Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 500, № 2, стр. 135-141

ВВЕДЕНИЕ

Горный Алтай входит в систему внутриконтинентальных кайнозойских орогенов северной части Центральной Азии (рис. 1), возникших как отдаленный эффект коллизии Евразии и Индостана. Пик орогенеза и формирование его хребтов с высотами до 4–4.5 км пришлись на ранний-средний плейстоцен, когда в крупных межгорных впадинах сформировалась грубообломочная буроцветная моласса. Она залегает на преимущественно озерных палеоген-неогеновых отложениях и перекрывается среднеплейстоцен-голоценовой толщей морен, флювиогляциальных, озерных, аллювиальных, коллювиально-делювиальных и пролювиальных отложений [1]. Формирование хребтов и сопряженных с ними впадин определялось смещениями по разломам. Однако возраст конкретных подвижек остается неопределенным. Исключение составляют сейсмогенные подвижки конца плейстоцена-голоцена, возраст которых устанавливается методами палеосейсмологии [2–5]. Но и при палеосейсмологическом тренчинге не всегда удается найти материал, пригодный для определения возрастов землетрясений. Потому для Горного Алтая актуальна разработка новых подходов к определению возрастов сейсмогенных смещений по разломам. В этой связи перспективно изучение травертинов, для которых в различных сейсмоактивных регионах мира доказана связь с активными разломами и землетрясениями [6].

Рис. 1.

Основные активные разломы, положение эпицентров землетрясений и травертиновых комплексов в районе исследований. Данные по историческим и инструментальным землетрясениям приведены по сейсмическим каталогам NEIC и IRIS. Травертиновые комплексы: 1 – Чейбеккель-1, 2 – Чейбеккель-2, 3 – Курайка, 4 – Тотугем, 5 – Чибит, 6 – Балтырган. На врезке прямоугольником показано географическое положение района исследований.

В Горном Алтае известно около двух десятков травертиновых комплексов, пространственно связанных с активными разломами [7–9]. Для семи из них, расположенных вдоль Курайской зоны разломов (КЗР), уже имеются первые результаты минералогических и изотопно-геохимических исследований [10, 11]. Цели представляемой работы: 1) определение возрастов травертиновых комплексов Юго-Восточного Алтая путем датирования карбонатов ²³⁰Th–U-методом; 2) сопоставление эпизодов травертинообразования с неотектоническими и палеосейсмическими процессами в регионе.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

При полевых исследованиях в зонах активных разломов были закартированы шесть травертиновых комплексов, определены их линейные размеры, соотношения с выше- и нижележащими геологическими телами, выделены главные литотипы. Для минералого-петрографических и изотопных исследований, определения ²³⁰Th–U-возрастов отобрано 35 образцов карбонатного материала.

Оптические наблюдения выполнены с использованием микроскопа “Olympus BX63”. Диагностика минералов и их агрегатов осуществлена с применением растрового сканирующего электронного микроскопа MIRA3-LMU (“Tescan” Orsay Holding) с микроанализатором AZtec Energy XMax-50 (“Oxford Instruments” Nanoanalysis Ltd) (ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН, Новосибирск). Количественный рентгенофазовый анализ пород был выполнен в ЮУ ФНЦ МиГ УрО РАН, Институт минералогии (Миасс) на дифрактометре SHIMADZU XRD-6000 с Cu анодом и графитовым монохроматором. Количественные соотношения между минералами рассчитаны в программе SIROQUANT V.4.

Определения изотопного состава углерода и кислорода CaCO₃ выполнены в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН. 16 образцов порошкообразного карбоната растворяли в 100%-ной фосфорной кислоте при 50°С и затем анализировали изотопный состав C и O газообразного CO₂ на масс-спектрометре MAT 253 с интерфейсом Gas Bench II (“ThermoFisher”). Погрешность измерения δ¹³C и δ¹⁸O – менее 0.1‰ (1σ). Дополнительно 34 анализа были выполнены в Институте геологии университета им. Леопольда и Франца (Инсбрук, Австрия). Пробы растворялись в 99%-ной фосфорной кислоте при 70°С и анализировались на масс-спектрометре Delta V Plus с интерфейсом Gas Bench II (“ThermoFisher”). Погрешность измерения δ¹³C и δ¹⁸O – 0.06 и 0.08‰ (1σ) соответственно. Результаты нормированы относительно стандарта Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB).

