоями и линзами средне- и мелкозернистых песчаников. Мощность до 80-100 м.

Песчаниково-сланцевый комплекс (J2bj1) сложен листоватыми тонкоплитчатыми двуслюдяными сланцами, полевошпат-кварцевыми песчаниками и прослоями окремненных известняков. Мощность 250 м.

Сланцево-известняковый комплекс (J2bj2) характеризуется отчетливо выраженным в рельефе пластом известняков, обохренных с поверхности. Известняки плитчатые, мелкозернистые. Сланцы полевошпат-кварцевые, листоватые. Мощность 15-20 м.

Песчаниково-сланцевый комплекс (J2bj3) сложен тонкоплитчатыми темносерыми сланцами с линзами и прослоями мелкозернистых песчаников. Мощность 30-60 м.

Известняково-сланцевый комплекс (J2bj4) представлен карбонатизированными сланцами, рассланцованными доломитизированными известняками. Восточнее долины р. Чебун известняки замещаются сланцами. Мощность 150 м.

Песчаниково-сланцевый комплекс (J2bj5) сложен листоватыми сланцами, линзами и прослоями метапесчаников, плитчатых известняков. В районе долины р. Шош песчаники замещаются известняками. Мощность 100-150 м.

Сланцево-известняковый комплекс (J2bj6) представлен полосчатыми известняками, частым чередованием прослоев мраморов, тонкоплитчатых сланцев, алевролитов. Мощность 150 м.

Алевролитово-сланцевый комплекс(J2bj7) сложен тонкоплитчатыми сланцами, прослоями и линзами алевролитов, мраморизованными известняками. Мощность 70-100 м.

Алевролитово-известняковый комплекс (J2bj8) сложен полосчатыми известняками с единичными прослоями алевролитов и сланцев. Мощность 150 м.

Песчаники истыкской свиты ориентированной текстуры, микрозернистой и псаммитовой структуры со значительным, до 20% содержанием серицита. Песчаники и алевролиты бластопсаммитовой структуры. Прочность на сжатие – 187 МПа, на растяжение - 30 МПа. Объемная масса  - 2.64-2.74 г/cм³. Коэффициент потери прочности при водонасыщении - 0.72-086. Известняки массивной текстуры, тонкозернистой, гранобластовой структуры образуют в массиве армирующие прослои. Сланцы ориентированной, сланцевой текстуры, лепидогранобластовой структуры.

Мощности ранне- и среднеплейстоценовых кор выветривания, наблюдаемых во врезах глубоких логов и боковых притоков, составляют 50-70 м.

Трещиноватость комплексов пород определяется наличием трех типов трещин: напластования, тектонических и трещин бортового отпора. Расстояние между трещинами напластования в сланцевых породах 1-10 см, ширина трещин 0.3-1 см. В песчаниках и известняках межтрещинное расстояние увеличивается до 0.5-1 м. Часто по трещинам этого типа наблюдается межпластовые проскальзывания с формированием зеркал скольжения. Среди трещин бортового отпора отчетливо выделяются трещины, формирование которых связано с врезами как основной долины р. Мургаб, так и со врезами более молодых боковых притоков. Наиболее отчетливо эта закономерность прослежена на примере сопоставления площадок трещиноватoсти в междуречье р.р. Шош-Чебун и в приустьевой части правого борта р.Чебун. Коэффициент трещинной пустотности изменяется от 2 до 15.2%.

Гранодиорит-гранитовый комплекс (γσγ1J3–K1dź) первой фазы широкой полосой протягивается по левому борту Сарезского озера в прибрежной части. Представлен гранодиоритами среднезернистыми гранитами. Отличительной особенностью является наличие квазислоистости в массиве.

Аплитовый комплекс (ργ2J3–K1dź второй фазы представлен лейкократовыми гранит-аплитами.

Гранит-гранодиоритовый комплекс (γγδ1K1s) первой фазы слагает правый борт Сарезского озера. Представлен метагранитами, биотитовыми гранодиоритами, редко альбитизированными сиенитами. В краевых частях массива породы хлоритизированы, серитицизированы.

Вторая фаза - гранодиоритовый комплекс (γδ2K1s) представлена породами зеленого оттенка - среднезернистыми гранодиоритами, реже метагранитами с разложенным биотитом и зонами серитизации. В массиве этот комплекс распространен в виде отдельных линз мощностью 10-15 м.

Третья фаза - аплитовый комплекс (ργ3K1s) развита в северо-восточной части территории. Сложена лейкократовыми гранит-аплитами.

Породы слагающие интрузивные комплексы, характеризуются массивной, реже сланцеватой текстурой; гипидиоморфной, лепидогранобластовой структурой. Прочность на сжатие 150-189 МПа, прочность на растяжение до 13 МПа. Плотность - 2.75-2.79 г/cм³, объемная масса - 2.67 - 2.71 г/cм³. .Коэффициент потери прочности при водонасыщении - 0.7-0.75. Сцепление в образце - 36 МПа, угол внутреннего трения - 30º. Последствия метаморфизма, отразившегося в образовании гипидиоморфных структур и появления вторичных минералов: серицита, хлорита. способствовали ослаблению структурных связей и уменьшению прочностных свойств массива..

Мощность приповерхностной выветрелой зоны, где по данным геофизики скорости сейсмических волн изменяются в диапазоне от 0 до 3000 м/c составляет 70-100 м. Эта величина хорошо согласуется с геологическими признаками: максимальными глубинами захвата оползня-обвала 1987 года. и позднеплейстоценового оползня в междуречье  Чебун–Икджемч, а также глубинами голоценовых эрозионных врезов.

В породах интрузивного комплекса выделено до 5 и более систем трещин, большая часть которых в процессе орогенеза трансформирована из контракционных в тектонические. Эти трещины характеризуются наличием зеркал скольжения с отчетливо выделяемыми элементами направления тектонических смещений. Расстояние между крупными трещинами 1-3 м. Трещины бортового отпора и оползневые часто открытые, шириной до 0.5-1.0 м. Коэффициент трещинной пустотности 2.5-10%. По результатам кругового сейсмического зондирования установлено, что преобладающее простирание трещин субширотное вдоль склона и соответствует ориентировке трещин бортового отпора.

