Казбекско-Кепьский район Центрального Кавказа (состояние, проблемы, перспективы)

Казбекско-Кепьский район Центрального Кавказа

(состояние, проблемы, перспективы) И.В. Бондырев', В.Б. Заапишвипи2, 3.0. Церетели3, Ив.И. Бондырев 4

События последних лет наглядно свидетельствуют об активизации всего экзогенного комплекса геодинамических процессов и явлений на Кавказе: катастрофические наводнения (2000-2002 гг.), стремительный рост проявления склоновых процессов (сели, оползни, обвалы, лавины и т. д.). Все это не только привело к колоссальному экономическому ущербу, исчисляющемуся в миллиардах долларов США, но и к многочисленным человеческим жертвам.

В то же время экзогенная геодинамика вплотную связана с активизацией эндогенных процессов и явлений, что проявляется в росте катастрофических землетрясений - Спитак (1988), Рачинское землетрясение (29.04.1991) (общий материальный ущерб составил 10 млрд долларов), Барисахское (1992), Тбилисское (2002).

Сегодня мы находимся в фазе резкой активизации сейсмической деятельности, что грозит региону новыми сюрпризами. При этом следует отметить, что более 35% жилищного фонда крупных городов Кавказа, где сосредоточено более 80% населения, находится в аварийном состоянии. К сожалению, приходится однозначно констатировать, что государства Кавказа совершенно не подготовлены к возможным природным катаклизмам, последствия которых для крупных городов могут быть весьма тяжелыми.

Частые и мощные подвижки тектонических блоков земной коры, вызванные землетрясениями, играют роль своеобразного спускового механизма, который приводит к изменению баланса массы и энергии в верхних слоях литосферы, перестройке тектонической структуры региона и, по-видимому, включению генераторов активизации вулканизма в пределах магматических центров Кавказа (вулканы Эльбрус, Казбек, Кельского и Магран-Двалетского плато) [1,6,21].

Согласно принятым в настоящее время схемам физико-географического районирования Кавказа, исследуемая территория занимает восточную перифе-

рию центральной части Большого Кавказа. В то же время, согласно предложенной И.В. Бондыревым [4] схеме геоморфологической дифференциации рельефа в пределах исследуемого региона, можно выделить следующие иерархические единицы рельефа:

Эпигеосинклинальные горные сооружения восточной части Большого Кавказа (Восточный Кавказ).

I. Боковой антиклинорно-горстовый хребет в зоне погружения доюрского фундамента, прорванного палеозойскими гранитами и перекрытого ан-дезито-дацитовыми плейстоценовыми лавами.

1. Горст-антиклинальный Хохский массив, сложенный мергелями, песчаниками, сланцами юры, с многочисленными выходами эффузивов.

2. Казбекский вулканический массив , сложенный сланцами и песчаниками юры-мела, перекрытыми андезито-дацитовыми плейстоценового возраста лавами.

II. Тереко-Аргунское межхребтовое изоклинорное понижение в зоне погружения доюрского фундамента

1. Казбек-Хевская межгорная тектоническая котловина, выполненная юрскими флишевыми толщами, неоген-четвертичными эффузивами и перекрытая гляциально-флювиогляциально-пролюви-альными отложениями.

1.1. Межгорная грабен-изоклинальная Трусой-ская троговая долина.

1.2. Хевская межгорная тектогенно-троговая котловина.

2. Архото-Гуройское изоклинорное понижение.

3. Грабен-синклинальная Тушетская котловина, выполненная юрскими флишевыми толщами и перекрытая гляциально-флювиогляциальными отложениями

4. Трогово-аккумулятивные и тектогенные межгорные понижения левых притоков р. Терек.

4.1. Трогово-аккумулятивные долины бассейна верхнего течения р. Гизельдон.

4.2. Тектогенная У-образная долина верховьев р. Геналдон.

1 И.В. Бондырев - д.г.н., профессор, Институт географии АН Грузии.

2 В.Б. Заалишвили - д.ф.-м.н., директор ГФЦЭДВНЦ РАН и РСО-А.