Восемь образцов травертинов датированы в Институте химии Макса Планка (Майнц, Германия) ²³⁰Th–U-методом. Вес образца составлял 0.03 г. Химическое разделение изотопов U и Th проводилось по методике, описанной в [12]. Изотопные отношения U и Th измерялись на приборе MC–ICP–MS “Nu-Plasma” (“Nu Instruments”). Аналитические детали и процедуры расчета ²³⁰Th–U-возраста приведены в [13–15]. Погрешности определения возраста, приведенные в статье, соответствуют 2ϭ.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Основными морфотектоническими элементами Юго-Восточного Алтая (рис. 1) являются хребты Северо-Чуйский, Южно-Чуйский, Сайлюгемский, Курайский и Чихачева, а также Чуйская и Курайская впадины, разделенные Чаганским массивом. Южно-Чуйский взбросо-сдвиг ограничивает впадины с юга. С ним связаны Чуйское землетрясение (27.09.2003 г.; Ms = 7.3, Iо = = VIII–IX баллов) и его многочисленные афтершоки. В поле афтершоков активными показали себя и разломы, ограничивающие Чаганский массив.

Северные окраины Чуйской и Курайской впадин контролирует КЗР, которая объединяет субпараллельные разломы, обеспечивающие надвигание Курайского хребта на впадины. Их оперяют взбросы с южным падением сместителей. За период инструментальных наблюдений (1963–2020 гг.) в пределах КЗР зарегистрировано только несколько землетрясений с магнитудами до 5.5. Вместе с тем палеосейсмологические исследования вдоль КЗР выявили поверхностные разрывы, возникшие во время сильных землетрясений (Mw = 6.7–7.5). Радиоуглеродным методом, а также методами оптически-стимулированной и инфракрасно-стимулированной люминесценции были получены следующие их датировки: около 6.3, 5.8, 3.2 и 1.3 тыс. л.н., XVIII век н.э. [2–5]. Наиболее древний возраст (около 16 тыс. л.н.) определен для сейсмогенного Сукорского оползня [16].

Нами закартировано шесть травертиновых комплексов в зонах активных разломов: четыре – в пределах КЗР, и по одному, связанному с Южно-Чуйским разломом и западным разломным ограничением Чаганского массива. Травертиновые тела имеют мощность от первых до первых десятков метров и протяженность от первых десятков до сотен метров. Карбонатный цемент скрепляет обломочный материал коллювиальных, пролювиальных и аллювиальных отложений с образованием брекчий, конгломератов и песчаников. Травертины комплексов Чейбеккель-1, Тотугем, Чибит, Балтырган сложены микроспаритовым и спаритовым кальцитом; в комплексах Чейбеккель-2 и Курайка его иногда сопровождает арагонит (в резко подчиненном количестве). Карбонаты образуют полизональные агрегаты, обрастающие обломки, что указывает на несколько этапов их кристаллизации. Следов выраженной биологической активности (цементация и инкрустация растительных остатков или микробиальных матов и т.п.) в изученных травертинах обнаружено не было. Можно заключить, что отложение CaCO₃ происходило преимущественно абиогенным путем, в ходе реакции разложения HCO$_{3}^{ - }$ травертинообразующих растворов и дегазации СО₂.