Анализ полученных данных позволяет сделать следующие выводы:

- максимальные значения показателей прочности свойственны песчаникам, алевролитам, трахитам, прослои которых в массиве играют роль армирующих структур и в определенной мере компенсируют реологические свойства сланцевых толщ;

- важным показателем является коэффициент потери прочности при водонасыщении - коэффициент размягчения, который изменяется от 0.6 до 0.86. В условиях затопленных и сезонно затапливаемых частей склонов этот параметр является понижающим при прямых расчетах коэффициента устойчивости склонов;

- прочность пород при сжатии в 6-10 раз выше прочности при растяжении, что обусловлено, помимо структурных особенностей, наличием микротрещиноватости в образцах;

- коэффициент трещинной пустотности изменяется в большом интервале от 2 до 15%. Блочность массивов до 2х2х2 м³

Совокупность этих показателей указывает на малую вероятность образования плотины, состоящей из крупных блоков и массивов при реализации значительных по объему оползней-обвалов

Аллювиальные накопления слагают поверхности первой и второй среднеплейстоценовых цокольных террас главной долины в районе плато Базайташ. Сложены галечниками, прослоями гравия и песков; в основании разреза и в средней части фиксируются прослои плохоокатанных валунов гранитоидов. Максимальная мощность 60-100 м. Восточнее ниши отрыва оползня-обвала 1987 года аллювиальные галечники перекрыты озерными тонкослоистыми глинами и суглинками палевого цвета с прослоями и линзами песков. Мощность 10-20 м. Среднеплейстоценовые пролювиальные отложения узкой прерывистой полосой протягивается вдоль обрыва плато Базайташ. Представлены обломками известняков, песчаников, сланцев с рыхлым супесчано-суглинистым заполнителем. Мощность до 25 м. Верхнеплейстоценовые пролювиальные отложения развиты достаточно широко по правому и левому бортах озера. В морфологическом отношении это отчетливо выраженные конуса выносов, сложенные щебенкой, отломами, глыбами с дресвяно-суглинистым заполнителем. Голоценовые пролювиальные конуса выносов слагают устья крупных боковых притоков: Чебун, Шош, Икджемч; в значительной мере перекрывают плато Базайташ.

Пролювиально-осыпные отложения развиты на склонах, примыкающих к плато Базайташ и на левом борту в приустьевой части долины р. Чебун. Здесь в абразионном уступе хорошо выделяются разновозрастные генерации, представленные щебнем, дресвой с суглинистым заполнителем и прослоями запесоченных глин. Мощность отложений 15-20 м. Разновозрастные осыпные отложения представлены щебнем, отломами, глыбами с дресвяно-суглинистым заполнителем. Степень цементации зависит от возраста - у более древних она значительно выше и в отдельных случаях суглинистый заполнитель карбонатизирован. Мощность отложений 5-20 м.

Оползневые и оползне-обвальные отложения характеризуются широким распространением. Для оползней скольжения и крупных сейсмогенных оползней, сформированных в скальных породах, характерна относительно минимальная потеря структурной целостности массива. Оползневые отложения, как это имеет место в приводораздельной части склона в районе г. Базай и в междуречье Чебун-Икджемч, сложены массивами, блокам, пакетами, глыбами. Для оползней, развитых в покровных отложениях, отмечается обломочный состав: щебенка, дресва, отломы с супесчано-суглинистым заполнителем. Oползне-обвальные, аналогичные смещению 1987 года, представляют хаотические нагромождения блоков, глыб с наличиев межблоковых пустот. Мощность отложений достигает 50-100 м.

В пределах площади съемки, вследствие интенсивной расчлененноcти рельефа, морен раннеплейстоценового оледенения, отмечаемого по главной долине (6) не установлено. Среднеплейстоценовая морена долины р. Базайташ перекрывает аллювиальные отложения второй среднеплейстоценовой террасы главной долины. Фрагментарно прослеживается также на левом борту озера, восточнее устья р. Чебун. Представлена щебенкой, угловато окатанными валунами, плотносцементированными супесчано-суглинистым цементом. По составу моренный материал сложен исключительно породами сарезской свиты: песчаниками, сланцами, алевролитами. Позднеплейстоценовые морены слагают приустьевые части р.р. Шош, Икджемч. Представлены щебенкой, дресвой, отломами с супесчано–суглинистым заполнителем. Для морены долины р. Икджемч характерно наличие на абсолютных отметках выше 3700-3800 м термокарстовых воронок, заполненных водой.

 

Тектонические структуры, неотектоника и палеосейсмодислокации

 

Определяющей особенностью тектонического строения участка является его положение на стыке Сарезско-Пшартской подзоны Центрального Памира и Аличур-Гурумдинской подзоны Юго-Восточного Памира, разделенных Рушано-Пшартским глубинным разломом. Основным структурным элементом этой части Сарезско-Пшартской подзоны является южное крыло сарезской антиклинали, сложенное комплексами каменноугольной, пермской и триасовой систем. Преобладающее направление падения пластов в юго-восточном направлении. По мере приближения к плоскости Рушано-Пшартского разлома  структура усложняется - появляются складки более высоких порядков с элементами гофрировки слоев

Для Аличур-Гурумдинской подзоны характерно моноклинальное залегание пластов среднеюрских и верхнетриасовых отложений. Вблизи зоны Рушано-Пшартского разлома также наблюдается усложнение структуры за счет появления складок и внедрения интрузий.

Разрывные нарушения широко распространены и представлены сбросами, взбросами, надвигами дочетвертичного и четвертичного возраста. На орогенном этапе развития дочетвертичные разрывы были в той или иной мере активизированы. Уточнение возраста этих разрывов было произведено по косвенным признакам и на основании ранее проведенных работ (2, 6).