3 Э.Д. Церетели - д.г.н., профессор, Тбилисский государственный университет.

4 Ив.И. Бондырев - аспирант, Тбилисский государственный университет.

ТОМ 4

№ 3

ВЕСТНИК ¥Ж

ВПАППКАВКАЗСКОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА (И^^^^Я

Рис. 1. Схема линий трещинной тектоники Казбек-

Жинвальского блока (по данным дешифрирования космофотоснимков) [18].

4.3. Антецендентная теснина Дальяльского ущелья.

III. Изоклинорный хребет восточной части Главного водораздела Большого Кавказа.

1. Блоково-надвиговый Двалетский хребет, сложенный мергелями, песчаниками, известняками и флишоидными глинистыми сланцами .

2. Кельское вулканическое лавовое нагорье с лавовыми плато и многочисленными вулканическими конусами, сложенное четвертичными андезитами, андезито-дацитами и риолитами.

3. Надвиговое эрозионно-блоковое Мтиулет-ско-Хевсурское нагорье, рассеченное антеценден-тными долинами рек Ксани, Арагви, Пшавис-Арагви, Иори и Алазани на отдельные блоки, сложенное породами флишевой толщи юры-мела, со следами древнего оледенения.

При этом следует отметить, что довольно крупная (12 х20 км) Казбекская овальная структура довольно хорошо коррелирует с подножьем Казбекского массива, где центральным объектом

нус Мкинварцвери (гора Казбек), сложенный четвертичными эффузивами, залегающими на песчаниках и сланцах верхней юры. Расположенная к востоку Чаухская кольцевая структура, сложенная диабазовой палеоинтрузией, выведенной на поверхность в результате тектонической подвижки блоков и общего поднятия Кавкасиони (Большого Кавказского хребта) [9].

Характер плитовой тектоники региона провоцирует не только формирование многочисленных очагов землетрясений, но и неравномерность роста горных сооружений Кавказа.

Современное оледенение Большого Кавказа занимает узкую полосу шириной 5-30 км и протяженностью 400 км, в основном приуроченную к гребням Главного и Бокового хребтов и прилегающих к ним участков основных отрогов (см. рис. 2). Примечательно, что в данном регионе расположено 99,8% всех ледников Кавказа [9,15].

Ледники представляют собой одно из наиболее мобильных звеньев общей геодинамической системы Кавказского региона. Однако в движении и постоянном напряжении находятся и другие составные этой системы: ландшафты, горные породы, тектонические структуры и т. д.

Казбеги-Джимарайский район (площадь - более 2 тыс. км2) расположен в основном в бассейне р. Терек. Лишь самая южная часть района относится к бассейну р. Арагви.

Рельеф представлен хребтами Хох, Куро и Шава-на, межгорными долинами Трусо и Хеви и узким Да-рьяльским ущельем. На Хохском хребте выделяется Казбекский (Мкинварцвери)массив - 5 043 м. Здесь более 15 вершин превышают 4 000 м, 3 вершины-4 900 м.

Только на Казбекском массиве площадь оледенения составляет 23,2 км2, средняя толщина льда 45,7 м, а объем льда - 1,06 млн м3 (данные 1993 г. [15]).

является вулканическии ко-

Рис. 2. Ледники Большого Кавказа (космофотоснимок NASA, 2001г.).

ТОМ 4

№ 3

ВЕСТНИК ¥Ж

ВПАОИКАВКАЗСКОГО НАУЧНОГО UEHTPA (И^^^^Я

90 казбекскиИ и кельскиИ вулканические центры

кий срыв ледника Колка привел к образованию мощного ледово-каменного селя, пронесшегося по узкой У-образной долине р. Геналдон, уничтожившего стоявшие в низменной части долины строения поселка Кармадон и унесшего жизни более 130 человек, были также неожиданными. На сегодня представлен ряд научных версий механизма этого явления. Здесь и возобновление активизации (разогрев) Казбекского вулканического центра , неотектоники [1], и необычайно дождливое лето 2002 г., когда в бассейне

Рис. 3. Виртуальная 3Б -компьютерная модель Казбек Джимарайского массива (по Г. Гоциридзе).