Наиболее легким изотопным составом углерода характеризуются кальциты, слагающие травертины комплекса Чейбеккель-1 (δ¹³C –4.4…–2.9‰); при этом величины δ¹⁸O укладываются в узкий диапазон –13.8‰…–13.0‰ (n = 7). Кальцит из комплекса Балтырган имеет близкие характеристики: δ¹³C –2.0‰, δ¹⁸O –13.1‰. Сходный изотопный состав кислорода имеет также CaCO₃ (кальцит+арагонит) из комплексов Чейбеккель-2 (δ¹⁸O –13.7…–13.2‰) и Курайка (δ¹⁸O –14.8…–13.2‰), при этом величины δ¹³C попадают в область как положительных, так и отрицательных значений: –2.5…1.2‰ (n = 17) и –0.3…0.7‰ (n = 6) соответственно. Только в травертинах Тотугема величина δ¹³C несколько выше (0.4‰…1.6‰), а δ¹⁸O – ниже (–15.0…–14.4‰, n = 18). Наиболее тяжелый состав обоих изотопов присущ кальциту из комплекса Чибит (δ¹³C 2.6‰; δ¹⁸O –12.8‰). За исключением одного образца, все изученные кальциты имеют δ¹³C > –3‰. Такие величины δ¹³C характерны для термогенных травертинов, образованных без участия почвенной СО₂ [17]. Значения δ¹⁸O изученных травертинов на 3–4‰ ниже, чем δ¹⁸O голоценовых карбонатных натеков из пещер Горного Алтая (данные авторов). Узкие диапазоны величин δ¹⁸O и δ¹³C карбонатов из различных травертиновых полей и близость δ¹³C к изотопным характеристикам морских карбонатов [10] позволяют предположить, что их кристаллизация происходила из холодных вод глубокой циркуляции, контактировавших с региональными карбонатными коллекторами (известняками баратальской свиты, NP₃). Это предположение подтверждают геохимические характеристики алтайских травертинов [10, 11]. Пониженные, относительно натеков, значения δ¹⁸O указывают на метеорный характер травертинообразующих вод и на вероятное их образование в холодных климатических условиях.

Нами впервые определено восемь значений ²³⁰Th–U-возрастов травертинов (по одному образцу из 4 комплексов и по 2 образца из 2 комплексов) для территории Юго-Восточного Алтая (табл. 1). Полученные ²³⁰Th–U-возрасты соответствуют двум временным интервалам – среднему плейстоцену и голоцену. Голоценовые травертины тяготеют к активным разломам в северной части Курайской впадины и к западу от нее: Чейбеккель-2 – 11.109 ± 0.168 тыс. лет, Чейбеккель-1 – 6.296 ± 0.059 тыс. лет, Курайка – 4.973 ± 0.144 тыс. лет и Чибит – 1.243 ± 0.266 тыс. лет. Возраст травертинов комплекса Чибит (около 1.3 тыс. лет) соответствует возрасту палеоземлетрясения (Mw = 6.6–6.9, интенсивностью IX–X баллов по шкале MSK-64), связанного с КЗР. Его поверхностные разрывы трассируются на 40 км [2, 4, 5]. Западное окончание системы поверхностных разрывов находится на расстоянии 30 км восточнее обнажений комплекса Чибит.

Есть основания предполагать связь с палеоземлетрясением и травертинового комплекса Курайка (около 4.9 тыс. лет). Поверхностные разрывы этого землетрясения обнаружены на севере Курайской впадины в 4 км к югу от обнажения травертинов. Здесь при тренчинге установлен коллювиальный клин (продукты разрушения висячего крыла взброса, сформированного при землетрясении) с ¹⁴С-возрастом 4850–4180 cal BP (IGAN 7715 AMS; вероятность 0.954; неопубликованные авторские данные). Коллювиальный клин близкого  возраста  (4850–4440 cal BP; BINP_NSU_1310; неопубликованные авторские данные) обнаружен и на северо-западе Чуйской впадины. Следовательно, поверхностные разрывы и этого землетрясения протянулись вдоль КЗР на 40 км. Такая протяженность разрывов позволяет оценить магнитуду палеоземлетрясения как Mw = 6.9.

Поверхностные разрывы палеоземлетрясения возрастом 6.3 тыс. лет (Mw = 6.5–6.7, интенсивностью VIII–IX баллов) выявлены при тренчинге разломного уступа в северной части Курайской впадины [4, 5], всего в 30 км от травертинов комплекса Чейбеккель-1, имеющего близкий возраст.