Главным разрывным нарушением является Рушано-Пшартский глубинный разлом, контролирующее влияние которого отмечается с герцинского этапа складчатости (5). Протягивается в широтном паправлении по правому борту в средней части склона и выражен в виде взбросо-надвига с крутыми углами падения плоскости сместителя в южном направлении. Основная плоскость разрыва проявлена нечетко и трассируется по плотно притертому контакту между породами истыкской и джанкаиндинской свит, входящих в состав разных структурно-фациальных зон (3). В северном крыле разлома, помимо широкого проявления приразломных складок, отмечается серия субпараллельных широтных разрывов второго порядка, предположительно палеогенового возраста. Наиболее крупным является Шадауский разрыв с падением плоскости сместителя на север под углами 65-80º. Плоскость разрыва в западном и восточном своем протяжении контролирует контакт между отложениями пермо-триаса и сарезской свиты, а в верховьях селевого сая, южнее г. Базай, разрывает известняковый комплекс пермо-триаса. Зона разрыва сложена милонитизированными, на отдельных участках расслоенными известняками, сланцами, песчаниками мощностью до 30 м. В районе сая Крутого наблюдается расщепление разрыва и изменение направления падения плоскости сместителя в южном направлении с углами 70-80º. К этому типу нарушений следует таже отнести субширотные разрывы левого борта озера.

Разрывы предположительно неогенового возраста имеют северо-восточное простирание и развиты по обеим бортам озера. Наиболее крупные из них - Базайташский, проявляющийся в западном окончании плато Базайташ и безымянный разрыв, две ветви которого прослеживаются в нише отрыва оползня-обвала 1987 года, и далее в приводораздельной части эрозионного склона. По типу это взбросо-сдвиги с вертикальной амплитудой до 10-20 м; сдвиги левосторонние с горизонтальной амплитудой до 30-50 м. Направление падения плоскостей сместителя северо -западное с наклоном 75-85º. Мощность зон дробления в осадочных и интрузивных комплексах пород 10-15 м.

Система субвертикальных четвертичных разрывов северо-восточного простирания фиксируется в районе ниши отрыва отрыва оползня - обвала 1987 года. Разрывы хорошо индицируются по деформациям логов и наличию отпрепарированных плоскостей скольжения. В августе 1989 года визуально было зафиксировано разрастание южного окончания одного из этих разрывов, проявившееся в виде свежей трещины в коренных и покровных отложениях .

Западнее в районе сая Крутого наблюдается вторая система разрывов северо-западного простирания с наклоном сместителей в северо-восточном направлении. В рельефе разрывы выражены в виде уступов с величиной вертикальной составляющей до 5-10 м.

На правом берегу долины р. Шош четвертичный разрыв срезает среднеплейстоценовые аллювиальные отложения, образуя вертикальный уступ высотой 3-5 метров. Этот разрыв принадлежит системе разрывов, оперяющих региональный Бизанговский взброс (3, 6).

Наличие разновозрастных и разноориентированных разрывов, анализ результатов площадного замера трещиноватости и кругового сейсмического зондирования позволяют приближенно восстановить историю изменения напряжений в орогенном этапе развития.

На первой стадии, начиная с олигоцена, формируются в основном взбросо-надвиги под воздействием сил, действующих с северного направления - разрывы широтного простирания правого борта озера - Шадауский и другие - с падением плоскостей сместителя в северном направлении. Во вторую стадию, в миоцен плиоцене, инверсия горизонтальных сил приводит к появлению субширотных разрывов с падением плоскостей сместителя в южном направлении. При этом Рушано-Пшартский разлом из вертикального трансформируется в разлом "козырькового" типа с выжиманием пластичного субстрата. Наиболее ярким примером структур такого типа является ранее описанный нами Даулатмаматдаштский надвиг в восточной части озера (2).

В конце плиоцена - начале плейстоцена для напряженного состояния характерно появление тангенциальной компоненты - формируются преимущественно левосторонние сдвиги. Наиболее крупным из них является Базайташский. Унаследованное развитие привело в плейстоцене к появлению разрывов, ориентировка которых в целом соответствует простиранию неогеновых разрывов. Последующее усложнение напряженного состояния массивов и склонов связано с образованием глубоких врезов главной и боковых долин, высокой сейсмичностью и влиянием объема воды в озере

С олигоцена, момента заложения складчато-глыбовой структуры, происходило неуклонное воздымание всей территории и усложнение ранее сформированных структур. Средние скорости поднятий территории по мере приближения к современности интенсивно нарастают от 0.02 0.025 мм/год до 3-10 мм/год (2).

Неравномерность поднятий отдельных блоков нашло отражение при сопоставлении различных уровней правого и левого бортов Сарезского озера. Результаты полученных данных показывают, что, начиная со среднего плейстоцена, наблюдается замедление темпов поднятия левого борта. По створу приустьевая часть долины р. Шош - восточная часть плато Базайташ разность высот цоколей среднеплейстоценовых террас составляет 50-100 м. Западнее, по створу междуречья Икджемч-Чебун - верховья сая Разломного, эта величина уменьшается до 10-30 м. Таким образом фиксируется не только различие в темпах поднятий правого и левого бортов, но и перекос Икджемчского блока с наклоном его в западном направлении.

Сейсмогенные дислокации представлены разбитыми водоразделами, рвами отседания и сейсмогенными оползнями. Наиболее крупной является сейсмогенная структура местного водораздела в районе г. Базай. В морфологическом плане это псевдоуровенная поверхность шириной до 250 м с абсолютными отметками 4300-4400, не сопоставимая ни с раннеплейстоценовыми (3750-3950 м), ни с плиоценовыми (4500-4700 м) уровнями (2, 6). Рельеф полого холмистый с удлиненными западинами и грядами, вытянутых в северном и северо-восточном направлении. Маломощный чехол элювиальных отложений перекрывает деформированные массивы и блоки песчаников и сланцев сарезской свиты. На инженерно-геологической карте этот элемент рельефа трактуется как нереализованная водораздельная часть среднеплейстоценовых сейсмогенных оползней - Ирхтского и Базайташского.

Сейсмогравитационные рвы отседания представлены цепочкой локальных понижений в рельефе. Развиты в приводораздельной части в породах сарезской свиты. Глубина до 1-4 метров, ширина 5-10 м с накоплением в понижениях рыхлообломочного материала. Протяженность наиболее крупного рва, с учетом замытых участков, до 1000 м. Простирание северо-восточное - совпадает с простиранием неогеновой и четвертичной систем разрывов. Зона распространения палеосейсмодислокаций правого борта с юга ограничивается Шадауским разрывом, сложенным толщей пластического материала, что, видимо, способствовало затуханию здесь сейсмической энергии. В зоне влияния Бизанговского разрыва, на правом борту р. Шош, выделено три сейсморва, разрывающих среднеплейстоценовые аллювиальные отложения с взброшенным западным крылом на высоту до 1-2 м.