Расчет данных по Казбек-Джимарайскому массиву показал, что, с приближением к 2000 г., наблюдается снижение значения коэффициента давления массы ледников на толщу земной коры.

Статистический анализ землетрясений, имевших место в пределах этого блока (более 1 081 зафиксированных колебаний земной коры), показал, что проявления сейсмических событий явно неоднородно.

Как видно из приведенных выше данных, резкий всплеск слабых (менее 4 баллов) землетрясений имел место в период с 1975 по 2000 г. С целью более точной корректировки следовало более детально рассмотреть последний период - с 1975 по 2000 гг.

Изучение ситуации, связанной с опасностью схода селевых потоков по ущельям северного склона в пределах левых притоков р. Терек, позволило, в общих чертах, представить следующее.

Регион расположен в зоне высокого риска селевой опасности, что может привести к разрушению населенных пунктов и сооружений. Это, в свою очередь, формирует высокий риск для проживающего здесь населения. Исследованиями, проводимыми с 80-х годов прошлого столетия, было установлено, что практически во всех речных бассейнах скапливаются значительные массы

ледника скопилась критическая масса воды, и т. д. Однако здесь еще много неизвестного. Например, имело ли это событие сугубо локальный характер или же оно имеет более широкий ареал, охватывая и сопредельные территории? Является ли оно следствием лишь вышеперечисленных причин или в его основе лежит целая гамма процессов и явлений, в том числе сейсмического и тектонического характера? На эти вопросы пока что нет однозначного ответа, хотя и получены новые данные, объясняющие многие особенности схода ледника Колка.

В результате Спитакского (1988 г.), Рачинского (1991 г.), Барисахского (1992 г.) и других землетрясений в значительной степени осложнилось геодинамическое состояние склонов Центрального Кавказа и соседних районов, сложенных «мягкими» породами (песчаниками, сланцами и т. д.). В результате в очагах формирования селей накопилось огромное количество твердого материала, а в гребневой зоне - свежие моренные отложения, представляющие собой практически неисчерпаемый источник потенциальной селевой массы. Следует ожидать, что выпадение в селеформирующем бассейне аномального количества атмосферных осадков и/

растает.

Трагические события, имевшие место 20 сентября 2002 г., когда катастрофичес-

Рис. 4. Спектрозональный космический снимок Кельского вулканического нагорья (в центре четко выделяются лавовые покровы и потоки).

дезинтегрированных процессами денудации горных пород. Однако в настоящее время следует учитывать, что в результате Спитакского (1988 г.), Рачинского (1991 г.), Барисахского (1992 г.) и других землетрясений опасность их неожиданного движения в значительной степени воз-

ВЕСТНИК ШЯ

ВПАППКАВКАЗСКОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА

Рис. 6. Места взятия образцов для К-Ar анализа [21].

Рис. 5. Панорама Кельского вулканического нагорья.

или интенсивного таяния ледников, а в ряде случаев и их обвалов, обязательно приведет к сходу катастрофических селей [6,17-20].

В связи с этим необходимо сконцентрировать внимание именно на таких участках с целью прогноза возможных вариантов развития катастрафи-ческих событий.

Особое место в решении вопросов развития природных процессов на вышеуказанной территории занимает проблема изучения четвертичного и современного вулканизма.

Голоценовый возраст отмеченных вулканов Кельского нагорья доказывается на основе анализа мезо- и микрорельефа, представленного трогами, карами, котловинами выпахивания ледников, моренами и т. д. Значительная абсолютная высота Кельского нагорья (в среднем 2 800-2 900 м) и исключительная свежесть древнеледниковых форм рельефа дают основание утверждать, что полная деградация по-зднеплейстоценового ледника в этом районе завершилась к началу голоцена или даже в

потоков наблюдаются даже ледниковые борозды, указывающие на направление движения ледников, что может свидетельствовать об их доголоценовом возрасте. Вместе тем, вулканические сооружения Южного Нарван-хоха, Левинсона-Лессинга и «Плоской вершины» совершенно лишены признаков механического воздействия ледников, что позволяет довольно уверенно датировать их голоценом [7,8,10-13].