Пока проблематично сопоставить возраст травертинов комплекса Чейбеккель-2 (около 11.1 тыс. лет) с выявленными поверхностными разрывами какого-либо палеоземлетрясения. Объясняется это, прежде всего, тем, что первичные палеосейсмодислокации такого возраста крайне редко сохраняются в рельефе. Однако следует отметить, что возраст этого комплекса приходится на сейсмически активный интервал – 8.5–16.0 тыс. л.н., для которого на территории Чуйской и Курайской впадин обнаружены отдельные сейсморазрывы и сейсмогравитационные структуры [2, 7, 16].

²³⁰Th/U-возраст травертинов с восточного фланга КЗР (комплекс Тотугем) около 123 тыс. лет соответствует первому этапу последнего межледниковья (подстадия МИС 5e изотопно-кислородной шкалы). С этим временем связана деградация наиболее масштабного покровного оледенения в Горном Алтае [18]. Усиление неотектонических движений по разломам КЗР в это время могло быть вызвано изостатической реакцией земной коры на снятие ледниковой нагрузки. Дополнительный изостатический эффект мог быть обеспечен катастрофическим сбросом вод Курайско-Чуйской лимносистемы при разрушении ледниковых плотин в конце ледниковья–начале межледниковья [19].

Наиболее древние травертины обнаружены в восточной части Курайской впадины (комплекс Балтырган возрастом около 400 тыс. лет). Они маркируют западное разломное ограничение Чаганского блока (рис. 2). Их возраст соответствует возрасту верхней части ранне-среднеплейстоценовой молассы, время накопления которой приходится на пик кайнозойского орогенеза в регионе. В это время в краевых частях Курайской впадины при субмеридиональном сжатии формируются форберги [20]. В пределах форберга, где расположен этот комплекс травертинов, в поднятие были вовлечены среднеплейстоценовые пролювиальные валунно-галечные отложения. Рост травертинов, цементирующих пролювиальные отложения, происходил при дегазации углекислых подземных вод, поднимавшихся к поверхности по зоне трещиноватости активного в то время разлома. Очевидно, что среднеплейстоценовые подвижки по разломам также сопровождались землетрясениями. На западе Чуйской впадины в нижне-среднеплейстоценовых отложениях нами зафиксированы многочисленные горизонты сейсмитов, связанных с разжижением и флюидизацией грунтов при землетрясениях [19].

Рис. 2.

Структурное положение и характер травертинов комплекса Балтырган. (a) структурное положение комплекса Балтырган в зоне сочленения Чаганского массива и Курайской впадины. (б) обнажение конгломератов с травертиновым цементом. (в) травертины, цементирующие пролювиальные отложения.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проведенных исследований установлена приуроченность четвертичных травертиновых комплексов кальцитового и кальцит-арагонитового состава к сейсмически активным разломам, ограничивающим Чуйскую и Курайскую впадины Горного Алтая. Травертины цементируют среднеплейстоцен-голоценовые коллювиальные, аллювиальные и пролювиальные отложения, преобразуя их в брекчии, конгломераты и песчаники. Впервые проведенное ²³⁰Th/U-датирование травертинов выявило соответствие рубежей их формирования, отвечающих возрастам около 1.3, 4.9 и 6.3 тыс. л.н., с установленными возрастами сильных палеоземлетрясений.

Еще один этап травертинообразования возрастом около 11.0 тыс. л.н. укладывается в возрастной диапазон сильной палеосейсмичности региона с 16.0 до 8.5 тыс. л.н. Травертины с возрастами 123 и 400 тыс. л.н. маркируют сейсмические подвижки, которые могли быть спровоцированы изостатической реакцией земной коры на снятие ледниковой нагрузки и быть связанными с наиболее интенсивной фазой кайнозойского горообразования соответственно. Полученные результаты позволяют использовать травертины со сходной структурной позицией как индикаторы активности разломов. Установленные соответствия возрастных рубежей травертинообразования, с одной стороны, и временных интервалов палеоземлетрясений, с другой, открывают перспективы использования радиометрических возрастов карбонатов травертинов как инструмента датирования древних и исторических землетрясений региона.