Распространение палеосейсмодислокаций хорошо согласуется с результатами моделирования сейсмонапряженного состояния склонов различной конфигурации, выполненное Московским инженерно-строительным институтом (2). На склонах трапециевидной формы - а профиль по линии соединяющей затопленное русло р. Мургаб, через гору Базай и далее на север сопоставим с такой формой - максимальные растягивающие напряжения при сейсмотолчках возможны в 2-х точках. Первая точка расположена в верхней части склона на высоте, составляющей 75-80% от общей высоты склона. Для данного склона, при его общей высоте 1600 м, это соответствует абсолютным отметкам 4000-4200 м, и в рельефе выражено в виде участков активизации современных подвижек вдоль Шадауского разрыва и появлении палеосейсмодислокаций. Вторая точка теоретически ожидается в средней части плато, а в конкретном случае соответствует зоне развития ниш отрыва крупных среднеплейстоценовых сейсмогенных оползней (Ирхтский, Базайташский).

 

История формирования склонов

 

Общие закономерности формирования склонов главной долины можно восстановить начиная с раннего плейстоцена, для которого было характерно долинное оледенение. Условно выделены стадии оледенения с абсолютными отметками трогов 3750 и 3950 м. Ширина раннеплейстоценовой долины достигала 5-8 км. Сохранились фрагменты сравнительно пологих 25-30º осыпных склонов в приводораздельной части г. Базай. Высоты склонов до плиоценовых перегибов достигали 300-500 м. Можно предположить, что в таких условиях преобладали процессы, связанные с ледниковой экзарацией.

Формирование среднеплейстоценовой долины р. Мургаб происходило в условиях энергичного врезания водотоков. Выделены три эрозионно-аккумулятивные террасы, соответствующие разным стадиям развития. Средние абсолютные отметки цоколей составляют: 3450 м, 3300 м и для нижней затопленной террасы - ориентировочно 3000-3100 м. Первая стадия характеризуется увеличением водности рек и активной подрезкой склонов. Ширина долины уменьшается до 3-5 км. Всплеск сейсмической активности на этом этапе способствовал формированию крупных сейсмогенных оползней - Базайташского и Ирхтского, с которым связано с перекрытие Прамургаба (4, 6).

В течение всего среднеплейстоценового этапа формируются осыпные, пролювиально-осыпные и оползневые склоны. Высоты среднеплейстоценовых врезов достигают 300-400 м, при крутизне склонов 30-50º. Средняя скорость поднятий составляет 1.5-5.0 мм/год (2). На заключительной стадии среднего плейстоцена, с наступлением похолодания активизируются ледники боковых притоков. Следствием этого является полное перекрытие долины р. Мургаб ледником боковой долины Базайташ.- фрагменты фронтальной части этой морены фиксируются в абразионных уступах левого борта озера. В последующем русло реки было отжато в южном направлении - в западной части  плато Базайташ прослеживается переуглубленное русло р. Прамургаб.

Позднеплейстоценовый этап развития характеризуется усилением темпов поднятий. Глубины  врезов достигали 150-200 м. Активизируются ледники боковых притоков р.р. Икджемч, Чебун, Шош. С последующим потеплением в конце плейстоцена связано обводнение склонов и интенсивное формирование осыпных, пролювиально-осыпных и пролювиальных отложений. На правом берегу в междуречье Чебун-Икджемч образовался крупный оползень в гранитоидах. Видимо, на этот этап приходится второй пик сейсмической активности, с которым связана активизация Бизангoвского разлома, появление оперяющих разрывов и образование палеосейсмодислокаций в южном продолжении Базайташского разрыва на водоразделе Икджемч-Чебун (в 2-3 км южнее картируемой территории).

Развитие рельефа в голоцене происходило унаследованно с сохранением высоких темпов поднятий. Глубины врезов здесь по косвенным данным достигали 50 и более метров. На склонах преобладают осыпные, обвальные, оползневые процессы. Усложняется структура ниш отрыва Базайташского и Ирхтского среднеплейстоценовых оползней. Здесь, в связи обводнением склона по зонам разрывов, в мощной толще осыпных накоплений формируются оползни течения, трещины. Глубокими эрозионными врезами разрабатывались приповерхностные выветрелые части ранне- и среднеплейстоценовых склонов. Во фронтальных частях редуцированных ледников боковых притоков активизировались селевые потоки. Повышенная сейсмичность обусловила появление Усойского перекрытия, перераспределение напряжений в массивах и изменение  режима обводнения. нижних частей склонов, которые оказались в затопленном состоянии.

На фоне древних тектонических структур в результате сложной истории развития рельефа, новейших и современных движений были сформированы высокие - до 1.5-2.0 км склоны, преимущественно ступенчатого и выпуклого профиля. крутизной до 35-40º, на отдельных участках до 50-60º. Мегасклон правого борта является многочленным, сложен разными стратиграфо-литологическими комплексами пород. Нижняя часть склона представлена гранитоидами сарезского комплекса, в средней части песчаники, сланцы, известняки, доломиты истыкской и джанкаиндинской свит и комплексами перми-триаса, в верхней части склона - алевролиты, песчаники, сланцы сарезской свиты. Средняя часть склона подрезана плоскостью Рушано-Пшартского разлома с формированием сложной системы приразломных складок. Мегасклон левого борта Сарезского озера - двучленный. В основании склона гранитоиды джизевского комплекса; верхнюю часть слагают комплексы юрских отложений байосского яруса, представленные сланцами, песчаниками, известняками с направлением падения пластов вглубь склона. Склоны долин второго и более высоких  порядков - крутые, обрывистые, особенно, в нижних частях врезов. Профили прямые, реже выпуклые. По строению они преимущественно квазиоднородные, реже, двухчленные.

 

Геологические процессы и явления

 

Широкое распространение имеют оползневые процессы, с которыми связаны перекрытия долины, оползне-обвальные, селевые и абразионные.