К северо-востоку от Кельского вулканического нагорья в гребневой части Главного хребта расположен довольно мощный центр извержения новейших андезито-дацитовых лав. Это - вулкан Хорисар. В недавнем геологическом прошлом восточный конус Хорисара неоднократно извергался, давая довольно длинные (до 7-9 км) лавовые потоки. Характер морфологии этого объекта позволяет предполагать, что два последних извержения Хорисара имели место в голоцене. Особенно резко выделяется лавовый поток последнего извержения, остановившийся в 1,5 км от кратера.

При дешифрировании аэрофотоснимков на восточном склоне Казбекского массива, в ледниковой зоне, был выявлен невысокий, но морфологически четко выраженный вулкан, от которого отходит небольшой и маломощный поток, растекшийся по склону. Судя по фототону фотоизображения, и вулкан, и поток сложены темноцветными эффузивами [3,5].

Согласно данным К-Аг-анализа, проведенного российскими исследователями [21], было установ-

Усшпнм? <уб|тшэченн|г

CD * tv«vi1 i и

ЦЖП s И в '

Масота<.кч

n ;l i И

раннем голоцене.

Многие вулканические сооружения Кельс-кого нагорья (группа вулканов Большого и Малого Непискало, Северный Норван-хох) несут явные следы ледниковой обработки. Боковые части лавовых потоков некоторых вулканов Кельского нагорья резко отшлифованы древними ледниками. На поверхности этих

ТОМ 4

№ 3

ВЕСТНИК иа

ВПАОИКАВКАЗСКОГО НАУЧНОГО UEHTPA (И^^^^Я

92

КАЗБЕКСКИИ И КЕЛЬСКИИ ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ЦЕНТРЫ

лено, что период максимальной магматической активности вулканов Казбекского района приходится на интервал времени в 150-300 тыс. лет назад (табл. 1). Полученные К-Аг-данные не исключают возможности более молодых (в том числе голоце-новых) извержений, а именно моложе 10 тыс. лет, в пределах Кельского, Джавского и Казбекского вулканических центров, что дает возможность причислить эти сегменты Казбекской области Большого Кавказа к потенциально опасным в смысле возможности возобновления в них вулканической активности.

Согласно последним К-Аг-датировкам, последовательность образования лав Кельского плато следующая. Наиболее древние лавы (215±35 тыс. лет) слагают вулкан Шадил-хох. На верхи среднего плейстоцена (150±25 тыс. лет) приходится период максимальной магматической активности вулкана Большой Непискало. Образование нижних лав вулкана Восточный Хорисар приходится на границу верхнего и среднего плейстоцена (135±25 тыс. лет). Наиболее молодыми образованиями Кельского комплекса, а на данном этапе исследований и всей Казбекс-кой области, являются продукты извержений вулкана Шари-хох (20±15 тыс. лет) и вулканиты Аху-батского потока западной периферии Кельского плато (15±15 тыс. лет). Эти породы по своим изотопным датировкам соответствуют границе плейстоцена и голоцена, а в пределах погрешности измерения не исключен их голоценовый и даже «исторический» возраст (менее 10 тыс. лет), что позволяет отнести этот регион к потенциально «вул-каноопасным».

Возраст продуктов активности вулкана Кабард-жин оценивается в 225-295 тыс. лет, что отвечает среднему плейстоцену. Ранее эти образования относили к низам позднего плейстоцена. Изотопные данные указывают на несколько более древний возраст продуктов активности вулкана Сакохе (р-н Крестового перевала) - 185±30 тыс. лет (верхи среднего плейстоцена). К-Аг-датировки подтвердили четвертичный возраст андезитов Джавского вулканического центра, который, по-видимому, следует отнести к долгоживущим центрам вулканизма Большого Кавказа. Период его активности составляет не менее 200-220 тыс. лет. При этом образование Крезского потока датируется 60±25 тыс. лет [21].