Грандиозные сейсмогенные оползни поражают водораздел в районе г. Базай. Квазиоднородный раннеплейстоценовый склон сложен песчаниками, сланцами и алевролитами сарезской свиты с направлением падения пород вглубь склона. В среднеплейстоценовое время здесь произошло расседание водораздела с формированием расходящихся оползней - Ирхтского и Базайташского.

Наиболее крупным является среднеплейстоценовый сейсмогенный Ирхтский оползень объемом до 2 км³, упоминания о котором имеются в работах И.А. Преображенского (8), Ш.Ш. Деникаева (4), В.С. Федоренко (9) и В.В. Лима (6). Его фрагменты сохранились на левом борту озера, где они перекрыты позднесреднеплейстоценовой мореной, на основании чего и устанавливается возраст смещения. Сейсмогенный характер подтверждается наличием многочисленных палеосейсмодислокаций на водоразделе и значительной дальностью перемещения - до 7 км. Долина р. Мургаб была полностью перекрыта, свидетельством этого является наличие озерных глин в районе плато Базайташ. Позднее запруда была размыта в центральной части, где сохранились крутые обрывистые склоны и аллювиальные отложения зоны перелива, датированные серединой среднего плейстоцена.

Формирование Базайташского оползня, большая часть которого расположена севернее исследуемой территории, происходило в ином плане. Здесь энергии сейсмического толчка оказалось недостаточно для смещения массива к основанию склона и практически весь он сохранился в приводораздельной части. На южном фланге ниши отрыва, вблизи г. Базай фиксируются полусмещенные блоки, пакеты объемом до 5-6 млн м³, с хорошо выраженными элементами оползневого рельефа.

Широкий спектр разновозрастных оползней различных генетических типов наблюдается в нишах отрыва Ирхтского и Базайташского оползней. Видимо, в конце среднего плейстоцена происходили вторичные смещения в нише Ирхтского оползня. Первая обломочно-глыбовая генерация при большом пути перемещения - до 1200 м - была полностью дезинтегрирована со следами растекания. Вторая генерация при меньшем пути перемещения сохранила структурную целостность и сложена блоками, пакетами с отчетливо выраженными морфологическими границами внутри оползневого массива. Начиная с верхнего плейстоцена разработка ниши отрыва происходила унаследованно обвально-осыпным путем. Значительная крутизна осыпного склона - 35-40º, наличие глинистого заполнителя, зон обводнения и водопоглощения, а также приуроченность к нижней высотной границе распространения погребенного льда, способствует формированию оползней-глетчеров объемом до 2 млн м³ и селевых потоков с глубоко - до 5 м - врезанными лотками. Голоценовые оползни неустойчивые с хорошо выраженными стенками срыва, раскрытыми трещинами; в пониженных участках фиксируется шум подземных водотоков.

Наличие деформированного водораздела в районе ниши отрыва Базайташского оползня, являющегося "резервом" для последующих смещений, обводненных разрывов и высокая сейсмичность создали благоприятные предпосылки для формирования в голоцене оползней скольжения объемом до 0.4 млн.м³ и способствовали понижению устойчивости отдельных участков разбитой вершины вблизи Шадауского разрыва в торцевой части водораздела. Это выражено в появлении здесь новых и расширении ранее существующих трещин.

Верхнеплейстоценовый оползень скольжения объемом около 50 млн. м³ расположен на левом борту Сарезского озера в междуречье Икджемч-Чебун. Склон многослойный. Оползень сформировался в нижней части склона, сложенного гранитоидами джизевского комплекса. Поверхность типично оползневая с протяженными межблоковыми западинами и уступами. Вертикальная  амплитуда смещения 80-100 м для всего массива в целом и 10-20 м между отдельными блоками. Мощность оползневого тела до 150 м. В тыловой части оползня сохранились смещенные аллювиальные отложения - галечники с песчаным заполнителем.

Оползневой массив отнесет к категории неустойчивых по следующим соображениям: По поверхности оползня, особенно в прибрежной части, сформирована система трещин северо-восточного простирания. Длина трещин до 100 м, ширина до 1 м, глубина зияния 2-3 м. Стенки трещин вертикальные. Периодические визуальные наблюдения показали, что с 1987 года здесь неоднократно происходили обрушения надводной части оползня общим объемом до nx1000м³ и фиксировалось расширение отдельных трещин. Сопоставление результатов подводных промеров разных лет показывает, что величина деформаций затопленной фронтальной части оползня возможно составляет 10-20 м.

Оползни-обвалы имеют широкое распространение и приурочены к крутым и обрывистым склонам, сложенным преимущественно гранитоидами сарезского и джизевского комплексов. Многочисленные ниши отрыва зафиксированы на правом и левом борту Сарезского озера Объемы смещенных массивов, судя по параметрам ниш отрыва, достигают 20 млн.м³. За редким исключением, все смещенные оползне-обвальные массивы в настоящее время находятся в затопленной части долины. Основными критериями выделения этого типа смещений является изометрическая форма ниш отрыва, наличие значительного пути транзита, плоскостей в нише отрыва, по которым шло первоначальное скольжение. Отмечается приуроченность оползней-обвалов к разрывам северо-восточного простирания.

Наиболее крупным и детально изученным является оползень-обвал, произошедший 22 августа 1987 года. По сообщению геолога Г.Шафиева, который находился на левом борту в лагере топографов в 6 км западнее оползнеобвального склона, - около 4 часов утра послышался, гул грохот и через 3-5 минут было отмечено прохождение длинной волны Внешне это выглядело как равномерное опускание уровня озера на высоту 1-1.5 метра с последующим поднятием и заплеском высотой до 2-4 метров. Характерно, что в целом поверхность озера в это время выглядела ровной. В 7 часов было зафиксировано прохождение второй волны. По гидропосту метеостанции "Ирхт", расположенному в 8 км от участка Базайташ, была обнаружена замочка берега на высоту 138 см. В 14 часов 30 мин была зафиксирована новая волна с высотой заплеска 157 см. Абсолютная отметка уровня озера утром 22 августа в 8 часов составляла 3257.40 м, вечером того же дня после прохождения волн - 3257.50 м. Увеличение уровня озера связано с его естественным повышением в этот период года и равно фоновому.

По рассказам других очевидцев (1)  "... в течении всего дня 21 августа на склоне отмечались облака пыли, которые появлялись через каждые 10-15 минут, активно действовали камнепады...".

По устному сообщению А.Г. Прокофьева, отдельные шумовые эффекты - хлопки, напоминающие отдаленные винтовочные выстрелы, эпизодически доносились со стороны оползнеобвального склона в 1984-1987 г.г. Анализ сейсмологических данных показал, что сейсмических толчков выше 3 баллов в пределах Юга Средней Азии за период с 18 по 23 августа 1987 года не зафиксировано. За сутки до обрушения была туманная погода с выпадением снега и дождя на высотах свыше 3700 м.

Первые рекогносцировочные аэровизуальные обследования после смещения оползня-обвала были проведены геологами Ю.М. Казаковым и П.А. Погребным 23-24 августа 1987 года. Было установлено, что оползень-обвал локализован в районе участка Базайташ на правом борту и нигде более по периметру озера деформаций не зафиксировано. Сильная запыленность, вследствии непрерывного осыпания, не позволила детально установить масштабы смещения. Позднее, в сентябре 1987 года, были проведены маршруты с применением повторной фототеодолитной съемки, тогда же были установлены репера для светодальномерных наблюдений и сделан первый цикл наблюдений. Результаты этих работ изложены нами ранее (2).

10-12 сентября 1987 г. инженером Таджикского УГМС Н.А. Кузнецовым, совместно с геологами Ю.М. Казаковым и С. Одинаевым было выполнено обследование береговой линии с целью выявления распространения волны, возникшей в результате смещения оползня-обвала. Установлены участки, где сохранились достоверные следы заплесков. Максимальные величины высоты заплесков отмечаются на противоположном борту - 16-17 м. В районе Усойского перекрытия высота заплеска составляла 1.5-2.0 м.

Мегасклон, на котором сформирован оползень-обвал, многослойный: в нижней части сложен гранитоидами сарезского комплекса, в средней - песчаниками, сланцами истыкской и джанкаиндинской свит, в верхней - песчаниками и сланцами сарезской свиты. Среднюю часть склона рассекает Рушано-Пшартский глубинный разлом с падением  плоскости сместителя в южном направлении. Система более поздних разрывов северо-восточного простирания пересекает склон.

На этом участке оползень-обвал сформирован в среднеплейстоценовой части склона в гранитоидах сарезского комплекса. Крутизна дообвального склона до 45º. Отличительной характеристикой дообвального склона является широкое развитие глубоко врезанных эрозионных лотков. Стенка срыва неровная и представлена фрагментами разноориентированных плоскостей с общим наклоном в сторону озера. Ширина ниши отрыва 600 м, длина - с учетом последующих обрушений в 1988-1990 г.г. - 1000 м.

Определение объема смещенного массива - 18.4 млн. м³ - производилось путем сопоставления снимков и топооснов фототеодолитной  съемки 1968 и 1987 г.г. на основании реконструкций склона. Установлено, что максимальная мощность смещения до 100 м; береговая линия отступила на отдельных участках до 100-150 м. Учитывая, что смещение происходило в 3 приема, примерно равными порциями - о чем свидетельствует сопоставимость высот разных всплесков на гидропосту "Ирхт" - следует считать, что объем каждой порции составлял примерно 4-6 млн. м³. Объем последующих смещений в 1988-1990 г.г. составил около 2 млн. м³. Этот процесс не прекращается и ныне - периодически формируются обвалы, объемом до nx1000 м³.

Реконструкция затопленной части долины произведена на основании сопоставления рельефа подводной съемки 1984 года эхолотом (М 1:25000) и результатов промеров со льда в 1989 г. Установлено, что максимальная высота естественной плотины составляет 120 м. Очертания перекрытия свидетельствуют о его приспособлении к рельефу с "растеканием" вверх и вниз по долине. Ориентировочный объем 26-30 млн. м³. Отсюда следует важный вывод, что при смещении за счет разрыхления произошло увеличение объема в 1.3-1.5 раз, а плотина не состоит из крупных блоков и массивов, аналогично Усойскому перекрытию. Соответственно условия фильтрации и возможность размыва подобных плотин, сложеных гранодиоритами, смещенными по механизму оползня-обвала, будут иными.

Селевые потоки по масштабности проявления подразделяются на две группы. Селевые потоки по крупным притокам: р.р. Икджемч, Чебун, Шош формируются в летний период. Объемы ежегодных выносов до 20 тыс.м³. Источником твердой составляющей являются моренные отложения; водной составляющей - интенсивное таяние ледников и снежников. Разгрузка происходит в озеро, где в приустьевых частях долин, по данным подводной съемки рельефа, сформировались мощные конуса выносов. По типу сели грязекаменные, с незначительным - до 20-30% содержанием суглинистого заполнителя.

Вторая группа склоновых селевых потоков характеризуется развитием в пределах осыпных склонов. Здесь, при наличии даже небольших водосборов, формируются глубоко врезанные лога глубиной до 3-4 м и шириной до 5-7 м. Объемы селевых потоков до 5 тыс. м³. Разгрузка происходит либо в озеро - в районе саев Разломного и Крутого, либо на выположенные участки склона - плато Базайташ. Источником твердой составляющей являются осыпные накопления верхних частей осыпных шлейфов, где аккумулируются более тонкие, легко поддающиеся размыву фракции, представленные дресвой, щебнем с супесчано-суглинистым заполнителем. Источником жидкой составляющей является таяние снега, осадки и, возможно, периодические разгрузки подземных вод по разрывам, как это имеет место в районе сейсмогенной структуры водораздела г. Базай. По типу это грязекаменные, реже, грязевые сели.

Интенсивность абразионных процессов обусловлена распространением различных комплексов пород, слагающих прибрежные части склонов, сезонным колебанием уровня озера, аномальным волнением уровня озера при обрушении значительных объемов, типа Базайташского оползня-обвала 1987 г. Наиболее неустойчивыми являются осыпные склоны. Там, где осыпные шлейфы сложены относительно крупными фракциями, переработка берегов минимальна. При наличии в осыпях суглинистого заполнителя - берега в районе сая Крутого, и междуречье р.р. Шош, Чебун - формируются крутые абразионные уступы высотой до 7 метров и осовы объемом до nх100 м³.