Однако для разработок реальных прогнозов развития природной среды региона необходимо учитывать и особенности развития ландшафтных комплексов региона. Наиболее достоверная картина получается при изучении современного состояния природно-территориальных комплексов и выявле-

ния основных тенденцией их трансформирования. Это особенно ярко проявляется в высокогорье, где ландшафтные комплексы являются идеальными индикаторами состояния внешней среды.

На ландшафтной карте Казбекского района выделено 11 ландшафтных комплексов:

1. Комплекс вторичных лесов среднегорий (бук, сосна), развитый на осветленных бурых лесных почвах.

2. Комплекс кустарниковых и травянистых пойменных формаций межгорных котловин на аллювиальных и аллювиально-болотистых почвах.

3. Комплекс скальных фитоценозов речных каньонов и глубоких ущелий.

4. Комплекс субальпийского редколесья и березового криволесья, с редким кустарниковым подлеском и высокотравными формациями, развитыми на горно-лесных и горно-луговых почвах.

5. Комплекс высокогорных болот на лавовых плато и потоках, с маломощным слоем торфяника и обедненными осоковыми формациями.

6. Комплекс ледниковых языков, боковых морен и зандровых озер, приуроченный к склонам вулканических массивов с альпийской растительностью и лишайниками на горно-луговых и каменистых почвах.

7. Комплекс ландшафтов приводораздельной части высокогорных хребтов и массивов с зазубренными скальными вершинами и бедной субальпийской растительностью на щебнистых почвах.

8. Комплекс ледниково-нивальных ландшафтов фирновых бассейнов и вечных снегов гребневой зоны

9. Комплекс, представленный отдельными фрагментами альпийских лугов на горно-луговых и болотисто-щебнистых почвах.

10. Комплекс субальпийских высокогорных формаций на горно-луговых почвах.

11. Селитебные ландшафты.

Была определена степень антропогенной нагрузки на отдельные ландшафты, из которой следует, что за последние 110 лет площади природных ландшафтов этого района сократились на 4% или на 43,24 км2, что представляет собой довольно высокую цифру применительно к высокогорному характеру территории.

До сегодняшнего дня население, проживающее в этой зоне, было защищено от катастрофических селей как тем, что раньше здания и сооружения строились на возвышенностях, находящихся выше зоны действия водных и селевых процессов, так и искусственными защитными сооружениями. Однако в последние десятилетия под жилые и административные постройки были

ВЕСТНИК ШЯ

ВПАППКАВКАЗСКОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА

освоены участки, не отвечающие требованиям безопасности: в поймах рек, в устьях притоков селеносного характера (в том числе и рек Терек и Кармадон). Все это требует кардинального пересмотра ситуации и, в случае невозможности эвакуации подобных объектов, создания постоянной службы аэрокосмического и полевого мониторинга.

ВЫВОДЫ

1. На основе анализа существующих методик и схем геоморфологической дифференциации территорий, а также полевых маршрутных исследований предложена схема геоморфологического районирования исследуемого региона.

2. Установлена четко выраженная тенденция к сокращению площадей современного оледенения,

дроблению большинства ледников, а в ряде случаев, и к полному их исчезновению.

3. Применение методов анализа аэро- и космо-фотоснимков исследуемой территории позволило осветить некоторые качественно новые стороны геоморфологии, геоэкологии и ландшафтной дифференциации этого региона.

4. Геоморфологически охарактеризованы основные вулканические образования региона и приведены имеющиеся в литературе изотопные датировки их возраста.

5. Сложная геолого-геоморфологическая структура региона требует проведения дальнейших специализированных полевых исследований с целью установления реальной картины характера развития современных геодинамических процессов и явлений на труднодоступных участках Кельского плато, Трусойского ущелья и др.

Литература

1. Богатиков O.A., Гурбанов А.Г. Комплексные исследования Эльбрусского и Казбегского вулканических центров: мониторинг и прогноз // Вестник Владикавказского НЦРАН, 2003. T.3. № 2. С. 15-28.