Волновые удары при реализации крупных смещений нередко приводят к обрушению с крупных обрывистых берегов отдельных блоков скальных пород объемом до nх10 м³. Особенно интенсивно разрабатывается фронтальная прибрежная часть оползня в междуречье Икджемч-Чебун. Кратковременная замочка озерных суглинистых отложений в районе плато Базайташ  способствовала формированию протяженных трещин параллельных береговой линии. При выплеске волны на противоположном борту у береговой линии в коротких, без водосборов логах, образовывались своеобразные одноразовые селевые потоки - результат смыва покровных отложений при обратном сходе волны.

 

Оценка устойчивости склонов и прогноз возможного перекрытия

 

По комплексу признаков выделены устойчивые, потенциально неустойчивые и неустойчивые склоны. Потенциально неустойчивыми являются местные водоразделы эрозионного склона в районе сая Крутого, сложенные трещиноватыми, выветрелыми массивам; вторичные оползни в нишах отрыва крупных среднеплейстоценовых оползней; обрывистые склоны междуречья Икджемч-Чебун, сложенные гранитоидами сарезского и джизевского комплексов.

К неустойчивым отнесены склоны, на которых происходят, или можно ожидать в ближайшее время деформации, нарушающие их устойчивость. К ним отнесены оползни в нишах Ирхтского и Базайташского оползней, оползень скольжения в междуречье Икджемч-Чебун; массивы скальных пород и активизированные участки разбитого водораздела в зоне Шадауского разрыва; глубокорасчлененные эрозионные склоны со следами недавних обвалов, полуотчлененными массивами, раскрытыми трещинами. Объемы возможных смещений до 50-110 млн. м³.

Наиболее крупным неустойчивым оползне-обвальным массивом является голоцен-среднеплейстоценовая часть мегасклона, расположенная восточнее сая Разломного. Склон сложен гранодиоритами сарезского комплекса с фрагментами аллювиальных отложений. Разрывная тектоника представлена Рушано-Пшартским разломом и разноориентированными неогеновыми и четвертичными разрывами. Сложная история изменения и перераспределения напряжений в массиве, помимо геологических предпосылок, обусловлена также его положением в торцевой части водораздела, испытавшего сейсмические деформации в среднем плейстоцене и нагрузками при относительно быстром затоплении нижних частей склона.

По данным визуального обследования, трещинной съемки и кругового сейсмического зондирования, преобладающее простирание имеют 2 системы трещин. Трещины бортового отпора субширотного простирания характеризуются значительной - до 30-50 м - протяженностью; вертикальные и раскрытые. Тектонические и экзогенные трещины имеют северо-восточное простирание, развиваются параллельно разрывам четвертичного возраста, а в отдельных случаях являются их продолжением. Омоложенные трещины скального массива отчетливо трассируются в покрове аллювиальных  и осыпных отложений. Протяженность их до 200 м, ширина трещин до 10-15 см. Трещины раскрытые с обрывистыми стенками. Интенсивное формирование таких трещин  в покровных отложениях происходило в 1988-1989 г.г.

Согласно результатам сейсмопрофилирования мощность рыхлообломочных и аллювиальных отложений на склоне составляет 20-50 м. Неоднородное строение коренного массива установлено локализацией участков с пониженными скоростями сейсмических волн. С глубиной зоны расширяются от 20 до 100 м. С геологических позиций эти геофизические аномалии интерпретируются как зоны дробления и смятия пород вдоль четвертичных разрывов и трещин.

Неустойчивое состояние массивов обусловлено в значительной мере его морфологическими особенностями. С трех сторон массив подрезан "эрозионными вилками". На западном фланге - глубоким эрозионным саем разломный; на восточном - нишей отрыва оползня-обвала 1987 г.; с севера - серией оползней и оползней-обвалов, сформированных после 1988 г. с образованием на водоразделе просевшей седловины и стенки срыва высотой до 15-20 м. Такая обособленность массива, его положение в торцевой части гребня, испытавшего интенсивные неотектонические и сейсмические нагрузки, способствует понижению общей величины сцепления и изменению напряженного состояния склона.

По совокупности инженерно-геологических признаков, геофизических, топогеодезических исследований и сопоставления с другими оползнеопасными и оползневыми склонами, мощность возможного смещения оценивается величиной 100-150 м. Базис смещения расположен над затопленным руслом реки на высоте 50-70 м, что соответствует верхнеплейстоценовому врезу. Для расчета объема неустойчивого массива были произведены дополнительные построения, разрезы. С учетом возможной ошибки в 25% (7), его объем составляет 110 млн.м³ .

Для выявления возможных деформаций в 1987 г. на склоне были установлены репера. Результаты светодальномерных наблюдений показывают, что максимальные деформации были в 1988 г., когда репер 1, установленный в тыловой части неустойчивого массива, сместился на 10 см. Аномальные вектора реперов 3 и 4, направленные в склон, видимо, свидетельствуют о наличии здесь элемента выпора, или смещения по поверхности, близкой к круглоцилиндрической, что косвенно подтверждается характером деформаций сокнутых свежих трещин. Направление смещения репера XXVII, за период с 1987 по 1989 годы совпадало с направлением возможного смещения оползнеопасного массива. В августе 1989 года, спустя 4 дня после проведения цикла наблюдений, фронтальная часть склона объемом до 100 тыс. м³ с закрепленным репером была смещена в озеро по обвальному типу. Вследствие большого промежутка между наблюдениями, не удалось установить закономерность изменения деформаций перед смещением. После 1988 г.и вплоть до 1990 г. величины деформаций для всех реперов находились  в пределах ошибки измерения.

На геологическом факультете МГУ по программе, составленной Э.В. Калининым, был произведен расчет устойчивости этого оползнеопасного массива. Определение осредненных параметров сопротивления пород сдвигу производилось методом обратных расчетов применительно к оползневым нишам с одной поверхностью скольжения (7). Аналогом был выбран позднеплейстоценовый оползень в гранитоидах междуречья Икджемч-Чебун (рис.1).

 

 

На основании данных картирования и реконструкций, расчет показателей сцепления (С) и угла внутреннего трения (tg φ ) был сделан по формуле:

 

где Ni  и Ti  - соответственно нормальные и тангенциальные составляющие веса каждого блока, с учетом воздействия со стороны соседних блоков; n - количество блоков, на которое разбивается вертикальными плоскостями оползневое тело; li - длина подошвы каждого блока (таблица 1). Предполагается, что к началу смещения соотношение нормальных (удерживающих) и тангенциальных (сдвигающих) сил в целом для всего оползневого массива равно единице.

Так как в уравнении предельного равновесия сохраняются две неизвестные величины С и tg φ, то для их определения используют следующий прием. Определяется сцепление при нулевом значении угла внутреннего трения и угол внутреннего трения при нулевом сцеплении

 

Таблица 1. Расчет сцепления и угла внутреннего трения для оползневого склона междуречья Икджемч-Чебун

Номер блока

Угол наклона. подошвы.

 α, град

Длина подошвы.

 L, м

Глубина подошвы.

Н, м

1

40

287.19

140

2

24

175.14

190

3

24

76.62

210

4

24

93.04

210

5

21

85.69

170

6

21

85.69

120

7

21

96.40

0

 

При нулевом значении угла внутреннего трения (φ =0º), величина сцепления (С) равна 130.41 т/м³. При нулевом значении сцепления (С=0 т/м³.), величина угла внутреннего трения (φ ) равна 25.4º; tg φ =0.47. На графике (рис. 2) прямая линия является совокупностью точек, коoрдинаты которых соответствуют значениям сдвиговых параметров равновесного состояния оползневого склона. Конкретные для данного оползня значения С и φ могут быть установлены, если выполнено несколько расчетов для однотипных оползней. При этом, координаты точки пересечения прямых являются искомыми значениями. В данном случае, при наличии одного аналога, косвенно можно оценить устойчивость Базайташского оползнеопасного массива, возможно, лишь, исходя из разных соотношений С и φ принадлежащих данной прямой.

 

 

В процессе расчетов среднее значение объемного веса пород (скальных, покровных и коры выветривания), слагающих оползнеопасный, склон, с учетом лабораторных данных, принято равным 2.6 т/м³. Расчеты производились без учета гидродинамического давления подземных вод, эффекта взвешивания и сейсмичности.

Учитывая, что смещение может произойти не только по плоскости, установленной геофизическими и геологическими исследованиями - вариант 1, но и по плоскости с меньшей глубиной захвата - вариант 2 – (риc.3) расчеты были сделаны для обоих вариантов.

 

 

Результаты, приведенные в таблицах 2 и 3, показывают, что, несмотря на разные значения С и φ принимаемых при расчетах, величина коэффициента устойчивости соответствует критическому состоянию оползнеопасного  склона.

 

Таблица 2. Расчет устойчивости оползнеопасного склона по варианту 1 при разных значениях сцепления и угла внутреннего трения.

Номер блока

Угол наклона подошвы.

α, град

Длина подошвы. L, м

Глубина подошвы.

Н, м

Сцепление.

С, т/м³

Угол внутреннего трения.

φ,  град

Коэффициент устойчивости.

К

1

55

209.21

75

 

 

 

2

45

183.35

130

 

 

 

3

36

185.41

180

25

20

0.82

4

28

169.89

160

75

11

0.91

5

28

169.80

160

100

6

0.95

6

23

217.27

140

 

 

 

7

23

103.20

90

 

 

 

8

23

108.64

0

 

 

 

 

Таблица 3. Расчет устойчивости оползнеопасного склона по варианту 2 при разных значениях сцепления и угла внутреннего трения.

Номер блока

Угол наклона подошвы.

α, град

Длина подошвы. L, м

Глубина подошвы.

Н, м

Сцепление.

С, т/м³

Угол внутреннего трения.

φ,  град

Коэффициент устойчивости.

К

1

42

121.11

25

 

 

 

2

42

121.11

25

 

 

 

3

34

180.93

70

 

 

 

4

34

180.90

80

25

20

0.83

5

34

181.00

100

75

11

1.16

6

34

265.37

140

 

 

 

7

34

114.59

110

 

 

 

8

34

422.18

0

 

 

 

 

По совокупности приведенных данных установлено, что на первоначальном этапе смещение будет происходить по типу скольжения, а при достижении 70-метрового трамплина - по обвальному типу. Наличие многочисленных трещин, появившихся после 1987 года, периодические обрушения объемом до 2-2.5 млн м³ во фронтальной и тыловой частях неустойчивого склона, не исключают возможности - по аналогии с оползнем-обвалом 1987 г. - порционной в 3-5 приемов - разгрузки склона. С учетом рельефа нижней затопленной части долины, коэффициента разрыхления пород, объема и характера возможного смещения, высота подводной плотины достигнет 350 м при глубине озера 420 м.

Даже при экстремальных условиях - при совместном смещении с позднеплейстоценовым оползнем противоположного склона - обособления верхней и нижней частей озера не произойдет. Исключая влияние волны и выплеска, следует ожидать, что в этом случае уровень озера, в соответствии с его площадью, крутизной берегов и объема смещенных массивов, кратковременно поднимется на высоту до 1.5-2.0 м

 

Литература

 

1 - Агаханянц О.Е.. Сарез. Гидрометеоиздат. 1989

2 - Акдодов Ю., Казаков Ю.М., Лим В.В. 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

3 - Деникаев Ш.Ш., Горбатенко В.И. Геологическая карта листа J-43-XIII и объяснительная записка к ней. Москва. 1968

4 - Деникаев Ш.Ш.. О древнем завале в районе Сарезского озера. ДАН Тадж. ССР. 1970. №3

5 - Лим В.В., Акдодов Ю. и др.  Результаты инженерно-геологических исследований для прогноза дальнейшего развития оползней в нижней  части Сарезского озера за 1981-1904 г.г., Душанбе, 1984

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

7 - Методика инженерно-геологических исследований высоких обвальных и оползневых склонов. Под редакцией Золотарева Г.С., Янича М. Москва. МГУ 1980

8 - Преображенский И.А. Усойский завал. Петроград. 1920

9 - Федоренко В.С., Деникаев Ш.Ш., Лим В.В. Основные инженерно-геологические аспекты проблемы Сарезского озера. Инженерная геология. 1981. №3