2. Бондырев И.В. Теоретические проблемы современной структурной геоморфологии // Матер. междун. конф. «Геоморфология гор и равнин: взаимодействия и взаимосвязи», Краснодар, 1998.

3. Бондырев И.В. Кольцевые структуры Грузии //Геотектоника, 2003, № 2. С. 98-108.

4. Бондырев И.В. Новый взгляд на некоторые проблемы геоморфологии Грузии. - Тбилиси: Институт географии Грузии, 2000. 72с.

5. Бондырев И.В. Основные проблемы изучения и освоения высокогорных районов Грузии // ОИ, сер. «Геология». - Тбилиси: ГрузНИИНТИ, 1987. 68 с.

6. Бондырев И.В., Заалишвили В.Б. Результаты исследования активизации процессов в междуречье Гизель-дон-Геналдон (Кармадонский блок) //Вестник Владикавказского НЦ РАН, 2004. Т.4. № 1. С. 27-33.

7. Бурчуладзе A.A., Джанелидзе Ч.П., Тогонидзе Г.И. Применение радиоуглеродного метода для решения некоторых вопросов палеогеографии плейстоцена и голоцена Грузии //Актуальные вопросы современной геохронологии. - М.: Наука, 1976. С. 238-243.

8. Геоморфология Грузии / Ред.Л.И.Маруашвили. -Тбилиси: Мецниереба, 1971. 69 с.

9. Гобеджишвили Р.Г. Ледники Грузии. - Тбилиси: Мецниереба, 1989. 128 с.

10. Джанелидзе Ч.П. О среднеголоценовом возрасте последнего извержения Казбегского вулкана // Геоморфология. 1975. № 2. С. 75-77.

11. Короновский Н.В. История развития вулкана Ка-барджини (Центральный Кавказ) //Вопросы региональной геологии СССР. Сб. статей - М.: Изд-во Мое. унта. 1964. С. 135-145.

12. Лилиенберг Д.А. Закономерности и механизмы современной геодинамики морфоструктуры Крыма, Кавказа и Каспия // В кн. «Проблемы геологии Кавказа и Предкавказья»: Материалы международного совещания. - Краснодар, 2001. С. 45-77.

13. Милановский Е.Е., Короновский Н.В. Орогенный вулканизм и тектоника Альпийского пояса Евразии. - М.: Недра. 1973. 280 с.

14. Опасные гидрометеорологические явления на Кавказе / Ред. Г. Сванидзе, Я. Цуцкиридзе. - Ленинград: Гидрометиздат, 1980. 287 с.

15. Панов В.Д. Эволюция современного оледенения Кавказа. - СПб, 1993. 432 с.

16. Подозерский К.И. Ледники Кавказского хребта // Записки КОИРГО, 1911. Т. 29. Вып. 1. - Тифлис.

17. Таташидзе З.К., Бондырев И.В., Церетели Э.Д. Некоторые проблемы геоэкологии горных районов Грузии //Геоэкология, 2002. № 3. С. 92-103.

18. Харитонашвили Д.А. Геоморфология горной полосы междуречья Большой Лиахвы и Иори и антропогенная трансформация рельефа: Автореф. диссер. канд. географ. наук. - Тбилиси: ТГУ, 2004. 24 с.

19. Церетели Э.Д. и др. Информационный бюллетень изучения и прогнозирования экологического состояния подземных вод и опасных геологических процессов. - Тбилиси: 2000. 410 с.

20. Церетели Э.Д. Природно-катастрофические явления и проблема устойчивого развития Грузии и приграничных территорий //Автореф. дис. ... ученой степени доктора географических наук. - Тбилиси: ТГУ, 2003. 109 с.

21. Чернышов И.В., Аракелянц М.М., Лебедев В.А., Бубнов С.Н., Гольцман Ю.В. Геохронология четвертичных вулканов Казбегской области Большого Кавказа (данные К-Аг-метода) // Проблемы геологии и петрологии: сб. научн. труд. геолог. ин-та АН Грузии. Нов. сер., вып. 114. - Тбилиси:1999. С.81-91.

ВЕСТНИК ЕЙ

ВПАОИКАВКАЗСКОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА